close

Вход

Забыли?

вход по аккаунту

?

570.ВЕСТНИК КАМЧАТСКОЙ РЕГИОНАЛЬНОЙ АССОЦИАЦИИ «УЧЕБНО-НАУЧНЫЙ ЦЕНТР». Серия Науки о Земле №1 2004

код для вставкиСкачать
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
??????????
??????? ??????????:
? ?????????? ????????? ?????? ???????? ????? ??? ? ??????????
??? ???
?. ?. ?????
?????????? ????????:
???????????? ???????? ? ???????????? ?????????
?. ?. ???????????
?????????????? ????????????? ????????? ???? ????????? ???
????????? ????????
?. ?. ???????, ?. ?. ???????, ?. ?. ???????
?????????? ??????? ????????????:
????????? ???????????? ???????? ? 2003 ?.
?. ?. ????????, ?.?. ?????????
????????????????? ???????????? ???????? ???????????????
???????, ??????????????? ?????? ?????? ???????? ????????????
???????
?. ?. ????????, ?.?. ??????, ?.?. ??????
?????? ?????????? ??????????????? ??????? ????????? ?????????
?. ?. ????????
????????????? ?????????????? ?????????????? ?????
????????????????? ?????????? ?????????? ????? - ????????? 7700 14?
?.?. ?? ????? ????????
?. ?. ???????, ?. ?. ???????
??????????? ???????? ???????? ???????????? ???????
????????????????? ????????? ??????
?. ?. ???????, ?. ?. ????????, ?. ?. ???????, ?. ?. ???????
?????? ?????????:
?????????? ?????????? ?????? ????????? ????????
?. ?. ????????
??????????????? ?????????? ???????????? ????????? ???????
????????? ?????????? ????? ?? ??????? ?????????? ????????????
???????? ??????, ??????????? ? ??????
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
?. ?. ???????, ?. ?. ??????????, ?. ?. ??????????, ?. ?. ???????
???????? ????? ?????????? 1996 ???? ? ???????? ???????? ????
(????????? ????????????? ?????): ??????????? ??????????? ?
?????????? ??????
?. ?. ???????????
???????? ??????? ? ??????? ??? ???????
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Хроника важнейших событий
О СОВМЕСТНОМ СОВЕЩАНИИ СОВЕТА РЕКТОРОВ ВУЗОВ ДФО
И ПРЕЗИДИУМА ДВО РАН
6-8 октября 2003 г. в г. Петропавловске-Камчатском состоялось совместное совещание Совета ректоров
вузов Дальневосточного федерального округа и Президиума Дальневосточного отделения РАН.
В работе Совещания приняли участие ректоры,
проректоры вузов Хабаровского и Приморского краев,
Республики Саха (Якутия), Амурской и Камчатской областей, директора, руководители подразделений НИИ
ДВО РАН из Хабаровска, Владивостока, ПетропавловскаКамчатского, заместитель полномочного представителя Президента РФ в Дальневосточном Федеральном
округе, депутат Государственной Думы РФ, специалисты Министерства образования РФ, представители
органов исполнительной и законодательной власти
Камчатской области, Хабаровского края и Корякского
автономного округа.
Необходимость инновационного развития Дальневосточного федерального округа определяется жизненными интересами России. Между тем, научно-технический потенциал высшей школы и РАН недостаточно
полно используется в интересах развития Дальнего
Востока. В своей работе участники Совещания исходили из необходимости определить пути реализации
соответствующей федеральной и региональной политики государства.
Участники Совещания подчеркнули, что состояние науки и образования в Дальневосточном регионе
является важнейшим фактором его устойчивого развития. Однако практически не задействованы экономические и инновационные механизмы научного и
образовательного комплексов, слабо используются возможности интеграции науки и образования для решения проблем социально-экономического развития территорий, повышения конкурентоспособности и статуса
научно-исследовательской и образовательной систем,
формирования и реализации научной и образовательной политики в территориях, координации направлений подготовки кадров в соответствии с потребностями Дальневосточного региона. В условиях сложной
демографической ситуации и недостатка кадров высшей квалификации необходима более глубокая интеграция кадровых, материальных и других ресурсов научноисследовательской и образовательной систем.
По результатам совещания было принято решение,
которое подписали заместитель полномочного представителя Президента Российской Федерации в Дальневосточном федеральном округе Ю. Аверьянов, губернатор Камчатской области М. Машковцев, председаВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
тель ДВО РАН В. Сергиенко, председатель Совета ректоров Дальневосточного федерального округа В. Григоренко, ректор Камчатского государственного педуниверситета М. Сущева.
РЕШЕНИЕ
совместного совещания Совета ректоров вузов
Дальневосточного федерального округа и
Президиума Дальневосточного отделения РАН
«О реализации государственной политики в области
использования научно-технического потенциала
высшей школы и РАН в интересах
социально-экономического и инновационного
развития Дальневосточного федерального округа»
г. Петропавловск-Камчатский
6-8 октября 2003 г.
Рассмотрев вопрос реализации в Дальневосточном федеральном округе государственной политики
в области использования научно-технического потенциала высшей школы и РАН в интересах социальноэкономического и инновационного развития участники совещания отмечают, что Дальний Восток России
обладает значительным научным и технологическим
потенциалом. Накоплен опыт интеграции учреждений
науки и высших учебных заведений в развитии совместных фундаментальных, экспедиционных и полевых исследований; совместном использовании опытноэкспериментальной и приборной базы вузов и институтов РАН; привлечении научных сотрудников РАН к
работе в вузах региона; формировании общей информационной базы с целью совершенствования учебного
процесса в высших учебных заведениях.
Сформированы в Дальневосточном регионе и
некоторые элементы инновационной инфраструктуры:
в научно-исследовательских институтах ДВО РАН
созданы опытные участки и инженерно-технологические центры для апробации и доведения до стадии
промышленного производства готовых к внедрению
инновационных технологий и продуктов. Эта работа
осуществляется в кооперации с отраслевыми НИИ и
вузами региона на базе инновационного партнерства
с предприятиями всех форм собственности.
Несмотря на это, Дальневосточный регион остается,
в основном, источником природных ресурсов как для
России, так и стран АТР. Сложившаяся ситуация представляет угрозу для экономики и социальной сферы
3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ВЕСНА
региона т.к. закрепляется его сырьевая направленность. Кроме того, слабо задействованы экономические и инновационные механизмы научного и образовательного комплексов, недостаточно используются возможности интеграции науки и образования для решения проблем социально- экономического развития
субъектов Российской Федерации ДФО, формирования и реализации научной и образовательной политики, координации направлений подготовки кадров в
соответствии с потребностями Дальневосточного региона.
С целью повышения эффективности реализации
государственной научно-технической и инновационной политики в Дальневосточном федеральном округе
участники совещания
Решили:
1. Обратиться к полномочному представителю
Президента РФ в Дальневосточном федеральном округе
с предложениями рассмотреть до 20 апреля 2004 года
на Совете по научно-технической и инновационной
политике при полномочном представителе Президента
Российской Федерации в Дальневосточном федеральном округе основные направления и формирование
программ инновационного развития субъектов Российской Федерации округа с использованием потенциала
ДВО РАН и учреждений высшего профессионального
образования.
2. Рекомендовать:
2.1. Министерству образования и Министерству
промышленности, науки и технологий Российской Федерации в 2004 году назначить своего представителя
в Дальневосточном федеральном округе (из числа руководителей подведомственных учреждений, работающих в регионе).
2.2. Министерству образования Российской Федерации: в 2004 году провести выездную Коллегию в
Дальневосточном федеральном округе по вопросам
состояния общего среднего, среднего специального и
высшего профессионального образования на Дальнем
Востоке и активизации интеграционных процессов
между вузовской и академической наукой;
- в первом полугодии 2004 года разработать механизмы софинансирования из бюджетов всех уровней
и внебюджетных источников научно-технических и
инновационных проектов и программ.
2.3. Руководителям органов исполнительной
власти субъектов Российской Федерации ДФО:
- в 2004 году разработать региональные научнотехнические и инновационные программы по приоритетным направлениям социально- экономического развития
региона с учетом его специфики и сроков полно-мочий
органов исполнительной власти субъекта федерации;
- в первом полугодии 2004 года провести исследование потребности субъекта федерации в специалистах разного профиля на среднесрочную и долгосрочную перспективу исходя из планов социально-экономического развития территорий и сформировать социальный заказ на их подготовку;
- рассмотреть возможность целевого финансирования инновационных проектов из регионального
бюджета либо создания для этой цели специализированного регионального бюджетного фонда;
- с целью привлечения молодежи в сферу науки и
образования в первом полугодии 2004 года разработать механизмы, обеспечивающие льготные условия
в системе регионального ипотечного кредитования для
работающих в этой сфере.
3. Совету ректоров вузов Дальне восточного федерального округа: до 30 марта 2004 года провести анализ профессиональной структуры подготовки специалистов в вузах округа, сформировать предложения по
расширению направлении подготовки кадров в соответствии с программами развития территорий Дальнего Востока России;
- в первом полугодии 2004 года разработать и
внедрить в учебный процесс вузов обязательный курс
основ инновационного менеджмента, программы подготовки инновационных менеджеров и специалистов для
научно-исследовательских учреждений Дальневосточного отделения Российской Академии наук.
- в 2004 году создать и вести региональную базу
данных «Аспирантура-докторантура-диссертационные советы», обеспечив доступ к ней с использованием
сети Интернет;
- в первом полугодии 2004 года совместно с Президиумом ДВО РАН подготовить к изданию сборник
«Проблемы модернизации российского образования:
интеграционные процессы и институциональные преобразования в Дальневосточном федеральном округе».
4. Президиуму Дальневосточного отделения РАН:
в первом полугодии 2004 года разработать комплекс
механизмов стимулирования инновационной деятельности в регионе;
- в 2004 году сформировать и вести базу данных
перспективных для Дальнего Востока инновационных
проектов для малых и средних предприятий на основе
собственных и зарубежных исследований.
5. До 1 февраля 2004 года издать по материалам
настоящего совещания сборник докладов и направить
его всем участникам, руководителям органов исполнительной власти субъектов Российской Федерации, в
вузы Дальневосточного федерального округа, Президиум ДВО РАН.
Е.Б. Весна
доктор психологических наук
проректор по научной работе и международным связям КГПУ
4
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Актуальные проблемы
УДК 551.21
ГИДРОСФЕРНЫЕ ПРОЦЕССЫ И ЧЕТВЕРТИЧНЫЙ ВУЛКАНИЗМ
? 2004 г. Н. И. Селивёрстов
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН,
Петропавловск-Камчатский, 683006, т.(41522)59405, e-mail: selni@kcs.iks.ru
Рассмотрены временные связи между периодами глобального и регионального усиления эксплозивной
вулканической активности в позднем кайнозое и эвстатическими циклами различных порядков. Показаны
тесная связь сильнейших вулканических событий плейстоцена по обрамлению Тихого океана с регрессивными стадиями гляциоэвстатических циклов 4-го порядка и корреляция сильнейших голоценовых извержений вулканов Камчатки с эвстатическими циклами 5-го порядка. Рассмотрены возможные механизмы
влияния глобальных гидросферных процессов на эксплозивную вулканическую активность. Предполагается,
что активизация кальдерообразующих движений и связанных с ними крупномасштабных проявлений
эксплозивного вулканизма в ледниковые периоды плейстоцена обусловлена сбросом давления в магматических системах вследствие гляциоэвстатических понижений уровня океана в эти периоды.
ВВЕДЕНИЕ
О ГЛОБАЛЬНЫХ ЭВСТАТИЧЕСКИХ ЦИКЛАХ
Вулканическая активность в геологическом времени не оставалась постоянной, а скорее проявлялась
эпизодически в течение всей геологической истории
Земли. Кайнозойский отрезок истории в этом отношении не является исключением. Полученные к настоящему времени многочисленные фактические данные
указывают на эпизодичность и глобальное усиление
вулканической активности в позднем кайнозое, что
особенно ярко проявилось в четвертичное время. Об
этом свидетельствуют распределение прослоев вулканических пеплов в осадочном чехле Мирового океана,
изученных в скважинах глубоководного бурения, а
также датировки серий вулканических пород и отложений тефры по обрамлению Тихого океана (Кеннет, 1987).
Глобальное усиление вулканической активности не единственная примечательная черта позднего
кайнозоя. К этому периоду времени относится и
существенное изменение характера эвстатических
колебаний уровня океана. Данная работа посвящена
выяснению временных взаимосвязей и возможных
механизмов взаимной обусловленности этих двух
глобальных процессов.
Эта работа была впервые опубликована в журнале «Вулканология и сейсмология» (Селиверстов,
2001), и включена в настоящий сборник с некоторыми авторскими дополнениями и изменениями.
История эвстатических колебаний уровня океана
в ходе геологического развития Земли достаточно
сложна и восстановлена далеко не полностью. К настоящему времени установлено, что эти колебания
обусловлены суперпозицией эвстатических циклов
различного порядка. На рис.1 (а, б, г) представлены
диаграммы глобальных эвстатических изменений
уровня океана (Вейл и др, 1982; Hag et al., 1987), а
также изотопно-кислородные диаграммы ШеклтонаОпдайка (Shackleton, Opdyke, 1973; Shackleton, Opdyke,
1976), характеризующие гляциоэвстатические колебания уровня океана в четвертичное время (в).
Для фанерозойского времени (рис.1, а) по геологическим данным выделено 2 эвстатических цикла
первого порядка длительностью 200-300 млн. лет
(Вейл и др, 1982). На фоне этих, наиболее низкочастотных колебаний, проявлялись более высокочастотные ? эвстатические циклы 2-го и 3-го порядков. На
одной из последних версий глобальной эвстатической
циклограммы, составленной по данным сейсмической
стратиграфии и бурения, от триаса до голоцена выделено 27 циклов второго порядка длительностью от 4
до 30 млн. лет и 127 циклов третьего порядка длительностью от нескольких сот тысяч до 9 млн. лет (Hag et
al., 1987). На рис.1, б представлен фрагмент этой циклограммы для последних 25 млн. лет. Буквенно-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
5
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
СЕЛИВEРСТОВ
а.
б.
под?ём
200
1
100
TB3
K
3.6
3.5
3.4
3.3
0
-1.0
-2.0
-0.5
150
-1.5
1
2
1
2
3
4
5
3
4
5
6
6
7
7
10
8
TB2
2.4
2.3
15
9
400
10
11
11
12
20
15
1.4
16
50
0м
0
5
10
15
0.4
20
тыс. лет
0.5
15
16
0.6
17
18
18
19
19
20
0.7
млн. лет
20
21
Циклы 2-го и 3-го порядков
1310 см
0.3
100
14
17
25
млн. лет
Циклы 1-го порядка
0.2
13
14
1.5
C
600
млн. лет
10
13
2.1
500
9
12
2.2
TB1
2
Современный уровень океана
C
2.5
300
0.1
8
2.6
P
0
5
3.1
200
Tr
O
0м
3.2
J
D
S
100
3.9
3.8
3.7
под?ём
V 28-239
V 28-238
Голоцен
0
0.5
Ng-Q
Pg
падение
падение
Плейстоцен
падение
1.0
г.
в.
под?ём
710 см
Рис.1. Диаграммы глобальных изменений уровня океана.
а - глобальные эвстатические циклы первого порядка для фанерозоя по данным (Вейл и др., 1982); относительные изменения
уровня океана приведены в долях максимального размаха амплитуд эвстатических колебаний по диаграммам циклов 2 и 3
порядков; длительность геологических периодов на диаграмме приведена в соответствие с работой (Харленд и др., 1985);
б - фрагмент глобальной эвстатической диаграммы циклов 2 и 3 порядков для неоген-чет-вертичного времени по данным
работы (Hag et al., 1987); в - изотопно-кислородные диаграммы тихоокеанских колонок глубоководных осадков V28-238 и
V28-239 по данным работ (Shackleton, Opdyke, 1973; Shackleton, Opdyke, 1976); г - диаграмма глобального изменения
уровня океана за последние 20 тыс. лет по данным работы (Каррей, 1968); сплошная линия - график позднеплейстоценголоценового изменения уровня океана, построенный по осреднённым значениям радиоуглеродных датировок; штриховая
линия - график Дж. Каррея; точечная линия - предполагаемый график изменения уровня океана.
цифровые и цифровые обозначения циклов 2-го и 3го порядков на этом рисунке приведены в соответствие
с работой (Hag et al., 1987).
Важной особенностью позднекайнозойской истории эвстатических колебаний является прогрессирующее влияние ещё более высокочастотной составляющей - циклов четвёртого порядка, длительностью от
десятков до первых сотен тысячелетий. Наиболее
полные и представительные данные по этим циклам
получены благодаря успешному применению изотопно-кислородного и палеомагнитного методов при
изучении колонок глубоководных осадков (Shackleton,
Opdyke, 1973; Shackleton, Opdyke, 1976). Установлена
тесная связь циклов 4-го порядка с периодическими
изменениями орбитальных параметров Земли, что
постулировалось в «астрономической» гипотезе оледенений Миланковича (Hays et al., 1976). В частности,
показано преобладание в спектральном составе изотопно-кислородной кривой 100-тысячелетних циклов,
а также наличие составляющих с периодами 43, 24 и
19 тыс. лет, которые характерны и для орбитальных
параметров Земли.
6
Позднекайнозойские эвстатические циклы 4-го
порядка обусловлены исключительно перемещениями
водных масс между океаном и сушей в процессе роста
и деградации ледников, т.е. по своей природе являются
гляциоэвстатическими (Николаев, 1972). Причина их
прогрессирующего влияния на неоген-четвертичный
эвстатический процесс связывается с проявлением
высокоамплитудных колебаний в системе ледникиокеан-атмосфера, обусловленных развитием антарктического покровного оледенения вследствие постепенного смещения Антарктиды в южные полярные
широты и возникновения циркумполярного Антарктического течения (Ушаков, Ясманов, 1984). Судя по
изотопно-кислородным данным (Кеннет, 1987),
незначительные по амплитуде гляциоэвстатические
колебания уровня океана отмечались еще в среднем и
верхнем миоцене. Но максимального размаха (более
100 м) они достигли лишь в плейстоцене и в значительной мере обусловили современный облик побережий и шельфа Мирового океана. Их яркие следы
на суше - многочисленные четвертичные морские
террасы, образующие закономерные последовательВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ГИДРОСФЕРНЫЕ ПРОЦЕССЫ И ЧЕТВЕРТИЧНЫЙ ВУЛКАНИЗМ
0
СЗ
?В
0
0.1
0
А
5 км
0.1
0.2
2-4
0.2
0.3
6а
6
0.4
0.3
8
0.5
10
0.4
Ревербера?и?
0.6
12-18
0.5 км
0.7 с
0
З?З
Б
0
о
55 31`0 N
161 о52`7 E
ВСВ
внутренняя бровка шельфа
0.2
0
5 км
0.2
2-4
0.4
6
0.4
0.6
граница зоны реверберационных помех
0.8
0.6
сек
км
Рис.2. Высокочастотные сейсмоакустические разрезы шельфа в западной части Кроноцкого залива (а) и в западной
части Камчатского залива (б). Получены в 39 рейсе НИС «Вулканолог» в 1991 г. (Селиверстов, 1996). Цифры в
рамках - номера изотопно-кислородных стадий плейстоцена, во время которых предполагается образование соответствующих осадочных комплексов.
ности на воздымающихся побережьях практически
всех континентов и многих островах (Кинг, 1968;
Цейнер, 1963). Подобные последовательности подводных морских террас наблюдаются и на погружающихся участках шельфа, в частности ? у берегов Восточной Камчатки. На рис.2 (а, б) проиллюстрированы
запечатленные на сейсмоакустических разрезах последовательности аккумулятивных морских террас, формирование которых было обусловлено плейстоценовыми гляциоэвстатическими колебаниями уровня
океана на фоне интенсивного (1.5-3 мм/год) тектониВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
ческого погружения шельфа в Кроноцком и Камчатском заливах (Селиверстов, 1996).
ЭВСТАТИЧЕСКИЕ ЦИКЛЫ И ВУЛКАНИЗМ
Каковы же временные связи между глобальными
эвстатическими циклами различных порядков и
периодами усиления вулканической активности?
Кайнозойское время характеризуется постепенным усилением вулканической активности, что особенно заметно проявилось в позднем кайнозое (Кен7
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
CЕЛИВEРCТОВ
?ровень океана
а.
б.
под??м
?редняя встречаемость
пепловых горизонтов
падение
200
100
3.9
3.8
3.7
TB3
1
0м
3.6
3.5
3.4
3.3
0
20
5
16
?ндийский
эпизод
15
14
13
12
2.5
TB2
18
17
2.6
11
15
2.3
Колумбийский
эпизод
10
9
8
7и6
2.2
TB1
?иджийский
эпизод
19
10
1.5
4
21
3.1
2.1
3
Каскадный
эпизод
22
3.2
2.4
2
5
20
Номера
биостратиграфических
зон
1.4
25 млн. лет
?иклы 3-го порядка
?иклы 2-го порядка
Рис.3. Эвстазия и вулканическая активность позднего кайнозоя.
а - диаграмма глобальных изменений уровня океана в позднем кайнозое (циклы 2 и 3-го порядков) по данным (Hag et al.,
1987); б - средняя встречаемость горизонтов вулканического пепла в осадочном чехле Мирового океана по данным
глубоководного бурения (Кеннет, 1987).
нет, 1987). В частности, для обрамления Тихого океана
по наземным данным в позднем кайнозое выделяют
4 крупных эпизода усиления вулканической активности: каскадный (четвертичное время), фиджийский
(раннеплиоценовый), андийский (позднемиоценовый)
и колумбийский (среднемиоценовый) (Кеннет, 1987).
Несмотря на то, что эти эпизоды относятся лишь к
тихоокеанскому региону, они нашли достаточно отчетливое выражение и в диаграмме средней частоты
8
встречаемости прослоев вулканических пеплов в
осадочном чехле Мирового океана (рис.3, а), составленной Дж. Кеннетом по данным глубоководного
бурения и характеризующей глобальные изменения
эксплозивной вулканической активности (полного
соответствия здесь, очевидно, ожидать трудно). Заметим, что кайнозойское время соответствует нисходящей ветви последнего эвстатического цикла первого
порядка, т.е. неоген-четвертичное усиление вулканиВЕ?ТНИК КР??Н?. ?ЕРИЯ Н??КИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ГИДРО??ЕРНЫЕ ПРО?Е??Ы И ЧЕТВЕРТИЧНЫЙ В?ЛК?НИЗМ
0
0.1
0.2
0.3
0.4
0.5 млн. лет
Вспышки
кислого
вулканизма
а.
1
2
3 4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
-1.5
-0.5
V 28-239
б.
-2.0
-1.0
Рис.4. Изотопно-кислородные стадии плейстоцена и вулканическая активность.
а - периоды глобальных вспышек кислого вулканизма по данным (Мелекесцев, 1980; Эрлих, 1973); б - изотопнокислородные диаграммы тихоокеанских колонок глубоководных осадков, по данным (Shackleton, Opdyke, 1973,
Shackleton, Opdyke, 1976).
ческой активности происходило на фоне последовательного понижения уровня океана и изменения
климатических условий в сторону похолодания.
Детальность диаграммы распределения прослоев
вулканических пеплов в осадочном чехле Мирового
океана (рис.3, б) невысока и ограничена протяженностью отдельных биостратиграфических зон. Вс? же
сравнивая эту диаграмму с глобальной эвстатической
диаграммой циклов 2-го и 3-го порядков (рис.3, а),
можно заметить, что вспышки эксплозивной вулканической активности (в пределах биостратиграфических
зон 22, 19-20, 14-16, 7-6 и на границе зон 9-10 и 1213) тяготеют к участкам временной шкалы, где появляются экстремальные значения низкого уровня
океана в циклах 3-го порядка, причем само появление
этих экстремальных значений на эвстатической диаграмме, судя по изотопно-кислородным данным (Кеннет, 1987), обусловлено «вспышками» более высокочастотных, гляциоэвстатических циклов 4-го порядка
(в плейстоцене, плиоцене, и, вероятно, в верхнем и
среднем миоцене). Максимальное количество прослоев вулканических пеплов залегает в биостратиграфиВЕ?ТНИК КР??Н?. ?ЕРИЯ Н??КИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
чески нерасчлен?нном верхнеплиоцен-четвертичном
разрезе морских осадков (биостратиграфическая зона
№22, последние 1.8 млн. лет). Этому же отрезку времени, особенно второй его половине соответствует и
главный всплеск гляциоэвстатической активности с
максимальными по амплитуде колебаниями уровня
океана (до 130-140 м).
Таким образом, прослеживается вполне определ?нная связь периодов усиления вулканической активности с проявлениями гляциоэвстатических колебаний уровня океана (циклов 4-го порядка). Как же
соотносятся отдельные фазы этих гляциоэвстатических циклов с периодами усиления вулканической
активности?
?удя по крупнейшим датированным вулканическим событиям плейстоцена, глобальное усиление эксплозивной вулканической активности в островных
дугах с образованием гигантских кальдер и максимальными об??мами пирокластических покровов и
игнимбритов, происходило в периоды гляциоэвстатических понижений уровня океана на величину 100130 м относительно современного, т.е. в периоды
9
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
?ЕЛИВEР?ТОВ
км3/1000 лет
а.
20
Камчатка
0
0
б.
0.1 млн. лет
20
Япония
0
0
в.
0.1 млн. лет
Новая Зеландия
20
0
0
г.
0.1 млн. лет
1
2
3
4
5
V28-239
0
д.
0.1 млн. лет
1
2
3
вулк. Тоба (73.5 т.л.н.)
?ивелуч
?зон
Крашенинникова
Карымское озеро
Малый ?емячик
?ангар
?вачинский
Опала
Горелый
Курильское озеро (древн.)
Немо-3
Менделеева
Головнина
40
60 т.л.н.
20
0
Рис.5. Изотопно-кислородные стадии и вулканическая активность верхнего
плейстоцена.
?ведения о вулканической активности приведены по данным (Мелекесцев,
1980; Мелекесцев и др., 1974; Эрлих, 1973; Braitseva et al., 1995; Rampiro,
Self, 1992).
10
ВЕ?ТНИК КР??Н?. ?ЕРИЯ Н??КИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ГИДРО??ЕРНЫЕ ПРО?Е??Ы И ЧЕТВЕРТИЧНЫЙ В?ЛК?НИЗМ
а.
падение
под??м
150
б.
?ровень океана
100
Курилы
50
0м
7
Голоцен
Вулканическая активность
1
Япония
?тоса-нупури
Машю
Камчатка Тао-Русыр
Тойя
кальдера
Нигорикава
?ангар
тефра
Товада
Лв.Пасть
Кур. оз.
?сама
Пик Немо
Карым
Эйра
?
10
3
Плейстоцен
2
15
20
тыс. лет
Рис.6. Эвстатические колебания уровня океана и крупнейшие вулканические события на Камчатке, Курилах и в Японии
в конце плейстоцена начале голоцена.
а - диаграммы изменений уровня океана в конце плейстоцена-голоцене (Кеннет, 1987); эвстатические диаграммы: 1
- ?ейбриджа, 2 - Каррея, 3 - осредненная; б - датированные пирокластические покровы Камчатки, Курил и Японии
(Мелекесцев, 1980; Эрлих, 1973).
максимальных оледенений суши, соответствующие
четным стадиям изотопно-кислородной диаграммы
?еклтона-Опдайка. На рис.4 проиллюстрирована
временная связь периодов глобальных вспышек
кислого вулканизма (по данным (Мелекесцев, 1980;
Мелекесцев и др., 1974; Эрлих, 1973)) с периодами
плейстоценовых понижений уровня океана (четными
изотопно-кислородными стадиями) для последних 500
тыс. лет.
Эта закономерная связь сохраняется и для отдельных регионов, в частности - по северному и западному
обрамлению Тихого океана. На ?ляске в ледниковые
периоды, соответствующие трем последним ч?тными
изотопно-кислородными стадиями (№№2, 4, и 6, соответственно 18-40, 70-90 и 125-190 тыс. лет назад),
были образованы гигантские маары (Beget et al., 1997).
На Камчатке, в Японии и Новой Зеландии в верхнем
плейстоцене с ч?тными стадиями 2 и 4 связаны максимальные об??мы изверженных пород (рис.5, а, б, в, г).
? этими ледниковыми стадиями на Камчатке и КуриВЕ?ТНИК КР??Н?. ?ЕРИЯ Н??КИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
лах, судя по датировкам и соотношению пирокластических покровов и игнимбритов с ледниковыми
отложениями, связано образование кальдер Крашенинникова, Карымского озера, древнего Курильского
озера, кальдер вулканов ?вачинского, ?ивелуча,
Ксудача, Малого ?емячика, Горелого, Опалы, молодой
кальдеры ?зонско-Гейзерной депрессии, на о. Итуруп ?
кальдер ?рбич, ?ирк и Медвежья, на о. ?имушир ?
кальдер древняя Заварицкого и Броутона, на о. Онекотан ? кальдеры Немо, на о. Кунашир ? кальдер Менделеева и Головнина (Мелекесцев, 1980; Мелекесцев
и др., 1974; Эрлих, 1973; Braitseva et al., 1995). На
рис.5, д представлено распределение наиболее поздних из этих событий, соответствующих последней четной изотопно-кислородной стадии (№2) верхнего
плейстоцена (по данным радиоуглеродных датировок,
опубликованных в работе (Braitseva et al., 1995)).
Необходимо отметить, что крупнейшее за весь
плейстоцен извержение вулкана Тоба на о. ?уматра
(73,5 +/- 3,5 тыс.л.н.), с которым некоторые исследо11
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
?ЕЛИВEР?ТОВ
а.
б.
Маркирующие горизонты
тефры сильнейших
голоценовых извержений
вулканов Камчатки
50
Глобальные изменения
уровня океана в голоцене
40
30
10
20
0м
0
1
2
3
4
5
6
7
8
т.л.н.
?ивелуч
Безымянный
Кизимен
Карымский
Ксудач
?вачинский
Опала
?одутка
Курильское озеро
?ангар
Об??мы
пирокластики
?овременный
уровень океана
3
более 5 км
3
1 - 5 км
3
менее 1 км
Рис.7. Голоценовые колебания уровня океана и вулканизм Камчатки.
а - распределение основных маркирующих горизонтов тефры голоценовых извержений вулканов
Камчатки по данным (Брайцева и др., 1985; Брайцева и др., 1997; Braitseva et al., 1995); б - диаграмма
глобальных эвстатических изменений уровня океана в голоцене по ?ейбриджу (Кеннет, 1987).
ватели связывают начало верхнеплейстоценового
оледенения (Rampiro, Self, 1992; Ramaswamy, 1992),
произошло в период низкого уровня океана (рис.5, г),
т.е. уже в разгар верхнеплейстоценового ледникового
периода, связанного с изотопно-кислородной стадией
№4, и, очевидно, может рассматриваться лишь в
качестве следствия, но не причины этого оледенения,
12
т.е. гигантское извержение вулкана Тоба, как и другие
сильнейшие плейстоценовые извержения, были
инициированы, вероятнее всего, глобальными климатическими изменениями и сопутствующими гидросферными процессами.
Около 18 тыс. лет назад началось верхнеплейстоцен-голоценовое повышение уровня океана, соответ-
ВЕ?ТНИК КР??Н?. ?ЕРИЯ Н??КИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ГИДРО??ЕРНЫЕ ПРО?Е??Ы И ЧЕТВЕРТИЧНЫЙ В?ЛК?НИЗМ
ствующее восходящей ветви последнего цикла 4-го
порядка. Монотонность этого процесса нарушалась
более высокочастотной составляющей ? эвстатическими циклами 5-го порядка продолжительностью от
первых тысяч до нескольких сот лет. ?удя по эвстатическим диаграммам ?ейбриджа и Каррея, максимальные амплитуды этих колебаний (до 30-40 метров) отмечались в самом конце плейстоцена ? начале голоцена (7-14 тыс. лет назад). На Камчатке, Курилах и в
Японии этому периоду времени также соответствует
вспышка вулканической активности (рис.6). В частности, в это время на Камчатке образовались кальдеры
вулкана Карымский и Курильского озера, а на Курилах
- кальдеры Тао-Русыр (о. Онекотан) и Львиная Пасть
(о. Итуруп) (Мелекесцев и др., 1974; Эрлих, 1973).
Привязать конкретные вулканические события конца
плейстоцена ? начала голоцена к отдельным фазам
эвстатических циклов 5-го порядка пока невозможно
из-за недостаточной точности радиоуглеродного метода и неоднозначности эвстатических диаграмм в пределах этого временного интервала. Однако на представленных на рис.6 диаграммах отчетливо видна
широтная зависимость времени проявления сильнейших вулканических событий позднего плейстоцена раннего голоцена: в Японии основная часть этих
событий произошла в конце плейстоцена, а на Курилах
и Камчатке - в начале голоцена. Возможно, что эта
зависимость обусловлена процессом деградации плейстоценовых ледников, который на Камчатке завершился позднее, чем на Курилах и в Японии.
Для последних 8 тыс. лет голоценовой истории
(рис.7) на эвстатической диаграмме ?ейбриджа
можно выделить 9 циклов 5-го порядка с амплитудой
изменения уровня океана от первых до нескольких
метров. В соответствии с этой диаграммой, понижениям уровня океана соответствуют интервалы: 0.170.40, 0.65-1.0, 1.4-2.0, 2.3-2.5, 2.7-3.3, 3.9-4.6, 5.1-5.6,
6.1-6.6 и 7.3-7.6 тыс. лет назад. При сравнении этих
интервалов с голоценовой историей вулканизма на
Камчатке выявляется определ?нная закономерность:
датировки не всех, но большинства сильнейших
эксплозивных извержений по времени тяготеют к
регрессивным стадиям в циклах 5-го порядка. В этом
несложно убедиться, сравнив перечисленные интервалы врем?н с представленными на рис.7 датировками
горизонтов тефры, используемых в качестве маркирующих при тефрохронологических исследованиях
(Брайцева и др., 1985; Брайцева и др., 1997; Кирьянов
и др., 1986; Braitseva et al., 1995). Эвстатическая
диаграмма ?ейбриджа основана на геоморфологических наблюдениях и данных радиоуглеродного датирования морских отложений из различных районов
земного шара. Е? сопоставление с радиоуглеродными
ВЕ?ТНИК КР??Н?. ?ЕРИЯ Н??КИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
датировками тефры представляется вполне правомерным. Вс? же важно подчеркнуть, что упомянутая
выше связь сильнейших вулканических событий
голоцена с определ?нными фазами эвстатической
диаграммы ?ейбриджа не является бесспорной и нуждается в дополнительном экспериментальном подтверждении, поскольку фактическая точность радиоуглеродных датировок иногда сопоставима с периодами эвстатических циклов 5-го порядка.
В работе (Кирьянов и др., 1986) акцентировано
внимание на приуроченности пепловых горизонтов в
торфяниках о. Беринга к периодам голоценовых
похолоданий, выявляемых по споро-пыльцевым диаграммам. Очевидно, что эти периоды ассоциируются
с регрессивными стадиями голоценовых эвстатических циклов 5-го порядка.
О ВОЗМОЖНЫ? МЕ??НИЗМ?? ВЛИЯНИЯ
ГЛОБ?ЛЬНЫ? ИЗМЕНЕНИЙ ?РОВНЯ ОКЕ?Н?
Н? В?ЛК?НИЧЕ?К?Ю ?КТИВНО?ТЬ
Таким образом, мы приходим к выводу о тесной
связи периодов усиления вулканической активности
на Камчатке, Курилах и, по-видимому, в других
островных дугах западной части Тихого океана с
гляциоэвстатическими циклами 4-го и, вероятно, 5го порядков, точнее ? с регрессивными стадиями этих
циклов. ?удя по опубликованным данным, такая
закономерность известна и для некоторых других
регионов, расположенных в средних широтах и
непосредственно граничащих с обширными акваториями Мирового океана. В частности, в ?тлантическом океане на ?зорских о-вах методами абсолютной геохронологии показано усиление вулканической
активности в периоды низкого уровня океана в
верхнем плейстоцене - голоцене (Guillou et al., 1998).
В то же время, для районов, несколько удал?нных
от океанов, в частности для ?редиземноморья (McGuire,
1997), закономерная временная связь вспышек вулканизма с плейстоцен-голоценовыми регрессивными
стадиями существует, но отмечается значительный
сдвиг по фазе между этими явлениями. В районах же
развития покровных оледенений, судя по данным бурения ледников ?нтарктиды и Гренландии, эта зависимость вообще становится обратной (Paterne et al.,
1997). Эти факты, очевидно, свидетельствуют не в
пользу распростран?нных представлений о том, что
вулканическая активность является главной причиной
глобальных изменений климата и, соответственно,
глобальных гляциоэвстатических колебаний уровня
океана. Нет оснований сомневаться в том, что крупные
эксплозивные извержения способны вызвать сравнительно кратковременные региональные климати13
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
?ЕЛИВEР?ТОВ
ческие изменения. Такие явления достоверно задокументированы для сильнейших исторических извержений вулканов: Лаки (1783 г.), Тамбора (1815 г.),
Каракатау (1883 г.), ?анта-Мария (1902 г.), Катмай
(1912 г.), Пинатубо (1991 г.) и некоторых других
извержений (McCormick, 1992; Self et al., 1981). Тем
не менее, рассмотренные выше примеры закономерных связей между глобальными изменениями уровня
океана и вулканической активностью по различным
регионам Земли скорее указывают на правомерность
иной точки зрения: глобальные изменения климата и
связанные с ними глобальные изменения уровня
океана существенно влияют на вулканическую
активность.
Такая постановка вопроса не нова. Еще в 1972 г
Н.И.Николаев указал на возможный механизм такого
влияния (Николаев, 1972). Его сущность заключается
в проявлении гидроизостазии ? изостатической реакции недр Земли (в том числе астеносферы и гидравлически связанных с ней магматических систем) на глобальные изменения уровня океана. Т.е. фактически
предполагается, что изменения гидростатического
давления на дно океана в процессе глобальных изменений его уровня достаточно быстро передаются через
астеносферу островодужным и внутриплитовым
магматическим системам. Исходя из этих представлений, можно указать, по крайней мере, на два фактора, способствующие процессам кальдерообразования и усилению эксплозивной вулканической
активности в островных дугах в периоды резких
гляциоэвстатических понижений уровня океана.
В районах, не подверженных покровным
оледенениям, глобальное понижение уровня океана
вед?т к сбросу давления в астеносфере (в предельном
случае ? на 10-12 бар) и должно сопровождаться
соответствующим сбросом давления во всей системе
гидравлически связанных с ней магматических очагов, в том числе периферических, находящихся на небольших глубинах, где снижение давления должно
сопровождаться частичным оттоком магмы и е? замещением водным флюидом. Так??й процесс вед?т к
росту касательных напряжений над периферическими
очагами и способствует обрушению их кровли, т.е., в
соответствии с существующими представлениями
(?л?зин, 1987), может являться если не главной причиной, то «спусковым крючком» или, точнее, «дирижерской палочкой» для активизации кальдерообразующих движений и связанных с ними сильнейших
извержений с частичным опустошением периферических очагов, образованием игнимбритов и мощных
пирокластических покровов.
Известно, что растворимость водного флюида в
магме возрастает с увеличением давления (Барабанов,
14
1985). Поэтому уменьшение давления в магматической
системе должно вести к выделению свободного водного флюида из водонасыщенных магм в периферических очагах и верхних участках магматических
колонн. Кроме того, сброс давления в магматических
системах вед?т к нарушению установившегося воднофлюидного равновесия между магмой и вмещающими
горными породами, способствуя дополнительному
обогащению магм свободным водным флюидом.
Иначе говоря, в периоды понижения уровня океана в
верхних частях магматических систем, непосредственно влияющих на вулканическую активность, повышается относительное содержание свободного водного
флюида, что вед?т к некоторому снижению плотности
магм и увеличению их эксплозивности. По-видимому,
этот процесс весьма чувствителен даже к сравнительно небольшим колебаниям давления в магматической
колонне и способен привести к резкому усилению
эксплозивной активности вулканов в регрессивные
стадии циклов не только 4-го, но и 5-го порядка. Не
исключено, что сходные гидромагматические процессы, приводящие к эксплозивным извержениям, могут
происходить и при снятии упругих напряжений в ходе
сильнейших сейсмических событий вблизи магматических очагов. Примеры такой последовательности
проявления сейсмичности и вулканизма хорошо
известны. Последний из них - одновременные извержения вулканов Карымского и в кальдере ?кадемии
Наук на Камчатке в начале января 1996 г., которые
последовали сразу после близкого сильного землетрясения (?едотов, 1997).
Необходимо отметить, что в районах развития
покровных и мощных горно-долинных плейстоценовых оледенений гляциоэвстатические колебания
уровня океана сопровождались резкими изменениями
массы льда на суше. Здесь характер влияния гидросферных процессов на магматические системы должен
был определяться соотношением противоположных по
знаку явлений гидро- и гляциоизостазии, т.е. в значительной мере зависеть от динамики роста и деградации ледников. Тем не менее, на Камчатке и в других
районах развития мощных плейстоценовых горнодолинных оледенений отмечается вс? та же закономерная связь крупнейших вулканических событий с
регрессивными стадиями плейстоцена. Можно указать, по крайней мере, на три фактора, об?ясняющих
эту закономерность.
Во первых, изостазия не проявляется локально
вследствие высокой эффективной жесткости литосферы.
Заметная изостатическая реакция от изменения ледниковой нагрузки достижима лишь для значительных
по величине территорий, поперечные размеры которых
измеряются сотнями километров (Николаев, 1988).
ВЕ?ТНИК КР??Н?. ?ЕРИЯ Н??КИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ГИДРО??ЕРНЫЕ ПРО?Е??Ы И ЧЕТВЕРТИЧНЫЙ В?ЛК?НИЗМ
Т.е., несмотря на значительную мощность отдельных
ледников, суммарная гляцио-изостатическая составляющая на территории такого размера может оказаться
по величине заметно меньше гидроизостатической
составляющей.
Во-вторых, региональные проявления гляциоизостазии весьма инерционны. Время проявления
компенсационных изостатических движений при
изменении ледниковой нагрузки достигает первых
десятков тысяч лет (Николаев, 1988). Иными словами,
проявления гляциоизостазии в районах горно-долинных оледенений по фазе могут заметно отставать от
изменений давления в астеносфере, обусловленных
глобальными изменениями уровня океана.
И, наконец, в-третьих, интенсивнейшая эрозионная деятельность ледников, их собственный рост и
деградация ведут к перераспределению нагрузки на
земную поверхность и, вероятно, могут оказывать самостоятельное деструктивное воздействие на неглубоко залегающие периферические очаги. Действительно,
перераспределение нагрузки на земную поверхность
неизбежно сопровождается активизацией блоковых
движений в верхней части земной коры. Очевидно,
что блоковые движения в кровле неглубокого периферического очага способны спровоцировать е? разрушение, следствием которого может быть сильнейшее
кальдерообразующее извержение. Возможно, что
перечисленные выше экзогенные факторы оказали
заметное влияние на эксплозивную активность вулканов Камчатки в конце плейстоцена ? начале голоцена и обусловили отмеченное выше запаздывание
сильнейших вулканических событий этого периода на
Камчатке по сравнению с событиями подобного масштаба в более южных районах - на Курилах и в Японии.
З?КЛЮЧЕНИЕ
Рассмотренные выше временные связи между
изменениями уровня океана и периодами глобального
усиления вулканической активности в позднем
кайнозое дают основания предполагать, что эпизодичность позднекайнозойского вулканизма обусловлена, в первую очередь, прогрессирующим развитием
высокоамплитудных колебаний в системе ледникиокеан-атмосфера, достигших максимальных значений
в четвертичное время.
Механизм влияния гидросферных процессов на
вулканическую активность состоит, вероятнее всего,
в проявлении гидро- и гляциоизостазии: изостатической реакции астеносферы на изменения водной и
ледниковой нагрузки на поверхность литосферы.
?меньшение этой нагрузки вед?т к соответствующему
сбросу давления в подстилающих участках астеноВЕ?ТНИК КР??Н?. ?ЕРИЯ Н??КИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
сферы и гидравлически связанных с ними магматических системах, в том числе - в неглубоких периферических очагах. ?брос давления в периферических
очагах во время резких гляциоэвстатических понижений уровня океана является, вероятно, главной
причиной активизации кальдерообразующих движений и связанных с ними наиболее крупномасштабных
проявлений эксплозивного вулканизма в периоды
четных изотопно-кислородных стадий плейстоцена.
В заключении обратим внимание на то, что два
рассмотренных выше глобальных процесса (понижение уровня океана и эксплозивная вулканическая
активность) имеют положительную обратную связь,
т.е. усиление одного из них способствует усилению
другого. По-видимому, это взаимное влияние следует
учитывать при оценке роли вулканизма в колебательных процессах системы ледники-океан-атмосфера и,
соответственно, в глобальных изменениях климата
Земли.
?втор выражает искреннюю благодарность О.?.
Брайцевой и В.Ю. Кирьянову за ценные замечания и
пожелания.
ЛИТЕР?Т?Р?
Барабанов В.Ф. Геохимия. Л.: Недра, Л.о., 1985. 423 с.
Брайцева О.А., Кирьянов В.Ю., Сулержицкий Л.Д.
Маркирующие прослои голоценовой тефры восточной
вулканической зоны Камчатки // Вулканология и сейсмология. 1985. №5. ?. 80-96.
Брайцева О.А., Сулержицкий Л.Д., Пономарёва
В.В., Мелекесцев И.В. Геохронология крупнейших
эксплозивных извержений Камчатки в голоцене и их
отражение в Гренландском ледниковом щите // Доклады Р?Н. 1997. Т. 352. №4. ?. 516-518.
Вейл П.Р., Митчем Р.М., Тодд Р.Г., Уидмайер Дж.М.,
Томпсон С., Сангри Дж.Б., Бабб Дж.Н., Хетлелид В.Г.
?ейсмостратиграфия и глобальные изменения уровня
моря // ?ейсмическая стратиграфия. М.: Мир, 1982.
Ч.1. ?.104-373.
Каррей Дж. Позднечетвертичная история материковых шельфов ???. // Четвертичный период в
???. М.: Мир, 1968. Т.1. ?.451-472.
Кеннет Дж. П. Морская геология. М.: Мир, 1987.
Т. 1. 396 с.
Кинг Ф. Тектоническое развитие средней части
?еверной ?мерики в четвертичном периоде // Четвертичный период в ???. М.: Мир, 1968. T.1.
C.613-666.
Кирьянов В.Ю., Егорова И.А., Литасова С.Н.
Вулканические пеплы на о-ве Беринга (Командорские
острова) от голоценовых извержений Камчатки // Вулканология и сейсмология. 1986. №6. C. 18-28.
15
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
?ЕЛИВEР?ТОВ
Мелекесцев И.В. Вулканизм и рельефообразование. М.: Наука, 1980. 212 с.
Мелекесцев И.В., Брайцева О.А., Эрлих Э.Н., Шанцер А.Е., Челебаева А.И., Лупикина Е.Г., Егорова И.А.,
Кожемяка Н.Н. Камчатка, Курильские и Командорские острова. История развития рельефа ?ибири
и Дальнего Востока. М.: Наука, 1974. 439 с.
Николаев Н.И. Эвстазия, изостазия и вопросы неотектоники // Вестник МГ?, сер. геологич. 1972. №1.
?. 6-22.
Николаев Н.И. Новейшая тектоника и геодинамика литосферы. М.:Недра, 1988. 491 с.
Селиверстов Н.И. Подводные террасы и новейшие
тектонические движения шельфа Восточной Камчатки // Вулканология и сейсмология. 1996. №3. ?. 33-52.
Селиверстов Н.И. Глобальные изменения уровня
океана и четвертичный вулканизм // Вулканология и
сейсмология. 2001. №5. ?. 22-31.
Слёзин Ю.Б. Механизм опустошения очага при
образовании кальдер // Вулканология и сейсмология.
1987. №5. C. 3-15.
Ушаков С.А., Ясманов Н.А. Дрейф материков и
климаты Земли. М.: Мысль, 1984. 206 с.
Федотов С.А. Об извержениях в кальдере ?кадемии Наук и Карымского вулкана на Камчатке в 1996
г., их изучении и механизме // Вулканология и сейсмология. 1997. №5. C.3-37.
Харленд У.Б., Кокс А.В., Ллевеллин П.Г., Пиктон К.,
Смит А.Г., Уолтерс Р. ?кала геологического времени.
М.: Мир,1985. 140 с.
Цейнер Ф. Плейстоцен. М.: Изд-во ИЛ, 1963. 502 с.
Эрлих Э.Н. ?овременная структура и четвертичный вулканизм западной части Тихоокеанского кольца. Новосибирск: Наука, ?О, 1973. 242 с.
Beget J.E., Layer P., Flowers B. Tephrochronology
and geochronology of the largest maars on Earth, Northern
Alaska // Volc. Activity and Enviror. Abstr. IAVCEI.
Mexico, 1997. P.21.
Braitseva O.A., Melekestsev I.V., Ponomareva V.V.,
Sulerzhitsky L.D. Ages of calderas, large explosive craters
and active volcanoes in the Kuril-Kamchatka region,
Russia // Bull. Volcanol. 1995. V.57. P. 383-402.
16
Guillou H., Carracedo J.C., Day S.J. Dating of the
Upper Pleistocene?Holocene volcanic activity of La Palma
using the unspiked K?Ar technique // Journal of
Volcanology and Geothermal Research. 1998. V. 86. P.
137?149.
Hag B.U., Hardenbol K., Vail P.R. Chronology of
Fluctuation Sea levels since the Triassic // Science. 1987.
V. 235. P. 1156-1166.
Hays J.D., Imbrie J., Shackleton N.J. Variations in
the Earth?s Orbit: pacemaker of the Ice Ages // Science.
1976. V. 194. P. 1121-1132.
McCormick M.P. Initial assessment of the stratospheric
and climatic impact of the 1991 Mount Pinatubo eruption
prologue //Geophys. Res. Lett. 1992. V. 19 No 2. P.149.
McGuire W.I. Increased explosive volcanic activity
due to late quaternary sea-level changes // Volc. Activity
and Enviror. Abstr. IAVCEI. Mexico. 1997. P. 33.
Paterne N., Labeyrie J., Mazaud A., Arnold M.,
Guichard F., Duplessy J.C. Volcanic series in ice and
marine cores synchronous fluctuations over the past 100
kyr. // Volc. Activity and Enviror. Abstr. IAVCEI. Mexico.
1997. P. 33.
Rampiro M.R., Self S. Volcanic winter and accelerated
glaciation following the Toba super eruption // Nature
(London). 1992. V. 359. No 6390. P. 50-58.
Ramaswamy V. Explosive start to last ice age. // Nature
(London). 1992. V. 359. No 6390. P. 44-50.
Self S., Rampiro M.R., Barbera J.J. The possible
effects of lage 19th and 20th Century volcanic eruptions
on zonal and hemispheric surface temperatures // Journal
of Vol-canology and Geothermal Research. 1981. V.11.
P. 41?60.
Shackleton N.J., Opdyke N.D. Oxygen isotope and
paleomagnetic stratigraphy of equatorial Pacific core
V28-238: Oxygen isotope temperatures and ice volumes
on a 10 and 10 year scale // Quaternary Res. 1973. No 3.
P.39-55.
Shackleton N.J., Opdyke N.D. 1976. Oxygen isotope
and paleomagnetic stratigraphy of Pacific Core V.28-239.
Late Pliocene to Latest Pleistocene // Geol. Soc. Amer.
Mem. 1976. V. 145. P. 449-464.
ВЕ?ТНИК КР??Н?. ?ЕРИЯ Н??КИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ГИДРО??ЕРНЫЕ ПРО?Е??Ы И ЧЕТВЕРТИЧНЫЙ В?ЛК?НИЗМ
Нydrospheric Processes and the Quaternary Volcanism
N. I. Seliverstov
Institute of Volcanology and Seismology, Far East Division, Russian Academy of Sciences,
Petropavlovsk-Kamchatskii, 683006, Russia
Time associations have been examined between periods of global and regional increases in explosive volcanic
activity during Late Cenozoic time and eustatic cycles of various orders. We show a close association to exist
between major Pleistocene volcanic events and regressive phases of 4th order glacioeustatic cycles and demonstrate
a correlation between major Holocene volcanic eruptions in Kamchatka and 5th order eustatic cycles. Possible
mechanisms are examined responsible for the effects of global hydrospheric processes on explosive volcanic
activity. It is hypothesized that activation of caldera-generating movements and related major manifestations of
explosive volcanism during Pleistocene glacial periods was caused by pressure drops in magmatic systems as a
result of glacioeustatic sea level lowerings during these periods.
ВЕ?ТНИК КР??Н?. ?ЕРИЯ Н??КИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
17
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
УДК 550.34:551.242
СЕЙСМОАКТИВНЫЕ ТЕКТОНИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ ЗОНЫ СУБДУКЦИИ
ПОД ВОСТОЧНУЮ КАМЧАТКУ
? 2004 г. Г. П. Авдейко, А. А. Палуева, С. В. Лепиньч
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, 683006, Петропавловск-Камчатский, бульвар Пийпа, 9
тел. (415-22)5-93-47; e-mail: gavdeiko@kcs.iks.ru
Проведен анализ последовательности землетрясений и их локализации в Камчатской зоне субдукции за период
1962-2001 гг. Методом построения карт, разрезов и трехмерных вращаемых блок-диаграмм выделены
сейсмоактивные разломы (сдвиги и взбросы) в пределах надвигаемого края Евразиатской плиты. Структура
сейсмической активности сответствует клавишно-блоковой модели Лобковского ? Баранова (1984). Учет этих
данных имеет значение для прогноза времени и особенно места сильных землетрясений.
Курило-Камчатская дуга и прилегающие участки
Тихого океана являются ареной проявления современных тектонических движений при взаимодействии
Тихоокеанской, Евразиатской и Северо-Американской
литосферных плит. Падающий под Камчатку сейсмофокальный слой маркирует зону субдукции, т.е. поддвигания Тихоокеанской плиты под Евразиатскую.
Изучение динамики и кинематики взаимодействия
этих плит и влияния сейсмоактивных тектонических
структур имеет большое значение как для прогноза
времени и места землетрясений, так и для понимания
строения древних зон субдукции и для выработки критериев их палеотектонических реконструкций.
Сейсмофокальные зоны (СФЗ) как планетарные
структуры на границе океан ? континент широко известны, начиная с обобщающей работы В.Х.Беньофа
(Benioff,1954). Первые данные об очаговой зоне
землетрясений, погружающейся под Японские острова, были опубликованы К.Вадати в 1934 году. Затем
А.Н.Заварицкий (1946) опубликовал данные о наклонной СФЗ, по которой происходит надвигание материка
на океаническое дно в районе Камчатки. Природа СФЗ,
называемых еще зонами Беньофа, или Вадати-Беньофа, или Вадати-Заварицкого-Беньофа, получила свое
объяснение в модели субдукции (Айзекс и др., 1974).
Строение сейсмофокальных зон ? это ключ к
пониманию динамики и кинематики взаимодействия
континентальной и океанической литосферных плит.
Эта проблема рассматривалась в целом ряде работ.
Ей было посвящено специальное совещание Межведомственного тектонического комитета и Комиссии
АН по проблемам Мирового океана (Строение?,
1987). Геометрия СФЗ Камчатки как единой структуры
достаточно подробно рассмотрена в ряде работ
(Тараканов, 1981; Федотов и др., 1985; 1987). В част18
ности, в наиболее полной работе (Федотов и др., 1985)
отмечается, что СФЗ имеет горизонтальную часть на
глубинах 0 ? 50 км, которая прослеживается полосой
шириной около 200 км между глубоководным желобом
и побережьем Камчатки, с максимумом сейсмичности
на глубинах до 40 км. Глубже СФЗ имеет вид слоя
толщиной 40 ? 50 км, падающего под Камчатку под
постоянным углом в 50°. Выход оси фокального слоя
на поверхность проходит по восточным полуостровам
и маркируется линией максимальной сейсмичности.
Авторы приходят к выводу, что «фокальная зона
удивительно однородна по форме и строению вдоль
Камчатки на протяжении порядка 700 км от мыса
Лопатка на юге Камчатки до Камчатского залива»
(Федотов и др., 1985, с.102), а заметных связей пространственной локализации очагов с тектоникой Камчатки не наблюдается. «Отмечается лишь уменьшение
сейсмичности в земной коре на глубинах 0 ? 30 км
под мысом Шипунским и южной частью Кроноцкого
полуострова» (там же, стр.105) .
Вместе с тем, на примере Курило-Камчатской дуги
была разработана концепция сейсмических брешей и
сейсмических циклов (Федотов, 1965; 1968), которая
применяется для долгосрочного прогноза сильных
землетрясений. Наличие сейсмических брешей, заполняемых афтершоками сильных землетрясений через
определенные интервалы времени, свидетельствует о
некоторой неоднородности строения (сегментации)
вдоль СФЗ. Основываясь на этом, Л.И.Лобковский и
Б.В.Баранов (1984) разработали клавишно-блоковую
модель. Суть ее заключается в том, что фронтальный
край надвигаемой, в данном случае Евразиатской
плиты разбит продольными и поперечными разломами на отдельные блоки-клавиши. При сильных землетрясениях блок, достигший предела напряженного
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
СЕЙСМОАКТИВНЫЕ ТЕКТОНИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ ЗОНЫ СУБДУКЦИИ
состояния, скачкообразно перемещается в сторону
глубоководного желоба, какое-то время продолжает
двигаться по инерции, а затем останавливается и начинает пассивно перемещаться в противоположную
сторону вместе с поддвигаемой плитой до следующего
накопления сейсмической энергии. Выдвигающийся
в противоположную относительно направления движения субдуцируемой плиты сторону блок маркируется очаговой зоной афтершоков. При сильных
землетрясениях движениями могут быть охвачены два
и более соседних блоков. Эта модель, к сожалению,
не принимается во внимание сейсмологами при
анализе землетрясений, хотя ее учет позволит, на наш
взгляд, более обоснованно прогнозировать время и
особенно места сильных землетрясений.
Сильное Кроноцкое землетрясение (М=7,0),
произошедшее 5 декабря 1997 г. и сопровождаемое
афтершоками, в первом приближении находится в
соответствии с этой моделью (Авдейко и др., 1998). На
основании анализа сильных камчатских землетрясений
(Мe?6,5), сопровождаемых афтершоками, мы выделили
7 сегментов, соответствующих блокам-клавишам модели
Лобковского-Баранова (Авдейко и др., 1999).
Появление новых методов и технологий компьютерной обработки сейсмологических данных позволяют на новом уровне рассмотреть проблему кинематики и геодинамики взаимодействия литосферных
плит в зоне субдукции, оценить связь сейсмических
событий с тектоническим строением, выделить отдельные сейсмоактивные тектонические структуры. В
данной работе мы анализируем последовательность
сейсмических событий, выполненную в анимационном режиме по годам и месяцам, за весь период
инструментальных наблюдений, начиная с 1962 г. При
анализе сильных землетрясений, сопровождаемых
афтершоками, последовательность событий рассматривается также по часам и дням в течение месяца.
Кроме того, для выделения сейсмоактивных структур
мы использовали трехмерные вращаемые модели,
которые позволяют рассматривать скопления землетрясений с любой стороны, для любого отрезка времени, а также с учетом последовательности событий.
В данной работе основное внимание уделено
структурам нависающего края Евразиатской плиты,
т.е. сейсмофокального слоя на глубине 0 ? 40 км,
структура которого наименее изучена и по которому
получена новая информация.
ИСХОДНЫЙ СЕЙСМОЛОГИЧЕСКИЙ
МАТЕРИАЛ
В настоящей работе использован каталог камчатских землетрясений, составленный и пополняемый
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Камчатской опытно-методической сейсмологической
партией (КОМСП) Геофизической службы РАН по
наблюдениям региональной сети сейсмических
станций за период 1962 ? 2001 гг. Каталог размещен
на странице КОМСП в Internet. Для оценки энергии
землетрясений в каталоге применяется шкала энергетических классов (К) С.А.Федотова. Связь с магнитудной шкалой (М) оценивается по эмпирической
формуле:
К ? 1.5 М + 4.6
В работе мы, в основном, использовали данные
по землетрясениям с К ? 9.5 (М ? 3.3). За 40-летний
период наблюдений в исследуемом районе, в
интервале координат 50° - 57° с.ш. 157° - 167° в.д.
насчитывается 15189 землетрясений такого класса.
Для каждого землетрясения дается оценка точности
определения его эпицентра и глубины очага. В
среднем, точность определения координат эпицентра
составляет 10 ? 15 км, на удалении от сети
сейсмических станций ? до 30 км, а точность
определения глубины очага ? около 20 км, на удалении
возможны ошибки до 50 км. Следует подчеркнуть, что
на практике обеспечивается более высокая точность
взаиморасположения очагов землетрясений за счет
постоянства сети наблюдений и методики обработки
(Федотов и др., 1985). Поэтому для анализа структурной приуроченности очагов землетрясений мы
использовали данные по всем землетрясениям, а для
более детальных построений выбирали те из них,
точность определения глубины которых ?10 км. Как
правило, таких землетрясений около 50%. При этом
картина взаимного расположения землетрясений
остается практически неизменной, если не считать
исчезновения горизонта повышенного числа
землетрясений на глубине 40 км при использовании
только землетрясений с точностью определения
глубины ?10 км.
Данные о точности определения координат эпицентров землетрясений и глубины были любезно
предоставлены нам В.И.Левиной.
МЕТОДИКА АНАЛИЗА
На первом этапе работ мы использовали стандартные методики, применяемые в сейсмологии, т.е.
построение карт эпицентров землетрясений, построение карт на разные горизонты (0-50, 50-100, 100-200,
200-300, 300-400, >400 км) с более детальной
разбивкой в верхней части (0-10, 10-20, 20-30, 30-40,
40-50 км), построение поперечных и продольных
разрезов. Для анализа последовательности сейсмических событий, при которых может проявиться
характер движения по разрывам отдельных блоков,
19
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
АВДЕЙКО И ДР.
Рис.1. Батиметрическая карта континентального склона Восточной Камчатки (по Селиверстову, 1998) с ограничительными линиями поперечных и продольных разрезов сейсмофокальной зоны, приведенных на рис.2 и 3.
строились карты эпицентров землетрясений на
каждый год (40 карт), а при выявлении скоплений
эпицентров землетрясений, выстраивающихся в
20
линии, заполняющих определенные площади, а также
роев землетрясений строились карты по месяцам (240
карт). Для 7-ми сильных землетрясений, сопровоВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
СЕЙСМОАКТИВНЫЕ ТЕКТОНИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ ЗОНЫ СУБДУКЦИИ
ждаемых афтершоками, были построены карты
эпицентров в такой последовательности: за неделю
до основного толчка, основной толчок и час после
него, 6 часов, 12 часов, сутки, неделя, месяц после
основного толчка. В некоторых случаях, в частности
по Кроноцкому 5 декабря 1997 г. и по рою землетрясений июня ? июля 1996 г., анализировались
события по более коротким интервалам. Построение
карт и разрезов осуществлялось с помощью комплекса
программ, написанных А.А.Палуевой.
Был подготовлен также анимационный вариант
последовательности землетрясений, который демонстрировался в нашем докладе на заседании Ученого
совета Института вулканической геологии и геохимии
ДВО РАН 4 февраля 2004 г. Карты для анимационного
варианта были изготовлены с помощью пакета
программ ArcView.
С целью сопоставления сейсмоактивных структур
с морфоструктурами континентального склона
Восточной Камчатки эпицентры землетрясений на
всех картах наносились на батиметрическую основу
Камчатско-Командорского региона (Селиверстов,
1998). Эта карта является наиболее подробной из всех,
имеющихся для этого района. Карта составлена по
результатам детальных исследований в рейсах НИС
«Вулканолог» в 1997 ? 1991 гг. с учетом предыдущих
материалов. Н.И.Селиверстов любезно предоставил
нам наиболее детальный цветной вариант этой карты
в меркаторской проекции, прикамчатская часть
которой показана на рис.1. Линиями на этом рисунке
оконтурены участки построения вертикальных поперечных и продольных разрезов.
Выполнение всех этих операций, несмотря на
компьютерную обработку данных, является трудоемким, длительным процессом. Особенно трудоемким
процессом является сопоставление карт и разрезов при
анализе сейсмоактивных тектонических структур.
Последнего недостатка лишена методика построения
объемных вращаемых моделей с помощью пакета
программ Maple 7. Эта методика позволяет вырезать
отдельные блок-диаграммы, помещать гипоцентры
всех или определенно выбранных землетрясений и
путем вращения рассматривать землетрясения с
любой стороны. Мы вырезали блок-диаграммы для
всего исследуемого района в координатах 51° - 57°
с.ш. и 157° - 161° в.д. с землетрясениями с К?9.5 за
весь период наблюдений, а также по годам (40 блокдиаграмм). Более детальные блок-диаграммы по
отдельным участкам строились с учетом и без учета
энергии землетрясений, а также с учетом
последовательности афтершоков для Кроноцкого
землетрясения 5 декабря 1997 г. и для роя землетрясений в Авачинском заливе в июне ? июле 1996 г. На
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
блоки были нанесены береговая линия, местоположение глубоководного желоба и положение плоскости
скольжения (трения) при поддвигании Тихоокеанской
плиты под Евразиатскую. Положение этой плоскости
с Тихоокеанской стороны определяется положением
глубоководного желоба, а со стороны Камчатки ?
верхней поверхностью зоны резкого изгиба (излома
по Лобковскому, 1988) Тихоокеанской плиты на
глубине около 40 км. Эта плоскость позволяет анализировать отдельно землетрясения в пределах нависающего (надвигаемого) края Евразиатской плиты и
внутри Тихоокеанской плиты. Некоторые ограничения
накладывает точность определения глубины очагов
землетрясений.
При анализе движений по отдельным блокам мы
использовали данные по механизмам очагов сильных
землетрясений, определенных в Гарвардском университете (США). Эти данные обобщены в последнее
время в работе Христовой (Christova, 2001).
СТРОЕНИЕ СЕЙСМОФОКАЛЬНОЙ ЗОНЫ
Геометрия СФЗ Камчатки как единой структуры,
маркируемой гипоцентрами землетрясений, достаточно подробно рассмотрена по результатам 20-летнего
периода наблюдений (Федотов и др., 1985). Данные
последующего 20-летнего периода не внесли существенных изменений в представление о ее строении.
Вместе с тем, новые данные позволяют уточнить
детали строения СФЗ с учетом модели субдукции.
Прежде всего, речь идет о строении верхнего (до 40
км) субгоризонтального сейсмофокального слоя. На
прилагаемых поперечных и продольных сейсмологических разрезах (рис.2,3) выделяется предполагаемая плоскость взаимодействия (трения) поддвигаемой Тихоокеанской литосферной плиты с нависающей Евразиатской плитой между глубоководным
желобом и зоной резкого изгиба (излома) Тихоокеанской плиты. Она маркируется максимумом числа
землетрясений, в том числе и сильных. Сама плоскость также выделяется увеличением числа землетрясений. Это плохо видно на прилагаемых разрезах,
построенных с использованием всего массива данных
по землетрясениям, но проявляется на поперечных
разрезах за отдельные годы, а также на 3-х-мерных
вращаемых моделях с землетрясениями, точность
определения глубины которых ? 10 км. Угол падения
плоскости взаимодействия составляет 10 - 12°. Это
соответствует углу наклона поверхности Мохо на
сейсмических разрезах, составленных по данным ГСЗ.
Один из таких разрезов проходит по Авачинскому
заливу вкрест простирания дуги (Глубинное ?, 1978).
После изгиба угол падения СФЗ увеличивается до 50
21
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
АВДЕЙКО И ДР.
Рис.2. Поперечные разрезы сейсмофокальной зоны. Положение разрезов показано на рис.1.
Пунктирной линией показано предполагаемое положение кровли поддвигаемой Тихоокеанской плиты.
22
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
СЕЙСМОАКТИВНЫЕ ТЕКТОНИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ ЗОНЫ СУБДУКЦИИ
Рис.3. Продольные разрезы сейсмофокальной зоны. Положение разрезов показано на рис.1.
Пунктирная линия ? предполагаемые границы между взаимодействующими литосферными плитами:
ЕА ? Евразиатская, СА ? Северо-Американская, ТО ? Тихоокеанская.
- 51°. Этот угол практически постоянный на проанализированных поперечных разрезах 15 ? 20 на участке
от Кроноцкого полуострова до Северных Курил,
местоположение которых дано на рис.1. Разрезы
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
построены путем проецирования гипоцентров землетрясений на вертикальную плоскость из соответствующего объема, ограниченного вертикальными
плоскостями между ограничительными линиями на
23
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
АВДЕЙКО И ДР.
Рис.4. Карты эпицентров землетрясений на разных горизонтах на глубине.
рис.1. На рис.2 приведены только три разреза ? 14, 17
и 19. В отличие от разрезов 17 и 19, на разрезе 14 угол
верхней поверхности СФЗ до глубины ~100 км
является пологим и только на глубине 100 м становится крутым.
24
На рис.3 приведены продольные вертикальные
сейсмологические разрезы, построенные таким же
образом, как и поперечные разрезы. На всех показанных разрезах (разрезы 4 ? 7) проявлена граница
между Тихоокеанской и Северо-Американской
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
СЕЙСМОАКТИВНЫЕ ТЕКТОНИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ ЗОНЫ СУБДУКЦИИ
литосферными плитами за счет увеличения числа
землетрясений. На разрезе 7 Тихоокеанская плита
граничит с Северо-Американской еще до ее субдукции
под Евразиатскую плиту. Разрез 6 фиксирует начальный этап субдукции (см. рис.1 и 3). Разрез 5 соответствует зоне перегиба Тихоокеанской плиты, где наблюдается максимальное число землетрясений и почти все
крупные землетрясения (К>14.5, М>6.6), зарегистрированные за 40-летний период наблюдений. Граница между поддвигаемой Тихоокеанской и надвигаемой Евразиатской плитами проведена, исходя из
анализа поперечных разрезов. На разрезе 4 видно, что
кровля Тихоокеанской плиты, фиксируемая гипоцентрами землетрясений на глубине примерно 100 км,
отделена от Евразиатской плиты асейсмичной зоной.
На разрезе 6, в полосе между зоной сгущения
землетрясений на изгибе Тихоокеанской плиты и
глубоководным желобом видны участки пониженной
сейсмической активности (асейсмичные участки) и
участки сгущения землетрясений (сейсмоактивные
участки). Границы между сейсмоактивными и
асейсмичными участками, располагающимися в
пределах нависающей Евразиатской плиты, являются
субвертикальными. Сейсмоактивные и асейсмичные
участки (сегменты) отчетливо видны также на погоризонтных картах (рис. 4). Один из асейсмичных
участков располагается к северо-востоку от Шипунского полуострова, второй ? к юго-востоку от Кроноцкого полуострова. Последний оказался даже не
заполненным афтершоками сильного Кроноцкого
землетрясения 1997 г. (М=7,7), хотя он расположен
внутри очаговой области афтершоков этого землетрясения. На этих же картах отчетливо видно смещение эпицентров землетрясений в сторону Камчатки,
что соответствует наклону плоскости взаимодействия
Евразиатской и Тихоокеанской литосферных плит.
Большинство очагов землетрясений на горизонтах 0?
10 и 10?20 км локализовано в пределах Евразиатской
плиты, за исключением землетрясений, располагающихся с тихоокеанской стороны от оси глубоководного
желоба. На горизонте 30-40 км большинство землетрясений относится уже к Тихоокеанской плите. Здесь
же отчетливо проявлена зона резкого изгиба Тихоокеанской плиты.
Конечно, низкая точность определения гипоцентров землетрясений позволяет выявить только
самые общие закономерности строения зоны субдукции. Тем не менее, анализ погоризонтных карт,
поперечных и продольных сейсмических разрезов
позволяет выявить плоскость взаимодействия (скольжения) Евразиатской и Тихоокеанской плит и отделить
землетрясения, заведомо относящиеся к той или иной
плите. Природа землетрясений, относящихся к обеим
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
плитам, рассмотрена в ряде работ (Лобковский,
Сорохтин, 1979; Лобковский, Баранов, 1984; Лобковский, 1988 и др.). По увеличению числа и энергии
землетрясений четко выделяется зона изгиба Тихоокеанской плиты на глубине около 40 км. Над этой
зоной количество землетрясений также повышено. На
горизонтах 0-10, 10-20 км и в меньшей степени на
горизонтах 20-30 и 30-40 км проявлена вторая зона
увеличения числа землетрясений, протягивающаяся
параллельно оси глубоководного желоба. Выявляются
участки (сегменты) повышенной и пониженной
сейсмической активности, перпендикулярные общему
простиранию дуги, с субвертикальными границами
между ними.
СЕЙСМОАКТИВНЫЕ СТРУКТУРЫ
Как указывалось в методическом разделе, нами
рассмотрена последовательность проявления землетрясений по годам, месяцам, а для сильных землетрясений, сопровождаемых афтершоками, - по дням и
часам. На рис.5 приведены карты эпицентров
землетрясений по наиболее характерным годам,
позволяющим выявить сейсмоактивные блоки и
разломы. Кроме того, проведен анализ вращаемых
трехмерных блок-диаграмм за весь период наблюдений, за каждый год отдельно, а также за более короткие периоды времени для сильных землетрясений,
сопровождаемых афтершоками, и для роя земле-трясений 1966 г, произошедших в 90-120 км от берега
на траверзе вулк.Мутновского. На рис.6 показано два
вида такой блок-диаграммы за 1977 г, когда произошло
сильное Кроноцкое землетрясение (М=7.0): вид на
рис.6а с юго-запада, т.е. вдоль простирания глубоководного желоба и восточного побережья Камчатки, и
вид 6б ? вкрест простирания. На самом деле, можно
рассматривать и анализировать блок-диаграмму с
любого направления, в том числе и сверху (карта), и
снизу. Непрозрачная плоскость ? граница между
плитами ? позволяет рассматривать землетрясения
отдельно в Евразиатской и Тихоокеанской плитах с
учетом точности определения глубины землетрясений.
Последовательность сейсмических событий и
положение в пространстве гипоцентров роя землетрясений 1966 г проанализировано на вращающихся блок-диаграммах в студенческой работе С.В.Лепиньча.
Методом вращения блок-диаграмм уверенно
выделяются плоскости разрывов (разломов) и элементы их залегания, когда гипоцентры землетрясений
выстраиваются в линии. Наиболее характерны разломы, субперпендикулярные к простиранию дуги, в
целом соответствующие направлению движения
25
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
АВДЕЙКО И ДР.
Рис.5. Карта эпицентров землетрясений за отдельные годы (1962, 1965, 1966, 1968).
26
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
СЕЙСМОАКТИВНЫЕ ТЕКТОНИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ ЗОНЫ СУБДУКЦИИ
Рис.5а. Карта эпицентров землетрясений за отдельные годы (1975, 1980, 1983, 1986).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
27
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
АВДЕЙКО И ДР.
Рис.5б. Карта эпицентров землетрясений за отдельные годы (1991-1994).
28
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
СЕЙСМОАКТИВНЫЕ ТЕКТОНИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ ЗОНЫ СУБДУКЦИИ
Рис.5в. Карта эпицентров землетрясений за отдельные годы (1996-1999).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
29
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
АВДЕЙКО И ДР.
Рис.6. Пример вращаемых блок-диаграмм. а ? вид с юго-запада, сверху; б ? вид с северо-запада сверху. Белый
кружок ? местоположение основного толчка (М=7.0), линия с зубцами ? ось глубоководного желоба.
Тихоокеанской плиты (рис.7). Наиболее активным
является разлом, протягивающийся к юго-востоку от
Шипунского полуострова (Шипунский разлом).
Движения по нему проявлены на картах эпицентров
землетрясений за 1966, 1980, 1986, 1991, 1994, 1996,
1998 годы и на отдельных участках ? в 1962, 1975,
1983 (рис.5). Анализ вращаемых 3-х-мерных блокдиаграмм показывает, что этот разлом локализован в
пределах Евразиатской плиты и имеет субвертикальное падение (рис.7, разлом 3).
Менее активным является Авачинский разлом
(разлом 2 на рис.7), расположенный в центральной
части Авачинского залива и параллельный Шипунскому разлому. Он отчетливо проявлен землетрясениями 1998 и 1999 годов и на отдельных участках ?
землетрясениями 1965, 1966, 1983, 1991 и 1994 годов.
30
Менее уверенно юго-западнее Авачинского разлома выделяются еще 2 разлома: Мутновский, отходящий к юго-востоку от устья р.Мутной, и Хадуткинский, простирающийся на юго-восток от устья р.Хадутка (разлом 1 на рис.7). Первый маркируется линейной зоной землетрясений, проявленных в 1975г.
(рис. 5), и отдельными землетрясениями в 1991 и 1992
гг., а Хадуткинский ? афтершоками землетрясения
(М=6.9, К=15.0), произошедшего в июне 1993 г.
Основной толчок произошел на резком изломе
Тихоокеанской плиты на глубине 40 км, а линейная
цепочка афтершоков локализована в нависающей
части Евразиатской плиты.
К юго-западу от Хадуткинского, по-видимому,
выделяются еще 2-3 поперечных разлома, однако
точность определения координат и глубины не
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
СЕЙСМОАКТИВНЫЕ ТЕКТОНИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ ЗОНЫ СУБДУКЦИИ
Рис.7. Схематическая карта сейсмоактивных разломов континентального склона Восточной Камчатки. 1 ? ось
глубоководного желоба; 2 ? зона резкого изгиба Тихоокеанской плиты на глубине около 40 км; 3 ? поперечные
разломы (сдвиги) в надвигаемом (нависающем) краю Евразиатской плиты; 4 ? взбросы; 5 ? сейсмоактивные
разломы в пределах полуострова; 6 ? эпицентры землетрясений. Размер квадрата пропорционален энергии
землетрясений.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
31
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
АВДЕЙКО И ДР.
достаточна для проведения их на карте. Сейсмическая
активность между Хадуткинским разломом и о.Шумшу на Курилах имела место в 1962, 1965, 1966, 1968,
1975, 1980, 1986, 1992, 1993, 1994, 1996-1999 годах.
Поперечные разломы между полуостро??ами Шипунским и Камчатского Мыса отчетливо проявились
по афтершокам сильных землетрясений: Усть-Камчатского (1971 г, М=7.0, К=15.4) и Кроноцкого (1997 г,
М=7.0, К=15.5). Здесь выделяются: Каменистый
разлом (разлом 6 на рис.7), трассирующийся на юговосток от мыса Каменистого на Кроноцком полуострове, Кроноцкий разлом в Кроноцком заливе (разлом 5
на рис.7), трассирующийся от устья р.Кроноцкой, и
менее уверенно ? Жупановский разлом (разлом 4 на
рис.7) в Кроноцком заливе против устья р.Жупановой.
Между полуостровами Кроноцким и Камчатского
Мыса, т.е. в зоне Камчатско-Алеутского сочленения
выделяются еще 3-4 поперечных разлома, сейсмическая активность которых будет проанализирована в
следующей статье.
Поперечные субпараллельные сейсмоактивные
разломы нависающего края Евразиатской плиты
практически нигде не пересекают зону максимального
сгущения эпицентров землетрясений, которая маркирует перегиб Тихоокеанской плиты, за исключением
Авачинского разлома и разломов Камчатско-Алеутского сочленения (рис.7). Они разделяют край Евразиатской плиты на отдельные сегменты. В соответствии
с клавишно-блоковой моделью Л.И.Лобковского и
Б.В.Баранова (1984), эти разломы, разделяющие
сегменты, по-видимому, являются сдвигами, однако
землетрясения на границе сегментов, как правило,
являются слабыми, и механизмы их очагов не определяются.
Наряду с поперечными разломами в пределах
каждого сегмента выделяются короткие продольные
разломы, как правило, не выходящие за границы
сегментов. Эти разломы маркируются участками
сгущения эпицентров землетрясений за короткие
интервалы времени практически на всех демонстрируемых на рис.5 картах за отдельные годы. Они являются взбросами с падением плоскости разрыва на юговосток, т.е. обратным относительно направления
поддвига Тихоокеанской плиты. Угол падения плоскости сместителя колеблется в пределах 45о-60о. Особенно четко взбросовая природа таких разломов
выявляется на вращаемых трехмерных блок-диаграммах, но демонстрация их в двумерном виде, к сожалению, не очень выразительна.
Характерно, что поднятые по взбросам блоки
представляют собой возвышенности на батиметрической карте Н.И.Селиверстова (1998). Почти на всех
выделенных на этой карте между глубоководным
32
желобом и восточным побережьем Камчатки возвышенностях (рис.1) наблюдаются скопления очаговых
зон землетрясений, проявленных в короткие интервалы времени (рис.5). Скопления эпицентров землетрясений протягиваются прерывистой полосой, параллельной глубоководному желобу, на расстоянии 3060 км от него (рис.4, горизонты 0-10 и 10-20 км).
Выходы взбросов на поверхность располагаются на
северо-западной стороне этих возвышенностей, субпараллельно простиранию желоба. Взбросовый характер таких сейсмоактивных разломов установила
Л.М.Балакина (1979) для Курильской ветви дуги и юга
Камчатки. По данным Христовой (Christova, 2001),
взбросовый характер подвижек определяется механизмами очагов большинства сильных землетрясений на
глубинах 0-40 км, т.е. в пределах нависающего края
Евразиатской плиты.
ВЫВОДЫ
При анализе карт, разрезов и вращаемых блокдиаграмм выявляются следующие закономерности.
1. Большинство гипоцентров землетрясений с
глубиной до 40 км приурочено к полосе шириной 180190 км между осью глубоководного желоба и восточным побережьем Камчатки (рис.4). Максимум эпицентров землетрясений в этой полосе протягивается
непосредственно вдоль Камчатки, захватывая Восточные полуострова. Этот максимум расположен над
зоной резкого излома Тихоокеанской плиты, где угол
поддвига увеличивается с 10-12о до 50-51о, и совпадает
в плане с линейным максимумом положительных
гравитационных аномалий в редукциях Буге и в
свободном воздухе.
2. Между полосой сгущения землетрясений и
осью глубоководного желоба отчетливо проявлено
пятнистое расположение эпицентров землетрясений
с участками относительного молчания, или асейсмичными участками, в которых число землетрясений заметно ниже, чем на соседних участках.
3. Очаги почти всех сильных землетрясений, произошедших в период 1962-2003 г, приурочены либо к
зоне перегиба Тихоокеанской плиты, либо вблизи нее
в пределах нависающей Евразиатской плиты на
глубинах до 40 км (рис.3, разрез 5). На продольных
сейсмических разрезах в нависающей плите отчетливо
проявлены сейсмоактивные участки и участки резко
пониженной сейсмической активности (рис.3, разрезы
5 и 6). Такая же картина видна и на погоризонтных
картах эпицентров землетрясений (рис.4), но на них
просвечивают очаги более глубоких землетрясений,
располагающихся уже в пределах Тихоокеанской
плиты.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
СЕЙСМОАКТИВНЫЕ ТЕКТОНИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ ЗОНЫ СУБДУКЦИИ
4. В пределах нависающего края Евразиатской
плиты наблюдаются поперечные сейсмоактивные разломы, по-видимому, являющиеся сдвигами, разделяющими соседние сейсмоактивные блоки (сегменты). В
свою очередь, в каждом сегменте выделяются более
мелкие сейсмоактивные блоки, ограниченные взбросами с падением плоскости сместителя в направлении,
противоположном направлению субдукции (рис.7).
Полученные данные являются подтверждением реальности клавишно-блоковой модели Л.И.Лобковского,
Б.В. Баранова (1984). Особенно показательным является сильное Кроноцкое землетрясение 1997г с магнитудой 7.0. Очаговая зона этого землетрясения охватила
два блока, т.е. в этих блоках произошла разрядка напряжений, и они были выдвинуты в сторону, противоположную движению Тихоокеанской плиты. Предварительный анализ данных о механизмах основного
толчка (М=7,0) в первом блоке 1 и наиболее сильного
афтершока (М=6,8) во втором блоке 3 находятся в
соответствии с этой моделью.
Вместе с тем, следует подчеркнуть, что реальная картина является значительно более сложной, чем модель.
Так, участки относительного молчания, располагавшиеся на месте зоны афтершоков Кроноцкого землетрясения до него, оказались незаполненными и во время
землетрясения (рис.6б). В отличие от сейсмических
брешей в понимании С.А.Федотова (1965), которые
располагаются между очаговыми зонами сильных землетрясений магнитудой обычно более 7,0 и маркируют
блоки-клавиши, пассивно движущиеся на субдуцируемой Тихоокеанской плите после разрядки напряжения во время сильного землетрясения, эти участки
молчания располагаются внутри очаговой зоны землетрясения. Относительно природы этих участков молчания возможны два альтернативных объяснения:
либо это участки сильного сцепления (трения) между
Тихоокеанской литосферной плитой блоками-клавишами Евразиатской плиты, либо это, наоборот, участки очень слабого трения плит, при котором смещение
их относительно друг друга происходит без заметных
толчков. Известно, что значительная часть относительного движения плит происходит при асейсмическом
скольжении (Kato, Hirasava, 1997). Как сильное, так
и слабое сцепление могут быть обусловлены неровностями рельефа поддвигаемой Тихо-окенской плиты.
Характерной особенностью рассматриваемого
участка взаимодействия Тихоокеанской и Евразиатской плит является поддвигание поднятия Обручева,
являющегося продолжением Гавайско-Императорской
цепи вулканов, сильные неровности рельефа которой
сглажены перекрывающими осадками. Сцепление за
счет трения частей вулканических построек в зоне
субдукции с подошвой нависающего блока ЕвразиВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
атской плиты должно быть значительно выше, чем в
вогнутых частях подножий вулканов. На участках
относительного молчания, обусловленных сильным
сцеплением, должно происходить накопление энергии
и последующая ее разрядка, так что эти участки должны стать в будущем очагами сильных землетрясений.
Таким образом, по своей природе и последствиям
участки относительного молчания, обусловленные
сильным сцеплением, аналогичны сейсмическим
брешам, но имеют меньшие размеры. Как правило,
такие участки находятся на границе сейсмических
блоков-клавиш и способствуют накоплению касательных напряжений, приводящих к некоторому повороту
блоков (Викулин, Иванчин, 1998) и усложнению
разломной тектоники.
Вогнутые подножия вулканических гор, особенно
если они покрыты глинистыми осадками, могут быть
участками слабого сцепления, где практически не происходит накопления энергии. Процесс затягивания
осадков рассмотрен в ряде публикаций (см., например,
Лобковский, 1988), а затягивание их под КурилоКамчатскую дугу подтверждено данными по 10Be
(Цветков и др., 1989).
Поддвигание поднятия Обручева влияет также и
на геометрию зоны субдукции. К югу от поднятия
Обручева Тихоокеанская плита сначала погружается
под углом 10-120, а затем угол наклона резко увеличивается до 50-510. В пределах зоны поддвигания
поднятия Обручева угол наклона сначала почти такой
же (10-120), а после изгиба на глубине 20-30 км он
увеличивается лишь до 30-350, но на глубине около
80-100 км отмечается второй изгиб с увеличением угла
падения до 50-510.
Выполаживание угла наклона Тихоокеанской
плиты в зоне поддвига поднятия Обручева является
причиной отодвигания современного вулканического
фронта к западу с увеличением расстояния между
осью глубоководного желоба и вулканическим фронтом. На наш взгляд, такое изменение геометрии зоны
поддвига обусловлено повышением плавучести, вернее, уменьшением отрицательной плавучести поддвигаемой Тихоокеанской плиты за счет увеличения
мощности коры, удельный вес которой меньше, чем
литосферной части мантии. Смещение же вулканического фронта обусловлено тем, что Р-Т-условия
дегидратации в поддвигаемой коре и Р-Т-условия
плавления в мантийном клине под воздействием
летучих, отделяющихся от поддвигаемой плиты, достигаются на большем удалении от глубоководного
желоба, чем при более крутых углах поддвига (Авдейко и др., 2003).
В заключение следует подчеркнуть, что выявленная сегментация, на наш взгляд, является естествен33
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
АВДЕЙКО И ДР.
ным процессом и обусловлена, по-видимому, неравномерностью трения двух взаимодействующих плит.
Сейсмические события в сегментах, очевидно, происходят асинхронно. Ретроспективный анализ сейсмических событий в каждом сегменте позволит более
точно, чем по методике сейсмических брешей, прогнозировать время и особенно место следующего сильного
землетрясения.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Авдейко Г.П., Савельев Д.П., Попруженко С.В.,
Палуева А.А. Принцип актуализма: критерии для
палеотектонических реконструкций на примере
Курило-Камчатского региона // Вестник КРАУНЦ.
Науки о Земле. 2003. №1. С.32-59.
Авдейко Г.П., Широков В.А., Егоров Ю.О., Палуева А.А. Кроноцкое землетрясение 5 декабря 1997 г. и
взаимодействие Тихоокеанской и Евразиатской
литосферных плит // Кроноцкое землетрясение на
Камчатке 5 декабря 1997 года. Предвестники, особенности, последствия. Петропавловск-Камчатский.
1998. С. 222-239.
Авдейко Г.П., Широков В.А., Егоров Ю.О.,
Палуева А.А. Особенности взаимодействия Тихоокеанской и Евразиатской литосферных плит в районе
Камчатки по сейсмологическим данным // Тектоника,
геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма.
Материалы совещания. М.,1999. С.24-28.
Айзекс Б., Оливер Дж., Сайкс Л. Сейсмология и
новая глобальная тектоника // Новая глобальная
тектоника. М.: «Мир». 1974. С.
Глубинное сейсмическое зондирование Камчатки
(Авт. Г.И.Аносов, С.К.Биккенина, А.А.Попов и др.) М.:
Наука. 1978. 130 с.
Балакина Л.М. Сейсмичность и механизм очагов
землетрясений // Геофизика океана. Т.1. Геофизика
океанского дна. М.: Наука. 1979. С.357-374.
Викулин А.В., Иванчин Г.А. Ротационная модель
сейсмического процесса // Тихоокеанская геология.
1998. Т.17. №6. С.95-103.
Заварицкий А.Н. Некоторые факты, которые надо
учитывать при тектонических построениях // Изв. АН
СССР. Сер. геол. 1946. № 2. С. 3-12.
Кролевец А.Н. Иерархическая модель активной
геофизической среды // Вулканология и сейсмология.
2003. №6. С.71-80.
Лобковский Л.И. Геодинамика зон спрединга,
субдукции и двухъярусная тектоника плит. М.: Наука.
1988. 256 с.
34
Лобковский Л.И., Баранов Б.В. Клавишная модель
сильных землетрясений в островных дугах и активных континентальных окраинах // Докл. АН СССР.
1984. Т. 275. №4. С.843-847.
Лобковский Л.И., Сорохтин О.Г. Строение зон
поддвига литосферных плит и происхождение
окраинных морей // Геофизика океана. Т. 2. Геодинамика. М.: Наука. 1979. С. 108-119.
Селиверстов Н.И. Строение дна прикамчатских
акваторий и геодинамика зоны сочленения КурилоКамчатской и Алеутской островных дуг. М.: Научный
мир. 1998. 164 с.
Строение сейсмофокальных зон / Ред. Ю.М.Пущаровский. М.: Наука. 1987. 216 с.
Тараканов Р.З. Фокальные зоны и их роль в развитии островодужных систем // Геология дальневосточных окраин Азии. Владивосток. 1981. С. 53-66.
Федотов С.А. О закономерностях распределения
сильных землетрясений Камчатки, Курильских
островов и северо-восточной Японии // Тр. Ин-та
физики Земли АН СССР. 1965. №36(203). С. 66-93.
Федотов С.А. О сейсмическом цикле, возможности количественного сейсмического районирования
и долгосрочном сейсмическом прогнозе // Сейсмическое районирование СССР. М.: Наука. 1968. С. 121-150.
Федотов С.А., Гусев А.А., Чернышова Г.В.,
Шумилина Л.С. Сейсмофокальная зона Камчатки
(геометрия, размещение очагов землетрясений и связь
с вулканизмом) // Вулканология и сейсмология. 1985.
№ 4. С. 83-90.
Федотов С.А., Гусев А.А., Чернышова Г.В.,
Шумилина Л.С. Зона Вадати-Заварицкого-Беньофа на
Камчатке // Строение сейсмофокальных зон. М.:
Наука. 1987. С. 5-29.
Цветков А.А., Гладков П.Г., Волынец О.Н.
Проблема субдукции осадков и изотоп 10Ве в лавах
Курильских островов и Камчатки // ДАН СССР. 1989.
Т.306. №5. С.1220-1225.
Benioff V.H. Orogenesis and deep crustal structure //
Geol. Soc. Amer. Bull. 1954. V.65, №5. P. 385-400.
Christova C. Depth distribution of stress in the
Kamchatka Wadati-Benioff zone inferred by inversion of
earthquake fokal mechanisms // Journ. of Geodynamics.
2001. №31. Р.355-372.
Kato N., Hirasava T. A numerical study on seismic
coupling along subduction zones using a laboratory-derived
friction law. // Physics of the Earth and Planetary Interiors.
1997, v.102, №1-2. Р.51-68.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
СЕЙСМОАКТИВНЫЕ ТЕКТОНИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ ЗОНЫ СУБДУКЦИИ
Seismic Active Tectonic Structures of the Kamchatkan Subduction Zone
G. P. Avdeiko, A. A. Palueva, S. V. Lepintch
Institute of Volcanology and Seismology.
An analysis of earthquake succession during 1962-2001 years and location their hypocenters has been made
within the Kamchatkan subduction zone. Seismic active faults (strike-slip and upcast) were reconstructed within
an edge of Eurasian plate. Structure of the seismic focal zone show the best correlation with the Lobkovsky,
Baranov model (1984). It is important for a prediction of a time and especially a location of next strong earthquakes.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
35
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Результаты научных исследований
УДК 550.34
ПАРАМЕТРЫ СЕЙСМИЧНОСТИ КАМЧАТКИ В 2003 Г.
? 2004 г. В. А. Салтыков1,2, Н. М. Кравченко1
Камчатская опытно-методическая сейсмологическая партия Геофизической службы РАН, 683006,
Петропавловск-Камчатский, бульвар Пийпа, 9; e-mail: salt@emsd.ru;
2
Камчатский государственный педагогический университет, 683032, Петропавловск-Камчатский, ул. Пограничная, 4.
Адрес для переписки: 683006, Петропавловск-Камчатский, бульвар Пийпа, 9; КОМСП ГС РАН; тел. (415-22)5-8684; факс. (415-22)5-88-98; e-mail: salt@emsd.ru
1
В статье дана характеристика сейсмичности Камчатки в 2003 г. На основе региональных каталогов камчатских землетрясений построены площадные распределения параметров фоновой сейсмичности. В комплекс
рассматриваемых характеристик входят активность A10 , наклон графика повторяемости ?, параметры
методик RTL и Z-теста. Отмечены особенности сейсмичности 2003 г. в Камчатском заливе и на юге Камчатки.
ВВЕДЕНИЕ
Условно единый сейсмический процесс можно
разделить на сильные землетрясения и фоновую сейсмичность. Естественно, что первым уделяется большее внимание, но следует иметь ввиду, что динамика
фоновой (или слабой) сейсмичности является отражением тех же тектонических процессов, которые, в
частности, ведут и к сильным землетрясениям. Поэтому представление данных о слабых землетрясениях
также представляет интерес.
Обзоры наблюдаемой фоновой сейсмичности
обычно ограничиваются демонстрацией каталогов
произошедших землетрясений в виде карт эпицентров,
проекций эпицентров на выбранные плоскости
различной ориентации, гистограмм распределения
землетрясений по магнитуде (энергетическому классу)
(например, ежегодные сборники «Землетрясения в
СССР в ? году», «Землетрясения Северной Евразии в
? году»). Такой подход безусловно полезен, когда читатель использует статью как источник фактического
материала, но отметить какие-либо пространственновременные особенности сейсмичности выбранного
объекта зачастую затруднительно без дополнительной
работы. Однако эта проблема упрощается, если представлять не исходный материал (то есть каталоги), а
результаты расчета определенных параметров сейсмичности.
В данной работе представлен комплекс параметров сейсмичности Камчатки 2003 г. Некоторые из
них являются каноническими (активность и наклон
графика повторяемости), другие появились при разработке различных прогностических методик (RTL, Z36
тест). При расчетах использованы каталоги Камчатской опытно-методической сейсмологической партии
Геофизической службы РАН (http://www.emsd.ru).
РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Энергия землетрясений Камчатки. Оценки
сейсмичности делались для района, ограниченного
широтой ?=51.0°N и 57.0°N , долготой ?=156.0°E и
167.0°E, глубиной от 0 до 200 км, в который попадает
наиболее сейсмоактивная часть Камчатки.
Общая выделившаяся в 2003 г. сейсмическая
K
энергия E = ? 10 , где Ki ? энергетический класс
i
i
землетрясения, составила 8.0?1014 Дж. Учитывая, что
среднегодовое (за 42 года детальных сейсмологических
наблюдений на Камчатке) значение E равно 6.2?1014
Дж, можно отнести 2003 г. к наиболее активным годам
(пятое место за 42 года, наибольшее значение за
последние шесть лет (рис.1)). Но следует иметь ввиду,
что основной вклад в суммарную энергию дали
сильные землетрясения 15 марта с магнитудой Mw=6.1,
16 июня Mw=6.9, 5 декабря Mw=6.7 (рис.2) (Моментные
магнитуды Mw определены Геологической службой
США (U.S. Geological Survey, http://earthquake.usgs.gov/)).
Их вклад вместе с афтершоками составил 4.2?1014 Дж,
5.0?1014 Дж, 2.0?1014 Дж соответственно.
Вариации сейсмической активности A10 и наклона графика повторяемости ?. Определение сейсмической активности A10 и наклона графика повторяемости ? основано на повторяемости землетрясений
как фундаментальном свойстве сейсмического процесВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ПАРАМЕТРЫ СЕЙСМИЧНОСТИ КАМЧАТКИ В 2003 Г.
16.5
2003
lg (???????, ??)
16
15.5
15
14.5
14
13.5
13
12.5
2002
1997
1992
1987
1982
1977
1972
1962
1967
12
Рис.1. Сейсмическая энергия, выделившаяся при камчатских землетрясениях в 1962-2003 гг.
са. Их использование связано, в частности, с наблюдаемым иногда уменьшением наклона графика повторяемости перед сильными событиями (Завьялов, 1984,
Моги, 1988).
Наклон графика повторяемости рассчитывается
исходя из непрерывного экспоненциального распределения землетрясений по классам. При этом используется следующая формула (Aki, 1965):
? = log 10 e ?
1
N
?K
i
/ N ? K0
i
Среднеквадратичная ошибка в определении ?
определяется по формуле (Куллдорф, 1966):
S? =
? .
N
Очевидно, что анализ вариаций ? возможен лишь
при достаточно большом количестве землетрясений.
Например, при ?=0.5 и N=100 среднеквадратичное
отклонение S? составляет 0.05, то есть 10%.
Активность A10 рассчитывается из числа землетрясений N и наклона графика повторяемости ? и
приводится к площади 103 км2 и временному интервалу 1 год. Расчет ведется по формуле:
1000 ? N ? (1 ? 10 ?? ) ?10 ?? ( 9.5? K0 )
S ?T
Здесь S - это площадь поверхности выбранной
области ([S]= км2), а T - ее длительность ([T]=год).
Среднеквадратичное уклонение активности рассчитывается по формуле:
A10 =
S A10 =
1000 N10 ?? (10.5? K )
?A10
? S? =
? (9.5 ? K 0 ) A10 ? ln 10 ? S?
S ?T
??
0
Важным требованием к используемым для анализа сейсмологическим данным является однородность
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
каталога землетрясений, то есть отсутствие пропусков
при регистрации землетрясений (Предполагается, что
методика обработки, т.е. определения энергетического
класса и положения гипоцентра не менялась). Поэтому
ниж-ний энергетический уровень землетрясений был
определен как K=8.5. Такой уровень надежной
регистрации землетрясений соответствует камчатской
сейсмоактивной зоне в целом (Гордеев и др., 1998).
Помимо этого необходимо также исключить из анализа зависимые, группирующиеся события, в частности
афтершоковые последовательности отдельных достаточно сильных землетрясений, которые в силу своего
компактного расположения в пространстве-времени
могут существенно исказить характеристики фоновой
сейсмичности. Для этого была использована программа, реализующая алгоритм, основанный на локальном
моделировании интенсивностей фона и афтершоков
и их соотношении (Молчан, Дмитриева, 1991).
Средняя по указанному выше району активность
A10 в 2003 г. составила 0.250±0.006 (при среднемноголетнем значении 0.279±0.001). Однако это различие
не является существенным, учитывая разброс годовых
значений A10 (среднеквадратичное отклонение по выборке среднегодовых значений составляет 0.03). Наклон
графика повторяемости ? в 2003 г. равен 0.49±0.02,
что соответствует в пределах ошибки определения
среднемноголетнему значению 0.499±0.003. Таким
образом, по средним для Камчатки значениям параметров A10 и ? 2003 г. не является аномальным. Но это
не означает отсутствие каких-либо локальных особенностей, поэтому особый интерес представляют карты
тех же параметров, а также их вариаций (Рис.3).
При построении этих карт использовались значения A10, полученные при сканировании исследуемой
области цилиндрическими элементарными объемами
с радиусом R=30 км, H=0ч100 км. Из анализа Рис.3
37
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
?
САЛТЫКОВ, КРАВЧЕНКО
??
56
??
16-VI-03
5-XII-03
??????????
?????
?
?. ???????
это короткий временной интервал), приходится увеличивать размеры элементарной пространственной ячейки. Здесь за единичную ячейку принят круг с радиусом
200 км. На Рис. 4 представлены карты ?, демонстрирующие пространственные особенности его поведения.
На Рис.4В представлена нормированная вариация ?:
,
??
54
?????????
?????
??????????
?????
15-III-03
1
52
2
156
160
164
Рис.2. Сильнейшие землетрясения Камчатки 2003 гг.
Отмечены инструментальные эпицентры (1) и очаги (2)
этих землетрясений.
можно сделать вывод, что в 2003 г. наибольшее относительное усиление активности A10 произошло в районе
Командорских островов, Камчатского залива (и прилежащих территориях суши), и также на юге Камчатки.
Обращает на себя внимание ярко проявившийся в 2003
г. максимум активности A10 в Камчатском заливе, который не выделяется на карте фоновых (среднемноголетних) значений.
Среднеквадратичная ошибка в определении наклона графика повторяемости ? обратно пропорциональна квадратному корню из числа используемых для
его определения землетрясений, поэтому, исследуя короткие временные интервалы (в данном случае 1 год ?
57
где ? 1 (? , ? ) - значение ? для 2003 г. (Рис.4А),
? 2 (? , ? ) - для 1962-2003 гг. (Рис.4Б), ? 12 и ? 22 дисперсии оценок ? 1 и ? 2 . Такой подход позволяет,
не рассматривая абсолютную величину вариации,
отметить районы со статистически значимым уменьшением ? относительно фонового значения. При Z<-1.9
можно ожидать статистической значимости уменьшения ? на уровне доверительной вероятности не хуже
p=0.03. Учитывая размеры элементарной ячейки,
можно говорить о том, что в Камчатском заливе (с захватом северной части Кроноцкого залива и прилежащих участков суши) наблюдается статистически значимое уменьшение наклона графика повторяемости.
Конечно, использование элементарных ячеек с радиусом R=200 км является лишь первым приближением
при поиске аномалий ?. При уменьшении радиуса до
R=140 км и одновременном увеличении временного
интервала до 2 лет (2002-2003 гг.) выявляется значимое уменьшение ? на юге Камчатки (Рис.4Г), при
этом аномалия в Камчатском заливе не выявляется.
Таким образом, Рис.4В-Г демонстрируют проявление
в некотором смысле принципа неопределенности данного подхода: проблематично обнаружение аномалий
? с размерами менее диаметра элементарной области
сканирования или с продолжительностью менее анализируемого временного интервала.
57
?
57
?
?
56
56
56
55
55
55
54
54
54
53
53
53
52
52
52
51
156
158
160
162
0
164
0.2
0.4
51
156
166
0.6
0.8
1
158
1.2
1.4
160
1.6
1.8
162
164
51
156
166
0
158
0.2 0.4 0.6 0.8
160
1
162
1.2 1.4 1.6 1.8
164
166
2
2.2 2.4 2.6
Рис.3. Карты сейсмической активности A10, рассчитанные для 2003 г. (А) и для сравнения ? для 1962-2003 г. (Б).
Справа (В): активность A10 для 2003 г., нормированная на многолетнюю активность.
38
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ПАРАМЕТРЫ СЕЙСМИЧНОСТИ КАМЧАТКИ В 2003 Г.
57
57
?
56
56
55
55
54
54
53
53
52
52
?
0.55
0.55
0.5
0.50
0.45
0.45
0.4
51
156
3.0
2.5
158
160
162
164
166
57
51
156
158
160
162
164
166
57
4.0
?
?
56
56
55
55
54
54
53
53
52
52
51
156
51
156
3.5
3.0
2.0
1.5
2.5
2.0
1.0
1.5
0.5
1.0
0.0
-0.5
0.5
0.0
-1.0
-1.5
-0.5
-1.0
-1.5
-2.0
158
160
162
164
166
158
160
162
164
166
Рис.4. Вверху: Карты наклона графика повторяемости ?, рассчитанные для 2003 г. (А) и для
сравнения ? для 1962-2003 г. (Б). Внизу: нормированные вариации ? для 2003 г. (В) и 20022003 гг. (Г). Окружностями отмечены размеры элементарной области сканирования R=200 км
(В) и R=140 км (Г).
Мониторинг параметров RTL и ?S. Параметры
RTL и ?S и алгоритм их определения описаны в работах (Соболев, Тюпкин, 1996, 1998, Соболев, 1999).
Там же опубликованы результаты применения этой
методики при поиске областей подготовки сильных
землетрясений.
Параметр RTL сформирован на основе трёх функций: эпицентральной R, временной T и учитывающей
размер очага землетрясения L. Значения RTL рассчитываются при сканировании сейсмоактивной зоны как
в пространстве, так и во времени.
Эпицентральная функция R выражается формулой:
? n
? ri ? ?
R( x , y , z , t ) = ?? exp? ? ? ? ? RS
? r0 ? ?
? i =1
где ri - эпицентральные расстояния от произошедших к моменту t сейсмических событий до рассматриваемой точки пространства (число этих событий n
ограничивается интервалом времени Tmax, и радиусом
круговой области Rmax); r0 - коэффициент, характериВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
зующий степень убывания влияния более удалённых
от рассматриваемой точки сейсмических событий. Rs поправка на линейный тренд.
Временную функцию T вычисляют в соответствии
со следующим соотношением:
? n
? t ? ti ? ?
T ( x , y , z , t ) = ?? exp? ?
?? ? T
t0 ? ? S
?
? i =1
где ti - времена n сейсмических событий в пределах T max и R max; коэффициент t 0 характеризует
скорость ?забывания? предыдущих сейсмических событий по мере их удаления от рассматриваемого момента времени.
Функция размера очага имеет вид:
? n ?l ? p?
L( x , y , z , t ) = ?? ? i ? ? ? LS
?? i =1 ? ri ? ??
где li - размер очагов произошедших к моменту t
сейсмических событий, вычисляемый по эмпирическому соотношению между размером очага и энергети39
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
САЛТЫКОВ, КРАВЧЕНКО
54
54
RTL<-14
RTL<-12
RTL<-10
RTL<-8
RTL<-6
53
RTL<-28
RTL<-20
RTL<-16
RTL<-12
RTL<-8
RTL<-4
53
II
52
52
51
51
I
?
?
50
50
156
158
160
162
56
156
I
III
54
?
53
158
160
162
164
162
RTL<-20
RTL<-16
RTL<-12
RTL<-8
RTL<-4
55
55
54
160
56
II
RTL<-24
RTL<-20
RTL<-16
RTL<-12
RTL<-8
RTL<-4
158
166
?
53
158
160
162
164
166
Рис.5. Карта минимальных значений RTL в 2001-2002 гг. (А, В) и в 2003 г. (Б, Г) в южной (А, Б) и северной (В, Г)
частях сейсмоактивной области Камчатки. Римскими цифрами отмечены точки наиболее глубоких аномалий.
ческим классом Ki (Ризниченко, 1976):
lg(li ) = 0.244 ? K i ? 2.266 .
Функции R, T и L безразмерные и нормируются
на среднеквадратичное отклонение для удобства их
использования в различных комбинациях. Для анализа сейсмической обстановки используется рассмотренные выше функции в виде их произведения - RTL.
Сейсмическому затишью соответствует уменьшение
параметра RTL, а форшоковой активизации - повышение его значения.
Для выявления форшоковой активизации применён алгоритм, построенный на основе анализа площадей сейсмогенных разрывов. Вычисляется разница ?S
между накопленной площадью сейсмогенных разры40
вов в пределах круговой области радиусом Rmax за
последний перед анализируемым моментом промежуток времени Tmax и средним многолетним значением. Площади разрывов оцениваются с использованием соотношения:
S=
1
?
1
Tmax S Rmax
n
? ?10
2 ?( K i ? K 0 )
3
i =1
где Ki - энергетический класс текущих событий,
2
K0=8.5; S R = ? ? Rmax
- площадь рассматриваемой
круговой области, Tmax=1 год. Затем результаты также
нормируются на среднеквадратичное отклонение.
При анализе использованы каталоги КОМСП
1962-2003 гг., очищенные от афтершоков сильных
max
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ПАРАМЕТРЫ СЕЙСМИЧНОСТИ КАМЧАТКИ В 2003 Г.
RTL-value
20
I
0
II
0
-2
-4
-6
-8
-10
-12
-14
-16
-18
01.01.2004
31.12.2001
01.01.2000
31.12.1997
01.01.1996
31.12.1993
01.01.1992
31.12.1989
01.01.1988
31.12.1985
01.01.1984
31.12.1981
01.01.1980
31.12.1977
01.01.1976
31.12.1973
01.01.1972
31.12.1969
01.01.1968
31.12.1965
27.12.03
01.01.2004
31.12.2001
01.01.2000
27.09.03
28.06.03
31.12.1997
01.01.1996
29.03.03
28.12.02
31.12.1993
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
2003 г. появилась другая аномалия, однако она находится в зоне с малой плотностью потока землетрясений, поэтому, в соответствии с методикой, не является
?Для характерных
достоверной и не рассматривается.
точек (точки I и II ? точки с максимальными (по
модулю) значениями аномалии 2001-2002 гг.) построены временные RTL-графики (Рис. 6 А,Б), позволяющие оценить продолжительность аномалии.
Следует
I
II для точек I и II
отметить, что поведение RTL-кривой
III
достаточно близко, поэтому можно предположить,
что
точки I и II относятся к единой аномалии, несмотря на
ее визуальное разделение по значениям RTL (рис.5А).
01.01.1992
31.12.1989
01.01.1988
29.06.02
31.12.1985
30.03.02
01.01.1984
31.12.1981
01.01.1980
29.12.01
29.09.01
31.12.1977
01.01.1976
30.06.01
31.12.1973
31.03.01
01.01.1972
30.09.00
30.12.00
31.12.1969
01.01.1964
-30
01.01.1968
0
землетрясений и ограниченные по энергии снизу по
уровню K=8.5, в диапазоне глубин 30-100 км. Для
удобства анализа сейсмоактивная зона Камчатки
разбита на северную и южную подзоны.
Южная подзона
На Рис.5 А-Б представлены карты минимальных
значений RTL-параметра, наблюдавшихся в 2003 г.
и в 2001-2002 гг. Наблюдавшаяся в 2001-2002 гг.
«двойная» аномалия прекратила свое существование
в 2003 г.. Под «двойной» подразумевается разделение
аномалии на две по уровню максимальных значений
RTL=-10. К востоку от завершившейся аномалии в
28.09.02
II
31.12.1965
RTL-value
?
Рис.6. Временной ход параметра RTL для отдельных точек (Рис.5) южной (А, Б) и северной (В, Г) Камчатки в
I
различных временных развертках: для всего каталога (А, В) и для последних 3.5 лет (Б, Г).
01.07.00
RTL-value
01.01.1964
-20
?
0
alue
-5
-10
I
41
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
САЛТЫКОВ, КРАВЧЕНКО
54
dS>4
dS>3
dS>2
dS>5
dS>4
dS>3
dS>2
56
53
52
55
51
54
?
50
?
53
156
158
160
162
158
160
162
164
166
Рис.7. Карта ?S на 31 декабря 2003 г. для южной (А) и северной (Б) частей сейсмоактивной области Камчатки.
Продолжительность аномалии по уровню RTL=-2
составила около 2.2 года, что соответствует средним
для камчатских землетрясений с магнитудой более
M>7.0 величинам (Соболев, Пономарев, 2003).
Вероятность случайного возникновения такой аномалии составляет около 1% (Соболев, Пономарев, 2003).
На следующем за RTL-аномалией этапе подготовки сильного землетрясения, в окрестности RTL-аномалии должна проявиться зона повышенных значений
площади сейсмогенных разрывов. На Рис.7А представлены значения вариации площади сейсмогенных
разрывов ?S на конец 2003 г., нормированные на среднеквадратичное отклонение. Из сравнения Рис.7А и
Рис.5А видно, что аномалия ?S примыкает к югозападной части аномалии RTL.
Таким образом, на юге Камчатки в течение двух
лет (по уровню RTL =-3) - с апреля 2001 г. по апрель
2003 г. наблюдалась аномалия RTL, соответствующая
сейсмическому затишью. С юго-запада к этой аномалии, примыкает зона повышенных значений ?S, что
может свидетельствовать о переходе подготовки сильного землетрясения из этапа сейсмического затишья
в этап форшоковой активизации.
Северная подзона
Представление материала в этом подпункте аналогично предыдущему, поэтому комментарии сведены
к минимуму. На Рис. 5 В,Г представлены карты минимальных значений RTL-параметра, наблюдавшиеся в
2003 г. и в 2001-2002 гг. Наблюдавшаяся в 2001-2002
гг. аномалия (Рис.5В) начала уменьшаться (Рис.5Г) и
к концу 2003 г. прекратила свое существование. Для
характерных точек (точки I, II и III ? точки с макси42
мальными (по модулю) значениями аномалии) построены временные RTL-графики (Рис. 6 В,Г). Следует
отметить, что ярко выраженных различий в поведении
RTL-кривой для точек I, II и III не наблюдается, то
есть здесь мы также наблюдаем единую аномалию.
Продолжительность аномалии по уровню RTL=-2
составила около 2 лет, что близко к продолжительноти
аномалии на юге Камчатки, но во времени северная
аномалия задерживается относительно южной на ?0.5
года и достигает большей глубины: RTL=-28 против
RTL=-18 на юге.
На Рис.7Б представлены значения вариации площади сейсмогенных разрывов ?S на конец 2003 г.,
нормированные на среднеквадратичное отклонение.
Из сравнения Рис.7Б и Рис.5В видно, что две аномалии ?S примыкают с севера и с юга к аномалии RTL.
Таким образом, в Камчатском заливе в течение
полутора лет (по уровню RTL =-3) - с начала 2002 г.
по осень 2003 г. наблюдалась аномалия RTL, то есть к
настоящему времени сейсмическое затишье закончилось. С юга и с севера к этой аномалии, примыкает зона
повышенных значений ?S, что может свидетельствовать о переходе подготовки сильного землетрясения
во второй этап ? форшоковую активизацию.
Выявление сейсмических затиший по методу
«Z-тест». Методика «Z-тест» так же как и методика RTL
ориентирована на выявление сейсмических затиший
как временных аномалий в сейсмическом режиме
отдельных пространственных областей. Методика опирается на работы М. Виса (M. Wyss) и Р. Хабермана
(R. Habermann) (Wyss, Habermann, 1988, Habermann,
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ПАРАМЕТРЫ СЕЙСМИЧНОСТИ КАМЧАТКИ В 2003 Г.
57
56
55
54
3
53
2
1
2
52
1
51
156
158
160
162
164
166
Рис.8. Карта зон сейсмических аномалий, выделяемых
Z-тестом. Отмечены зоны абсолютного сейсмического затишья (1) и уменьшения сейсмического потока в 8 раз (2).
17
15
13
11
9
7
5
3
SRD
0.75
1
15
13
11
9
7
5
3
???? 2
25.06.03
05.07.01
16.07.99
26.07.97
06.08.95
16.08.93
27.08.91
06.09.89
17.09.87
27.09.85
08.10.83
18.10.81
29.10.79
08.11.77
19.11.75
29.11.73
10.12.71
20.12.69
31.12.67
10.01.66
???? 2
0.875
SRD
21.01.64
31.01.62
25.06.03
05.07.01
16.07.99
26.07.97
06.08.95
16.08.93
27.08.91
06.09.89
17.09.87
27.09.85
08.10.83
18.10.81
29.10.79
08.11.77
19.11.75
29.11.73
10.12.71
20.12.69
31.12.67
10.01.66
21.01.64
0.5
0.75
0.625
10.12.71
29.11.73
19.11.75
08.11.77
29.10.79
18.10.81
08.10.83
27.09.85
17.09.87
06.09.89
27.08.91
16.08.93
06.08.95
26.07.97
16.07.99
05.07.01
25.06.03
10.12.71
29.11.73
19.11.75
08.11.77
29.10.79
18.10.81
08.10.83
27.09.85
17.09.87
06.09.89
27.08.91
16.08.93
06.08.95
26.07.97
16.07.99
05.07.01
25.06.03
10.01.66
20.12.69
7
20.12.69
9
31.12.67
SRD
0.875
31.12.67
1
???? 3
13
11
21.01.64
31.01.62
25.06.03
05.07.01
16.07.99
26.07.97
06.08.95
16.08.93
27.08.91
06.09.89
17.09.87
27.09.85
08.10.83
18.10.81
29.10.79
08.11.77
19.11.75
29.11.73
10.12.71
20.12.69
31.12.67
10.01.66
21.01.64
0.5
31.01.62
???? 3
0.75
0.625
5
3
10.01.66
21.01.64
25.06.03
05.07.01
16.07.99
26.07.97
06.08.95
16.08.93
27.08.91
06.09.89
17.09.87
27.09.85
08.10.83
18.10.81
29.10.79
08.11.77
19.11.75
29.11.73
10.12.71
20.12.69
31.12.67
10.01.66
21.01.64
31.01.62
0.5
31.01.62
LTA
???? 1
0.875
0.625
15
LTA
1
???? 1
31.01.62
LTA
1988, Wiemer, Wyss, 1994). Основными параметрами
являются:
,
1) параметр
определяющий статистическую значимость различий
LTA(t , ?t ) в= скоростях
Z = ( R2 ? R1сейсмического
) / ? 12 + ? 22
потока R (то есть в количестве землетрясений в единицу времени) на двух временных участках (один ? длительностью ?t и привязанный ко времени t окончания этого участка, другой ?
включает в себя все остальное время. Здесь ?i - стандартные отклонения R на этих участках.);
2) параметр, связанный с величиной уменьшения
скорости сейсмического потока SRD (t , ?t ) = 1 ? R2 / R1 (то
есть SRD=1 при полном исчезновении землетрясений,
SRD=0 при фоновом режиме сейсмичности).
Результаты применения Z-теста к анализу камчатской сейсмичности опубликованы в (Салтыков,
Кугаенко, 2000, Салтыков, Кугаенко, Кравченко, 1998).
Как показал ретроспективный анализ (Кравченко,
2003), в 60% случаев в окрестности зоны уменьшения
сейсмической скорости в 8 и более раз (SRD?0.875)
происходит землетрясение с магнитудой M не менее
6.0 в интервале времени до двух с половиной лет после
завершения стадии затишья.
К концу 2003 год в сейсмоактивной области Камчатки существовало три пространственные области
(рис.8), выделенные с помощью Z-теста, представляющие интерес в качестве возможного предвестника
сильного землетрясения, то есть в этих областях наблюдались временные интервалы сейсмического затишья,
закончившегося к настоящему времени.
В зоне 1 абсолютное сейсмическое затишье, длившееся 15 месяцев, закончилось в апреле 2002 г. (Рис.9).
Здесь и далее каждое затишье характеризуется 1) большими значениями Z, что обеспечивает высокую статистическую значимость затишья, и 2) повышенными
значениями функции SRD(t), отражающей уменьшение сейсмического потока.
В зоне 2 абсолютное затишье продолжалось год и
закончилось в июне 2002 г.
В зоне 3 (Авачинский залив) наблюдалось уменьшение сейсмической скорости в 8 раз в течение 16 месяцев до сентября 2003 г. Эта зона близка к очагу землетрясения 15 марта 2003 г. Mw=6.1, однако затишье
Рис.9. Временные вариации параметров LTA(t) (слева) и SRD(t) (справа), рассчитанные в скользящем временном
окне ?t=15 месяцев для зоны 1, ?t=12 месяцев для зоны 2, ?t=16 месяцев для зоны 3.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
43
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
САЛТЫКОВ, КРАВЧЕНКО
не завершилось перед этим землетрясением, более того
оно продолжалось еще полгода, что не позволяет их
связать между собой.
Из графиков временных вариаций параметров
сейсмического затишья в выделенных зонах (Рис.9)
следует, что для данных пространственных областей
полученные аномалии являются уникальными.
5 декабря 2003 года вблизи о. Беринга произошло
землетрясение с энергетическим классом K=14.3, магнитуда Mw=6.7 (Рис.2). Статистически значимых сейсмических аномалий, предшествовавших этому событию, выявлено не было.
При сравнении Рис.3 - 5, 7, 8 обнаруживается
пространственное взаимное соответствие аномалий
рассматриваемых параметров A10, ?, RTL, ?S, Z. В
задачи данной работы не входит анализ значимости
этого соответствия, поэтому авторы ограничиваются
лишь констатацией факта. В перспективе допускается
использование упомянутых параметров в комплексе
при оценке региональной сейсмической обстановки.
зоны как места подготовки сильных землетрясений с
магнитудой более 7.0 с их возможным возникновением
в 2004 г. Использование для прогностических целей
результатов по вариациям A10 и ? в 2003 г. представляется в настоящий момент преждевременным.
Наблюдающаяся пространственная корреляция
поведения A10 и ? с результатами RTL, ?S и Z представляет интерес при разработке комплексной оценки
сейсмической обстановки.
Авторы благодарны члену-корреспонденту РАН
Г.А. Соболеву и д.ф.-м.н. Ю.С.Тюпкину за содействие
при внедрении методик мониторинга сейсмичности
в КОМСП ГС РАН, к.ф.-м.н. В.Б. Смирнову за
предоставление программы выделения афтершоков
сильных землетрясений. Особая признательность выражается нашим коллегам О.Г. Волович и В.В. Иванову
за создание программ, использованных в данной
работе.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
На основе региональных каталогов камчатских
землетрясений построены площадные распределения
параметров фоновой сейсмичности в 2003 г. В комплекс рассматриваемых характеристик входят активность A10 , наклон графика повторяемости ?, параметры методик RTL и Z-теста. Проведено сравнение значений параметров A10 и ?, полученных для 2003 г. с их
средними за весь период детальных сейсмологических
наблюдений на Камчатке (1962-2003 гг.).
Несмотря на различие методик мониторинга, получены следующие результаты, не противоречащие
друг другу и которые могут быть рассмотрены в совокупности по «территориальному» признаку:
Камчатский залив:
1) Завершилась аномалия RTL;
2) Наблюдается аномалия ?S;
3) Наблюдаются повышенные значения активности A10 как в абсолютной, так и в относительной шкале;
4) Наблюдается статистически значимое уменьшение ?.
Юг Камчатки:
1) Завершилась аномалия RTL;
2) Наблюдается аномалия ?S;
3) Завершилась Z-аномалия;
4) Некоторое повышение активности A10.
Такое поведение RTL, ?S, Z , согласно соответствующим методикам, может рассматриваться как
предвестник сильного землетрясения. Учитывая среднесрочный характер прогноза по методикам RTL и Zтест, предлагается рассматривать выше указанные
44
Гордеев Е.И., Чебров В.Н., Викулин А.В. и др.
Система сейсмологических наблюдений на Камчатке
(состояние, развитие, перспективы) // Кроноцкое
землетрясение на Камчатке 5 декабря 1997 года: предвестники, особенности, последствия. ПетропавловскКамчатский, КГАРФ, 1998, с.12-24.
Завьялов А.Д. Наклоны графика повторяемости
как предвестник сильных землетрясений на Камчатке
// Прогноз землетрясений. №5. Душанбе-Москва:
Дониш. 1984. С.173-184.
Кравченко Н.М. Контроль сейсмической обстановки методом «Z-тест» // Отчет КОМСП ГС РАН
«Комплексные сейсмологические и геофизические
исследования Камчатки и Командорских островов,
2002». Часть 4. Петропавловск-Камчатский. 2003.
С.384-389.
Куллдорф Г. Вопросы теории оценивания. М.:
Наука, 1966.
Моги К. Предсказание землетрясений. М.: Мир,
1988. 382 с.
Молчан Г.М., Дмитриева О.Е. Идентификация
афтершоков: обзор и новые подходы // Современные
методы обработки сейсмологических данных (Вычислительная сейсмология. Вып.24), М.: Наука, 1991,
с.19-50.
Ризниченко Ю.В. Проблемы сейсмологии. М.:
Наука. 1985. 408 с.
Салтыков В.А., Кугаенко Ю.А. Сейсмические затишья перед двумя сильными землетрясениями 1996 г.
на Камчатке // Вулканология и сейсмология. 2000. №1.
С.57-65.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ПАРАМЕТРЫ СЕЙСМИЧНОСТИ КАМЧАТКИ В 2003 Г.
Салтыков В.А., Кугаенко Ю.А. , Кравченко Н.М.
Сейсмические затишья и активизации, предшествовавшие Кроноцкому землетрясению // Кроноцкое землетрясение на Камчатке 5 декабря 1997 года: предвестники, особенности, последствия. Петропавловск-Камчатский, КГАРФ, 1998. С.55-67.
Соболев Г.А. Стадии подготовки сильных Камчатских землетрясений // Вулканология и сейсмология.
1999. №4/5. С.63-72.
Соболев Г.А., Пономарев А.В. Физика землетрясений и предвестники. М.: Наука. 2003. 270 с.
Соболев Г.А., Тюпкин Ю.С. Аномалии в режиме
слабой сейсмичности перед сильными землетрясениями Камчатки // Вулканология и сейсмология. 1996.
№4. С.64-74.
Соболев Г.А., Тюпкин Ю.С. Стадии подготовки,
сейсмологические предвестники и прогноз землетрясений Камчатки // Вулканология и сейсмология. 1998.
№6. С.17-26.
Aki K. Maximum Likelihood Estimate of b in the
Formula logN=a-bM and its Confidence Limits // Bull.
Earthquake Res. Ins. 1965. Vol.43. Pp.237-239.
Habermann R.E. Precursory seismic quiescence: past,
present and future // Pageoph. 1988. Vol.126. Pp. 279-318.
Wiemer S., Wyss M. Seismic quiescence before the
Landers (M=7.5) and Big Bear (M=6.5) 1992 // Earthquakes.
Bull.Seism.Soc.Am. 1994. Vol.84. No.3. Pp. 900-916.
Wyss M., Habermann R.E. Precursory quiescence //
Pageoph. 1988. Vol.126. P.319-332.
Parameters of Kamchatkan Seismicity in 2003
V. A. Saltykov1,2, N. M. Kravchenko1
1
Kamchatkan Seismological Department, Geophysical Service, RAS, 683006, Petropavlovsk-Kamchatsky, Piip blvd., 9;
e-mail: salt@emsd.ru;
2
Kamchatkan State Pedagogical University, 683032, Petropavlovsk-Kamchatsky, Pogranichnaya street, 4.
The characteristic of Kamchatkan seismicity in 2003 is presented in this paper. Based on the regional catalogue
of Kamchatkan earthquakes 2D-distribution of background seismicity parameters was calculated. The set of
considered parameters consists of seismic activity A10, slope in recurrence graph ?, and parameters of the RTLmethod and Z-test. The features of seismicity-2003 in Kamchatkan Gulf and Southern Kamchatka are shown.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
45
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
УДК 550.343
ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ АНОМАЛИЙ ГЕОАКУСТИЧЕСКОЙ
ЭМИССИИ, СООТВЕТСТВУЮЩИХ РАННЕЙ СТАДИИ РАЗВИТИЯ
СЕЙСМИЧЕСКИХ СОБЫТИЙ
? 2004 г. И. А. Ларионов, Б. М. Шевцов, А. В. Купцов
Институт космофизических исследований и распространения радиоволн ДВО РАН
При помощи двух систем направленных гидрофонов, размещенных в искусственном водоеме и озере, на
Камчатке проводятся наблюдения за геоакустической эмиссией в частотном диапазоне 0.1?10000 Гц в
целях изучения ее характеристик и изменений, соответствующих заключительной стадии подготовки
сейсмических событий. Показано, что геоакустические шумы анизотропные, и интенсивность их возрастает
в направлении зоны субдукции, находящейся на расстоянии 150?200 км от пунктов наблюдений. На фоне
шумов регистрируются мощные акустические аномалии в килогерцовом диапазоне частот с превышением
по уровню сигнала в десятки и сотни раз. Оценена возможность регистрации акустических сигналов этого
диапазона непосредственно из областей подготовки сейсмических событий. За четырехлетний период наблюдений отобраны землетрясения с энергетическим классом больше 11 и гипоцентрами, расположенными не
далее 200 км от пунктов регистрации. Из шестидесяти рассмотренных случаев тридцати сейсмическим
событиям за 9-30 часов предшествовали интенсивные высокочастотные геоакустические аномалии, которые
имели характерную форму сигнала и легко обнаруживались. В другие интервалы времени такие акустические аномалии не наблюдались. Определены зоны слышимости акустических аномалий.
ВВЕДЕНИЕ
Согласно существующим представлениям о механизмах подготовки сейсмических событий, медленное
и продолжительное сжатие горных пород сменяется
быстрым ростом упругих напряжений, приводящих
к лавинному трещинообразованию (Райс, 1982),
которое сопровождается геоакустической эмиссией. В
связи с возможностью ее использования для наблюдений за состоянием горных пород и выявления этапов
подготовки землетрясений большое внимание уделялось исследованию ее характеристик в различных
условиях (Соболев Г. А., 2003).
В последние годы сейсмоакустическая эмиссия
регулярно наблюдается в скважинах (Беляков и др.,
2002), туннелях (Горбатиков и др., 2001), на дне океана
(Лаппо и др., 2003; Sassorova et al, 2003) и водоемов
(Купцов и др., 2003). Исследуются, как фоновые характеристики акустических сигналов, так и аномалии,
приуроченные к сейсмическим событиям.
Так, например, в Армении во время Спитакского
землетрясения с магнитудой 7.1 в 80 км от эпицентра
было зафиксировано увеличение интенсивности
геоакустической эмиссии в диапазоне частот 800-1200
Гц за 12 часов до основного события и через 12 часов после (Моргунов и др., 1991). В Японии на сейсмологической обсерватории Мацуширо Метео46
рологического Агентства Японии, в туннеле на глубине 100 м была обнаружена акустическая аномалия на
частотах 500 и 1000 Гц только в одном случае при
землетрясении с магнитудой 4.5, с расстоянием до эпицентра 23.5 км и глубиной 10 км. (Горбатиков и др.,
2001). Эти наблюдения выполнялись с помощью
геофонов с верхней границей чувствительности по
частоте 1200 Гц (Беляков, 1993).
Однако хорошо известно, что акустическая энергия трещинообразования выделяется и на значительно
более высоких частотах (Крылов, 1983; Соболев Г. А.,
2003; Чернышев, 1983). Исследования высокочастотных сейсмических шумов океана проводились с
помощью стационарных гидроакустических систем
установленных в нескольких километрах от берега на
дне (Олещук, 1991), возможности которых, однако,
ограничены океанскими шумами. В небольших естественных и искусственных водоемах уровни шумов
значительно ниже, они, как правило, приходятся на
частоты меньше 500 Гц и легко контролируемы
(Купцов и др., 2003), поэтому проведение высокочастотных геоакустических наблюдений в таких средах может оказаться весьма результативным.
Основные сомнения в возможностях таких наблюдений связаны с сильным ослаблением высокочастотных сигналов. На частоте 3 кГц коэффициент ослабления акустических колебаний в осадочных породах
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ АНОМАЛИЙ ГЕОАКУСТИЧЕСКОЙ ЭМИССИИ
равен примерно 260 дБ/км, а в базальтах ? всего 1.5
дБ/км. При этом длина ослабления сигнала (по
амплитуде в е раз) составит 33 м и 5.9 км, соответственно. Если предположить, что акустические колебания проходят основное расстояние от источников по
базальтам и только в точке приема преодолевают
незначительный слой осадочных пород, то становится
очевидной возможность наблюдения высокочастотных
сигналов трещинообразования на больших расстояниях. С помощью использованных в данной
работе приемников наблюдения в базальтах можно
осуществлять на удалении до 50 км. Эту цифру можно
увеличить, если учесть, что существуют волноводные
условия распространения сигналов, понижающие их
ослабление, и нелинейные механизмы преобразования
слабозатухающих низкочастотных колебаний в
высокочастотные сигналы, дальность обнаружения
последних при этом возрастает. В области образования
трещин плотность мощности столь высока, что
нелинейные механизмы распространения сигналов на
начальной стадии играют основную роль. Еще можно
учесть, что деформации из будущих очагов землетрясений распространяются на десятки километров,
в результате чего области трещинообразования могут
находиться значительно ближе к точке приема, чем
гипоцентры. Перечисленные выше факторы создают
условия для проявления интенсивных высокочастотных акустических аномалий, сопровождающих
процессы подготовки землетрясений с удалением
гипоцентров до 100- 200 км, и определяют пространственное распределение их слышимости. Ниже будут
.
Рис. 1. Результаты калибровки гидрофона
рассмотрены такие распределения и связанные с ними
вероятности обнаружения сигналов.
Данная работа посвящена исследованиям характеристик геоакустической эмиссии на Камчатке и
анализу ее высокочастотных аномалий, приуроченных
к сильным сейсмическим событиям.
МЕТОДИКА НАБЛЮДЕНИЙ
Для регистрации сигналов использовались две
приемные системы, размещенные в небольших
водоемах. Каждая система состояла из пяти совмещенных гидрофонов, ориентированных по сторонам света
и вниз. Ширина диаграммы направленности каждого
из гидрофонов составляла 60О, а средняя чувствительность с предусилителями в килогерцовом частотном
диапазоне равнялась сотням мВ/Па (рис. 1). Преимущества гидрофонов над геофонами проявляются
при исследовании высокочастотных шумов.
Система из пяти направленных приемников
позволяет достаточно эффективно оценивать анизо-
Рис. 2. Схема измерительного тракта.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
47
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ЛАРИОНОВ И ДР.
Иногда для более детального анализа производилась непосредственная запись акустических шумов в течение суток на магнитограф в полосе частот
0.1?22000 Гц. На р. Карамшина наблюдения
проводятся с июля 1999 г., а на о. Микижа ? с ноября
2001 г. Толщина осадочных пород в пунктах наблюдений не превышает 30?40 м.
Рис. 3. Амплитуда сигнала геоакустического шума. По
вертикальной оси давление в относительных единицах.
На нижнем графике представлен 0.15 секундный фрагмент сигнала.
тропию шумов. Одна из таких систем была установлена в искусственном водоеме с размерами 2 Ч 22 м,
оборудованном в пункте комплексных геофизических
наблюдений на р. Карымшина, а другая располагалась
с удалением 20 км к северу на о. Микижа, размеры
которого 200700 м, а наибольшая глубина 5 м.
Регистрация акустических шумов со всех пяти
направлений осуществлялась непрерывно через
полосовые фильтры в семи частотных диапазонах
(0.1?10, 10?50, 50?200, 200?700, 700?1500,
3000?6000, 8000...11500 Гц) и амплитудные
детекторы в режиме четырехсекундного накопления с
помощью интеграторов, сигналы с которых оцифровывались и записывались в компьютер (рис. 2).
ХАРАКТЕРИСТИКИ АКУСТИЧЕСКИХ
СИГНАЛОВ
Рассмотрим особенности высокочастотной геоакустической эмиссии. Используемый метод наблюдений позволяет осуществлять непосредственную
запись сигнала и его прослушивание. Надо заметить
что, данный метод в геоакустике, в отличие от акустики океана, не получил еще широкого распространения. По своему многообразию подземные звуки не
уступают океаническим. Прямое прослушивание
бывает достаточно эффективным, оно сразу же дает
хорошую предварительную информацию, которую не
просто получить с помощью обработки. Например,
акустическая аномалия похожа на грохот камнепада,
который трудно с чем-либо спутать.
При детальном рассмотрении непосредственной
записи акустического сигнала в фоновом режиме
(рис. 3) обнаруживается достаточно простая его струк-
Рис. 4. Влияние скорости ветра на среднюю амплитуду
шумов в различных частотных каналах.
48
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ АНОМАЛИЙ ГЕОАКУСТИЧЕСКОЙ ЭМИССИИ
Рис. 5. Пример геоакустического сигнала, напоминающего скрип открывающейся двери.
тура, представляющая собой череду случайных импульсов с частотой заполнения 3 кГц. При наблюдаемом времени затухания 0.015 с и примерной скорости
звука 5 км/с в земной коре длина ослабления сигнала
на частоте 3 кГц получается 75 м. Коэффициент ослабления при этом будет 116 дБ/км, что ближе по свойствам к осадочным породам.
ХАРАКТЕРИСТИКИ ФОНОВЫХ ШУМОВ
На о. Микижа северное направление всегда выделяется повышенной интенсивностью и нерегулярной
временной изменчивостью шумов, в то время как по
другим направлениям наблюдаются их относительно
спокойные и регулярные суточные колебания. Эта
анизотропия шумов, возможно, связана с близостью
вулканов в северо-восточном секторе обзора и мыса
Рис. 7. Пример геоакустической аномалии, предшествующей событию 13 ноября 1999 (класс 12.1, расстояние от
точки регистрации 141 км, глубина гипоцентра 11 км.),
отмеченного на рисунке стрелкой.
Шипунского, у которого всегда отмечается повышенная сейсмическая активность.
На р. Карымшина всем направлениям свойственны повышенная интенсивность и нерегулярная временная изменчивость фоновых шумов, что обусловлено, видимо, особенностями геологического строения
этого района. Пункт наблюдений располагается на
пересечении двух разломов, один из которых генеральный. Кроме этого, в юго-восточном секторе обзора
находится Мутновский вулкан.
В обоих пунктах наблюдений понижена интенсивность фоновых шумов с западного направления.
В связи с малой его информативностью наблюдения
в нем были прекращены, и более подробно исследовались сигналы с приемников, ориентированных на зону
субдукции.
В диапазоне частот 30?500 Гц присутствуют
метеорологические и техногенные помехи, которые в
результате промерзания грунта сильнее сказываются
в зимние периоды. Эти шумы низкочастотные и не
мешают регистрации сигналов в килогерцовом
диапазоне (рис. 4).
АНОМАЛИИ В АКУСТИЧЕСКИХ СИГНАЛАХ
Рис. 6. Пример аномалии геоакустического сигнала
предшествующей событию 3 ноября 1999 (класс 11.1,
расстояние от точки регистрации 193 км, глубина
гипоцентра 10 км.), отмеченного на рисунке стрелкой.
Кружком отмечена реакция гидрофона на сейсмический
сигнал события.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Как показывает визуальный анализ сигналов, все
многообразие подземных звуков складывается из
всевозможных комбинаций импульсов. Регистрируются отдельные щелчки, скрипы, гулы, вздохи,
имитации падения жидкой капли и т. п. Пример коле49
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ЛАРИОНОВ И ДР.
Рис. 8. Пример анизотропии геоакустических сигналов, полученных с разных направлений и предшествующих
событию 12 мая 2002 (класс 11.1, расстояние от точки регистрации 205 км, глубина гипоцентра 26 км., азимут
630), отмеченного на рисунке стрелкой.
баний, напоминающих скрип открывающейся двери,
приведен на рис. 5. По всей видимости, наблюдалось
образование кластера трещин.
Аномалии в акустических сигналах с превышением по амплитуде на порядок и более над фоновым
уровнем возникают, как правило, в высокочастотной
области 1?10 кГц, и лишь иногда они появляются
50
одновременно на более низких частотах. Этот эффект
объясняется особенностями процесса трещинообразования (Чернышев, 1983). Эти шумы трудно с
чем-либо спутать, настолько они интенсивные и
специфичные. Они усиливаются за несколько часов
до сильных сейсмических событий с энергетическим
классом, как правило, 11 и больше. Такие события на
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ АНОМАЛИЙ ГЕОАКУСТИЧЕСКОЙ ЭМИССИИ
тическими аномалиями, определены зоны и процент
слышимости готовящихся землетрясений.
3. Показано, что при обнаружении акустических
аномалий наиболее информативен килогерцовый
диапазон, что объясняется особенностями трещинообразования. Аномальные сигналы выделяются характерной формой и продолжительностью вариаций
интенсивности в спектральных полосах.
СПИСОК ИСПОЛЬЗУЕМОЙ ЛИТЕРАТУРЫ
Рис. 9. Карта событий с 1999 по 2003 год (класс > 11,
расстояние от пункта регистрации < 250 км, глубина до
гипоцентра < 150 км.). Прямоугольниками отмечены
события, зарегистрированные на р. Карымшина.
Камчатке происходят, примерно, раз в месяц и,
примерно, в 70% случаев им предшествуют акустические аномалии (рис. 6, 7).
Слышимость аномалий в выбранных пунктах
наблюдений зависит от энергии события, расстояния
до гипоцентра и направления. В процессе наблюдений
выявлено, что на сигнал, предшествующий событию,
сильнее всего реагирует датчик, направленный на
эпицентр готовящегося события (рис 8). За все время
наблюдений было зарегистрировано более пятидесяти
таких событий. Пространственное распределение их
приведено на рис. 9 ? 10. Видно, что около 70% контролируемой площади приходится на события, которые
предварялись акустическими аномалиями. Это и
объясняет процент слышимости аномалий. Наличие
?мертвых зон? определяется, видимо, плохими
условиями распространения сигналов в этих областях.
ВЫВОДЫ
1. Показана возможность наблюдения высокочастотных геоакустических сигналов, возникающих
за несколько часов до землетрясения и совпадающих
по пеленгу с направлением на сейсмическое событие.
2. Построено пространственное распределение
событий, сопровождаемых и не сопровождаемых акусВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Беляков А.С., Лавров В.С., Николаев А.В. и др.
Подземный фоновый звук и его энергетическая модель
как компоненты системы прогноза землетрясений.//
Физика земли, 2002, № 12, с. 57-64.
Беляков А.С., Николаев А.В. Сейсмоакустические
приемники с магнитоупругим преобразованием. //
Физика Земли. 1993. №7. С. 74-80.
Горбатиков А.В., Хаякава М., Уеда С. и др. Отклик
акустической эмиссии на сейсмический процесс //
Вулканология и сейсмология. 2001. №4. С. 66 ? 78.
Крылов В.В. Об излучении звука развивающимися
трещинами.// Акустический журнал. Том XXIX
Выпуск 6. 1983г С.790-798.
Купцов А.В., Богданова Т.А., Ларионов И.А.,
Шевцов Б.М., Шумилов Ю.С. Изменения характера
акустической эмиссии Земли, соответствующей ранней стадии развития сейсмических событий. III Всероссийский симпозиум ?Сейсмоакустика переход-ных
зон?. Владивосток, 1-5 сентября, 2003 г., с. 108.
Лаппо С.С., Левин Б.В., Сассорова Е.В. и др.
Гидроакустическая локация области зарождения океанического землетрясения.// ДАН, 2003, т. 388, № 6, с.
805-808.
Моргунов В.А., Любошевский М.Н., Фабрициус
В.З., Фабрициус З.Э. Геоакустический предвестник
Спитакского землетрясения // Вулканология и сейсмология. 1991. №4 С.104 ? 106.
Олещук В.Ю., Смирнов Г.Е. Исследования влияния сейсмической активности на шумы океана. Акустический институт им. Академика Андреева. Тихоокеанский филиал. 1991г. 222с.
Райс Дж. «Механика очага землетрясений».- М.:
Мир, 1982. 217с.
Соболев Г.А., Пономарев А.В. Физика землетрясений и предвестники. ? М.: Наука, 2003, 270с.
Чернышев С.Н. Трещины горных пород. М.:
Наука, 1983. 240с.
Sassorova E.V., Levin B.W., Morozov V.E., Didenkulov
I.N. Hydro-acoustic location of oceanic earthquake
preparation region. // IUGG 2003, Sapporo, Japan, 2003,
V. A, p. 192-193
51
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ЛАРИОНОВ И ДР.
Experimental Studies of Hydro-Acoustic Emission Anomalies, Corresponding
to the Early Stage of Seismic Enents Development
I. A. Larionov, B. M. Shevtsov, A. V. Kuptsov
Institute of Cosmophysical Researches and Radio Wave Propagation FEB RAS
By means of two systems of directed hydrophones, placed in an artificial reservoir and in a lake, observations of
hydro-acoustic emission in the frequency range 0.1?10000 Hz are carried out in Kamchatka. It is done for the
purpose of investigation of emission characteristics and its changes, corresponding to the last stage of seismic
event preparation. It was shown, that geo-acoustic noise is anisotropic, and its intensity increases in the direction
of subduction zone, located 150?200 km from the observation point. At the background of noise, strong acoustic
anomalies in kilohertz frequency range are registered with tens and hundreds times excess of the sound level.
Opportunity of acoustic signals registration directly from the region of seismic event preparation was evaluated.
During the four-year period of observations earthquakes with the energetic class more that 11 and with hypocentre,
located not more than 200 km away from the registration point, were selected. From the sixty cases under
consideration, thirty seismic events were preceded by 9-30-hour intensive high frequency hydro-acoustic anomalies,
which had a special signal form and were easily detected. During other time intervals such acoustic anomalies
were not observed. The zones of acoustic anomalies audibility were determined.
52
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
УДК 550.343
ОЦЕНКА ПАРАМЕТРОВ КОСЕЙСМИЧЕСКОГО ОТКЛИКА РЕЖИМНОГО
ИСТОЧНИКА
? 2004 г. П. В. Воропаев
Камчатский государственный педагогический университет, Петропавловск-Камчатский, 683032
ул. Советская, д. 20, кв. 7, Воропаев П. В.; тел. 124676; e-mail: chicoli@mail.iks.ru
По данным режимных наблюдений КОМСП ГС РАН в 1977 ? 1995 гг. выявлено 44 косейсмических
повышений дебита источника 1 Пиначевского, вызванных землетрясениями. Эти землетрясения рассматриваются в качестве зондирующих сигналов состояния водоносной системы источника с известными
местоположением излучения сейсмических волн и энергетическими параметрами. Проводится анализ
изменений косейсмического повышения дебита источника в зависимости от вариаций сейсмического режима
Камчатки. Показано, что косейсмическое увеличение дебита источника относительно понижается в течение
от 0.5 до 2.5 лет до усиления сейсмической активности на Камчатке.
С 1977 г. КОМСП ГС РАН проводит наблюдения
на трех Пиначевских источниках и самоизливающейся
скв. ГК-1 с целью поиска предвестников землетрясений (Копылова, 1992; Копылова и др., 1994; Хаткевич,
1994). Наблюдения включают замеры дебитов и температуры воды, отбор проб воды и газа для последующего определения в них широкого набора химических
компонентов состава воды. Частота наблюдений составляет один раз в три дня. После землетрясений обнаружены закономерные изменения режима источников,
проявляющиеся в увеличении дебитов, температуры
воды, в увеличении концентраций компонентов химического состава воды и газа (Копылова, 1992; Копылова и др., 1994). Наиболее часто косейсмический отклик
фиксируется в изменениях дебита источника 1.
В настоящей работе проводится изучение временных особенностей изменения косейсмического отклика источника 1. Такая задача представляется актуальной, т.к. отклик источника на землетрясения характеризует реакцию питающей его водоносной системы на сейсмические воздействия, как на естественные возмущения среды с известными местоположением излучателя
сейсмических волн и энергетическими параметрами.
ИСХОДНЫЕ ДАННЫЕ НАБЛЮДЕНИЙ
Источник 1 Пиначевский (53,28° с.ш., 158,40° в.д.)
распложен у подножья экструзивного массива «высота
202». Вода источника с температурой около 7° С вытекает из раздробленных андезито-дацитов экструзивного массива в виде концентрированного выхода и
собирается в искусственный бассейн с постоянным
сливом. Дебит источника в течение всего времени
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
измерялся объемным способом на сливе с точностью
определения разового замера 5%. При средней величине дебита 0.4 л/с точность измерения составляет ±0.02
л/с. В режиме источника отсутствуют сезонные вариации в изменениях дебита и химического состава
воды. Это указывает на хорошую изоляцию водоносной системы источника от влияния грунтовых вод.
На рис.1 приводятся графики изменения дебита,
концентраций хлора и растворенного метана, характеризующие типичные изменения режима источника 1
в результате землетрясений. После землетрясения
наблюдается резкое повышение дебита источника с
последующим его понижением до фоновых величин.
Кроме этого, происходит медленное увеличение
концентрации хлора и других компонентов химического состава воды, достижение максимума и последующее длительное возвращение концентраций к
фоновым величинам. Максимальные величины
концентраций компонентов химического состава воды
и газа, наблюдаются одновременно и значительно
смещены по времени относительно максимальных
величин дебита, которые фиксируются непосредственно после землетрясения. Эти особенности изменения
режима источника указывают на ведущую роль изменения напряженно-деформированного состояния
водоносной системы в формировании косейсмического повышения дебита. Поэтому максимальная амплитуда повышения дебита источника после землетрясения является наиболее представительной характеристикой косейсмического отклика водоносной системы,
вызванной изменение ее напряженно-деформированного состояния в результате воздействия сейсмических волн.
53
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ВОРОПАЕВ
По результатам проведенного анализа оценивалась среднестатистическая зависимость повышения
дебита источника от энергетических параметров
землетрясений (М, К) и их гипоцентрального расстояния R. Для этого использовалась эмпирическая
зависимость вида
?Q = AM(K) + BlgR + C
Рис. 1. Изменения параметров режима источника 1 в
результате землетрясения 6.10.1987 г., М=6.6.
МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Для анализа влияния сейсмичности на режим
источника был сформирован каталог землетрясений
1977 ? 1995 гг., включающий одиночные землетрясения, наиболее сильные землетрясения роев и главные
события афтершоковых последовательностей. При
создании каталога учитывались выявленные ранее
закономерности появления косейсмического отклика
источника 1 в зависимости от параметров землетрясений (Копылова и др., 1994). Для характеристики землетрясений и их воздействия на источник использовались следующие параметры: магнитуда Мs, энергетический класс Кs и гипоцентральное раcстояние R, км.
Анализ вариаций параметров режима источника
1 в связи с землетрясениями проводился с использованием программы Диагноз [Копылова и др., 2003],
позволяющей осуществлять детальный просмотр изменений наблюдаемых параметров в сопоставлении
с точным временем возникновения землетрясений.
В качестве характеристики отклика источника на
произошедшие землетрясения принималась величина
повышения дебита между двумя последовательными
замерами ?Q, превышающая не менее чем полуторократную точность разового определения дебита, т.е.
?Q?0.03 л/с. Величины ?Qi определялись как разность
между величиной дебита до землетрясения и величиной дебита непосредственно после землетрясения.
В течение 1977 ? 1995 гг. обнаружены 44 землетрясения, после которых наблюдалось повышение дебита
с амплитудой не менее 0.03 л/с.
54
(1)
где М ? магнитуда землетрясений, К ? энергетический класс землетрясений, R ? гипоцентральное
расстояние до источника в км; А, В, С ? эмпирические
коэффициенты. Такая зависимость соответствует
общему виду макросейсмического уравнения, определяющего балльность в точке в зависимости от величины магнитуды и удаленности землетрясения (Шебалин, 1968).
Составленные 44 уравнения связи между величинами R, M (K), ?Q решались методом наименьших
квадратов для определения коэффициентов А, В и C.
В результате были определены коэффициенты: А=
0,096; В= -0,3; С= -0,49 ? для уравнений, решаемых
относительно энергетического класса, и А=0,096; В=
-0,345; С=0,34 ? для уравнений, решаемых относительно магнитуды.
Окончательно полученные зависимости имеют вид:
?Q=0,096K-0,3lg(R)-0,49
(2)
?Q=0,096М-0,345lg(R)+0,34
(3)
Учитывая, что минимальный косейсмический
отклик дебита источника ?Q составляет 0.03 л/с, в
соответствии с (2) и (3) определена нижняя граница
облака распределения землетрясений в координатах
М(К) ? R. Выше этой границы располагаются землетрясения, для которых ожидается косейсмическое
повышение дебита. При ?Q = 0.03 л/с и в соответствии
с (2) и (3) области землетрясений, вызывающих
косейсмическое повышение дебита определяются
выражениям
К?3.125lgR + 4.79
(4)
M?3.59lgR -3.23
(5)
На основе зависимостей (2) и (3) расчитывались
ожидаемые повышения дебита источника для каждого
из 44-ёх землетрясений в соответствии с их энергетическими параметрами и гипоцентральным расстоянием.
На рис. 2 ромбами показано соотношение между
наблюденными величинами повышения дебита dQн
и расчетными величинами повышения дебита dQр в
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ОЦЕНКА ПАРАМЕТРОВ КОСЕЙСМИЧЕСКОГО ОТКЛИКА
Рис. 2. Соотношение между наблюденным повышением
дебита источника dQн и расчетным повышением дебита
источника dQр в соответствии с (3). Пояснения см. в тексте.
соответствии с (3). На рис. 2 повышение дебита по
(3) соответствует срединной линии, для которой dQн
= dQр. Пунктирной линией ограничена область, для
которой |dQн-dQр |? 0.07 л/с, где 0.07 л/с ? величина
среднего квадратического отклонения для ряда
разностей dQнi-dQрi.
Точки, расположенные выше пунктирной линии
на рис. 2, соответствуют относительно пониженным
величинам косейсмического повышения дебита источника, а точки, расположенные ниже пунктирной линии соответствуют событиям с проявлением повышенного косейсмического отклика. Точки, расположенные
между пунктирными линиями, соответствуют нормальному проявлению косейсмического отклика водоносной системы источника на произошедшие землетрясения.
Такой анализ дает возможность разделить наблюдаемые косейсмические повышения дебита источника на
три типа: нормальный, повышенный и пониженный.
В 1977-1995 гг., помимо выявленных 44-ёх землетрясений, вызвавших косейсмическое повышение
дебита, были обнаружены землетрясения с сопоставимыми величинами энергетических параметров (К, М)
и гипоцентральных расстояний R, после которых не
наблюдалось какие-либо изменения режима источника. Наличие таких землетрясений указывает на нерегулярность косейсмического отклика источника 1 и
на возможную временную изменчивость свойств
водоносной системы.
РЕЗУЛЬТАТЫ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ
Рис. 3. Распределение во времени землетрясений 1977 ?
1995 гг., вызвавших различный тип отклика в изменении
дебита источника 1: а ? землетрясения, вызвавшие повышенный (черные вертикальные линии) и нормальный
(темно-серые вертикальные линии) отклик дебита источника; б ? землетрясения, вызвавшие пониженный отклик
источника (толстые серые вертикальные линии) и землетрясения, не вызвавшие изменение дебита (тонкие серые
линии); в ? кумулятивный график выделения сейсмической
энергии радиусе до 450 км от п. Пиначево. I ?сейсмическая
активизация 1983-1984 гг., II ? сейсмическая активизация
1992 -1993 гг.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
На рис. 3 представлено распределение во времени
землетрясений, вызвавших различные виды косейсмического отклика в изменении дебита источника в 1977
? 1995 гг. График 3а показывает моменты землетрясений, вызвавшие повышенный и нормальный
отклик дебита источника. График 3б показывает
моменты землетрясений, вызвавших пониженный
отклик источника, а также моменты землетрясений,
после которых косейсмические изменения режима
источника не проявились. График 3в - кумулятивный
график выделения сейсмической энергии на 10суточных интервалах для землетрясений с Ks?9.0,
Н=0-200 км в радиусе до 450 км от п. Пиначево.
Диапазон изменения накопленной сейсмической энергии составляет от 9.7Ч109 до 6.65Ч1015 Дж.
События с относительно пониженным косейсмическим повышением дебита источника либо перемежаются с событиям, вызвавшими нормальный отклик
(это наблюдалось в 1977 ? 1982 гг., 1984 ? 1989 гг.,
1992-1995 гг.), либо они образовывают во времени
компактные группы совместно с землетрясениями, не
вызывающими косейсмического изменения режима
источника. Проявление группируемости событий исключительно с пониженным косейсмическим откли-
55
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ВОРОПАЕВ
ком или с его отсутствием соответствует двум периодам: 1 - первая половина 1983 г.; 2 - 1990-1991 гг.
Сопоставление графиков на рис. 3 показывает, что
интервалы проявления пониженного отклика дебита
источника на землетрясения предшествуют повышению сейсмической активности на Камчатке. Периоды
такого повышения сейсмической активности проявляются в виде ступенчатого роста кумулятивного графика выделения сейсмической энергии землетрясений
(рис. 3в). Пониженный отклик источника фиксировался в течение не менее полугода перед сейсмической
активизацией в 1983 -1984 гг. (I на рис. 3в) и в течение
не менее двух ? двух с половиной лет перед сейсмической активизацией 1992-1993 гг. (II на рис. 3в). Это
может указывать на изменение свойств водоносной
системы источника на стадии подготовки таких
сейсмических активизаций.
ВЫВОДЫ
1. По данным режимных наблюдений на
источнике Пиначевском 1 в 1977 -1995 гг. выявлено
44 землетрясения, которые вызывали увеличение
дебита источника. Получены зависимости косейсмического повышения дебита источника ?Q от параметров землетрясений: магнитуды (М), энергетического класса (К) и гипоцентрального расстояния (R).
2. Выделены три типа косейсмических повышений дебита источника: нормальные, повышенные
и пониженные. Обнаружено группирование событий
с пониженным косейсмическим откликом дебита
источника в течение 0.5 года перед сейсмической
активизацией 1983 ? 1984 гг. и в течение 2 ? 2.5 лет
перед сейсмической активизацией 1992 ? 1993 гг.
Выявленные особенности проявления косейсмического отклика источника указывают на изменение
свойств его водоносной системы на стадии подготовки
сейсмических активизаций на Камчатке.
Научный руководитель: доцент кафедры географии, геологии и геофизики КГПУ, к. г.-м.н. Г.Н. Копылова.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Копылова Г.Н. Анализ влияния сейсмичности на
режим Пиначевских термопроявлений на Камчатке (по
результатам наблюдений в 1979 ? 1988 гг.) // Вулканология и сейсмология. 1992. № 2. С. 3 ? 18.
Копылова Г.Н., Сугробов В.М., Хаткевич Ю.М.
Особенности изменения режима источников и гидрогеологических скважин Петропавловского полигона
(Камчатка) под влиянием землетрясений // Вулканология и сейсмология. 1994. № 2. С. 53-70.
Копылова Г.Н., Латыпов Е.Р., Пантюхин Е.А.
Информационная система «Полигон»: комплекс
программных средств для сбора, хранения и обработки данных геофизических наблюдений // Проблемы сейсмологии III-го тысячелетия. Новосибирск.
Изд-во СО РАН. 2003. С. 393 ? 399.
Шебалин Н.В. Методы использования инженерносейсмологических данных при сейсмическом районировании // Сейсмическое районирование СССР. М.:
Наука. 1968. С. 95 ?111.
Хаткевич Ю.М. О возможности среднесрочного
прогноза землетрясений интенсивностью свыше 5 баллов, проявляющихся в г. Петропавловске-Камчатском
// Вулканология и сейсмология. 1994., № 1. С. 63 ? 67.
The Estimation of Parameters of Coseismic Response of Spring
P. V. Voropaev
Kamchatkan State Pedagogical University, Petropavlovsk ? Kamchatsky, 683032
44 coseismic increases of spring discharge caused by earthquakes are obtained during 1977 - 1995. These
earthquakes are considered as a sounding signals of condition of groundwater system of spring. Analysis of
coseismic increases of spring discharge depending on variation of seismic regime of the Kamchatka region is
producing.
56
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
УДК 551.8:574
РЕКОНСТРУКЦИЯ ВОССТАНОВЛЕНИЯ РАСТИТЕЛЬНОСТИ ПОСЛЕ
КАТАСТРОФИЧЕСКОГО ИЗВЕРЖЕНИЯ КУРИЛЬСКОЕ ОЗЕРО ИЛЬИНСКАЯ 7700 14С Л.Н. НА ЮЖНОЙ КАМЧАТКЕ
? 2004 г. В. Г. Дирксен, О. В. Дирксен
Инситут вулканологии и сейсмологии ДВО РАН
На примере кальдерообразующего извержения Курильское озеро-Ильинская (Южная Камчатка), произошедшего 7700 14С л.н., проведена реконструкция воздействия катастрофического извержения на растительность в
районе извержения и проанализированы возможные механизмы и темпы ее постэруптивного восстановления.
Экологическая оценка вулканического воздействия на окружающую среду и прогноз возможных
последствий вулканических извержений в будущем,
безусловно, является одной из актуальнейших задач
при изучении районов современного вулканизма. До
настоящего времени подобные разработки основывались преимущественно на данных мониторингового
наблюдения за состоянием природной среды непосредственно после современных вулканических извержений, которые не только кардинально перестраивают
структуру экосистем в непосредственной близости от
эруптивных центров, но и во многом определяют устойчивость и направленность развития геокомплексов
на удалении от вулканов. Однако палеоэкологические
исследования восстановительных процессов, связанных с доисторическими вулканическими извержениями, до настоящего времени не проводились. Представляемая работа, в которой мы попытались охарактеризовать воздействие на экосистемы катастрофических извержений и механизмы их постэруптивного восстановления на примере крупнейшего на
территории Камчатки за последние 10000 лет извержения Курильское озеро-Ильинская, является первой
попыткой подобного рода исследований.
ПРИРОДНЫЕ УСЛОВИЯ ЮЖНОЙ КАМЧАТКИ.
РЕЛЬЕФ
Современный облик рельефа Южной Камчатки
(рис. 1) в районе Курильского озера в значительной
степени определяется сочетанием разновозрастных
вулканических форм и следов познейплейстоценовых
оледенений (Камчатка..,1974). В настоящее время
данная территория представляет собой в целом среднегорную страну с хорошо развитой речной сетью. Большинство крупных речных долин радиально расходится от Курильского озера и имеет типичную троговую
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
форму с широкими плоскими днищами и крутыми
бортами. Относительные превышения водоразделов
над днищами долин достигают 500-600 м и в среднем
составляют около 300 м. Абсолютные отметки водоразделов колеблются от 400 до 1000 м, в целом повышаясь
от побережья Тихого океана к центральной части
полуострова и затем несколько понижаясь к западу. К
высокогорному ярусу рельефа можно отнести лишь
постройки плейстоцен-голоценовых вулканов с абсолютными отметками вершин до 2161 м (влк. Камбальный). Всего в данном районе насчитывается 5 активных в голоцене вулканов (Брайцева и др., 2001),
эруптивная деятельность которых во многом определила динамику развития и современный облик геокомплексов Южной Камчатки.
КЛИМАТ
Южная Камчатка относится к районам с морским
климатом, основные черты которого формируются под
воздействием процессов циркуляции атмосферы над
Охотским морем и северной частью Тихого океана
(Муравьев, 2001). В результате активной в течение
всего года циклонической деятельности среднегодовой
показатель облачности достигает 8.5 баллов, и основное количество тепла, поступающего на поверхность,
связано с рассеянной солнечной радиацией (Шамшин,1999). Отепляющее воздействие океана зимой
обусловливает относительно высокую среднюю годовую температуру воздуха. По данным метеостанции
Ходутка (Grishin et al, 1996), ее среднемноголетнее значение составляет 1.3 0 С. Океанический тип термического режима проявляется в смещении наступлений
максимальных температур летом (около 12 0 С) с середины июля на август, и относительно низких их показателях в целом. Южная Камчатка относится к зоне
избыточного увлажнения, что обусловлено интенсив57
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ДИРКСЕН, ДИРКСЕН
157°00?
Ка
мч
атк
а
С
??????????
51°30?
1
?????????
????? ???????
К?ри??ск?е
??ер?
Б
2
3
А
????????
4
В
ОЕ
СК
ОТ Е
О? МОР
.
. .. . . ....
. . . . . . .. ..
..
...
.
.
..
.
.
??????????
.
..
.
..
. . .. .
.
.
. .. . .
. . ..
.
.
.
.
..
.
.
.
..
... .
?
5
ТИ?ИЙ ОКЕАН
0
10 км
157°00?
1
?
? 2
3
4
5
6
2
7
8
Рис. 1. Схема распространения пирокластических потоков кальдеры Курильское озеро- Ильинская (по
И.В.Мелекесцеву). 1- отложения пирокластических потоков; 2-выраженные в рельефе уступы: а- кальдеры
извержения Курильское озеро- Ильинская, б- кальдеры предполагаемого плейстоценового извержения; 3подводная часть кальдеры Курильское озеро- Ильинская; 4- голоценовые вулканы; 5- внутрикальдерные моногенные кратеры и экструзивные куполы (подводные эруптивные центры показаны на основе данных
(Бондаренко 1990)); 6- граница отложений вулкана Камбальный, перекрывающих пирокластические потоки
кальдеры Курильского озера-Ильинской; 7- ключевые участки и их номера; 8- современная береговая линия
Курильского озера. А-Б и В-? ? поперечные профили долин (см. рис. 6), На врезке показан район работ.
58
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
РЕКОНСТРУКЦИЯ ВОССТАНОВЛЕНИЯ РАСТИТЕЛЬНОСТИ
ной циклонической деятельностью. Среднегодовое
количество атмосферных осадков, с относительно
равномерным внутригодовым распределением, оценивается в 1430 мм (Grishin et al. 1996) и может достигать
2500 мм на наветренных склонах хребтов (Муравьев,
2001). Высота снежного покрова превышает 2 м.
Широкое распространение многолетних снежников
отмечается на высотах более 250-300 м над у.м., их
таяние продолжается в течение всего лета.
СОВРЕМЕННАЯ РАСТИТЕЛЬНОСТЬ
Растительность Южной Камчатки и высотнопоясные закономерности ее распределения характеризуются на основании анализа геоботанических материалов и дешифрирования аэрофотоматериалов (рис. 2,
Определитель..., 1981).
Лесная растительность представлена каменноберезовой формацией с Betula ermanii, образующей высотный растительный пояс в диапазоне от 10-15 м
(побережье Тихого океана) до 400 м (долина р. Правый
Унканович). Общая тенденция изменения высотного
положения верхней границы леса наиболее четко выражена в широтном направлении. Ее абсолютные
отметки повышаются от 170-200 м у побережья Тихого океана до 300-350 м в центральной части юга
полуострова и снова опускаются до 260-270 м в районе
р. Паужетка. Субмеридионально ориентированная долина р. Паужетка выступает западной границей распространения каменноберезняков на Южной Камчатке. Изменение высоты верхней границы леса в широтном и, менее четко, в меридиональном (отмечается
некоторая тенденция ее повышения с юга на север)
направлениях обусловлена, по-видимому, нарастанием континентальности климата от побережий к
внутренней части полуострова. Отсутствие лесов на
западе района, возможно, связано с субширотной ориентировкой речных долин, позволяющей беспрепятственно проникать холодным и влажным воздушным
массам Охотского моря в глубь полуострова.
Каменноберезняки образуют преимущественно
разреженные парковые леса с подлеском из кустарников ? рябины бузинолистной (Sorbus sambucifolia),
шиповника иглистого (Rosa acicularis), жимолости
камчатской (Lonicera kamtschatica), жимолости Шамиссо (L. chamissoi) и др., и пышным разнотравьем с
высоким видовым разнообразием.
Выше лесного пояса до абсолютных отметок 600700 м располагается субальпийский пояс стланиковых
кустарников, ширина которого несколько сокращается
в направлениях как с юга на север, так и от побережий
в глубь полуострова. Выделяются две формации, ольховостланиковая с Alnus kamtschatica (A. fruticosa s.l.)
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
и кедровостланиковая с Pinus pumila, при этом первая
играет господствующую роль не только в составе субальпийского высотного пояса, но и в структуре растительного покрова Южной Камчатки в целом. Пространственные взаимоотношения стлаников определяются четким разграничением их местообитаний. Так,
ольховники практически полностью занимают горные
склоны различной крутизны вне зависимости от их
экспозиционной приуроченности, выходят на пологонаклонные водоразделы и присклоновые части пойм.
Кедровый стланик предпочитает выровненные площадки на склонах и водоразделах, плоские вершины
холмов и террасы.
Подобное распределение экотопов между двумя
видами-эдификаторами связано с различиями в их
экологии. Оба вида, Alnus kamtschatica и Pinus pumila,
экологически очень пластичны, однако первый можно
отнести к мезогигрофитам, а второй ? к мезофитам
(Хоментовский, 1995). Поэтому сообщества ольхового
стланика занимают склоны, где значительная аккумуляция снега предохраняет растения от повреждений
и обеспечивает обильное увлажнение грунтов при
таянии, тогда как кедровый стланик предпочитает
выровненные хорошо дренируемые участки с достаточным снегонакоплением.
Состав травяно-кустарничкового яруса наиболее
распространенных ассоциаций кедровостлаников
мертвопокровных представлен теневыносливыми видами: майник широколистный, линнея северная (Linnaea borealis), плаун годичный (Lycopodium annotinum),
кислица обыкновенная (Oxalis acetosella), мхи.
Ольховостланиковая формация представлена преимущественно ассоциациями ольховников вейниковых
(Calamagrostis langsdorffii) и манниковых (Glyceria
alnasteretum). Наиболее обычны в этих сообществах
бодяк камчатский (Cirsium kamtschaticum), майник
широколистный (Maianthemum dilatatum), седмичник
европейский (Trientalis europaea), плаун годичный и
папоротники (Gymnocarpium dryopteris, Phegopteris
connectilis).
Преобладание ольховостланиковых сообществ в
растительном покрове территории обусловлено не
только благоприятными климатическими условиями,
но и высокой конкурентной способностью эдификатора. Ольховники проникают в ниже- и вышерасположенные высотные растительные пояса, образуя комбинации с растительными сообществами, свойственными данным поясам, в широком диапазоне от урезов
рек до высот 800-850 м. Так, на пологонаклонных низких водоразделах, сложенных отложениями пирокластических потоков, в пределах высотного пояса каменноберезовых лесов выделяются значительные площади с мозаичным чередованием ольховника, полян
59
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ДИРКСЕН, ДИРКСЕН
Рис. 2. Карта растительности. Каменноберезовые леса: 1- сомкнутые высокотравные; 2-разреженные
кустарниково-разнотравные. Стланиковые кустарники: 3- кедровостланики; 4-ольховники. Комплексы
растительности: 5- ольховников и разнотравно-вейниковых лугов; 6-ольховников, разнотравных закустаренных лугов и куртин каменной березы; 7- ольховников и отдельных деревьев или куртин каменной
березы. Луга: 8- разнотравные закустаренные; 9-приморские разнотравные закустаренные; 10- приморские
разнотравно-злаковые; 11-приморские злаковые. Прочая растительность: 12- разреженные группировки
морских побережий; 13- пойменные леса; 14- ключевые участки и их номера; 15- поперечные профили
долин (см. рис. 6); 16- горизонтали (в диапазоне высот 0-50 м проведены через 10 м, выше 50 м - через
50 м); 17- абсолютные отметки основных вершин.
60
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
РЕКОНСТРУКЦИЯ ВОССТАНОВЛЕНИЯ РАСТИТЕЛЬНОСТИ
разнотравных лугов и каменноберезовых редколесий.
Эти сообщества образуют единый комплекс растительности, комбинация элементов которого определяется
особенностями микрорельефа, дренажными свойствами субстрата, гидротермическими условиями конкретных экотопов. В вышерасположенном горнотундровом поясе ольховники разреживаются и встречаются преимущественно по склонам ложбин и водотоков, тогда как тундры занимают водораздельные
пространства и пологие склоны. Кедровый стланик
также встречается практически во всех высотных
поясах растительности, но гораздо реже, и не всегда
образует сомкнутые сообщества. В целом, контакт
субальпийского и горнотундрового поясов представляет собой широкую полосу в диапазоне высот 500700 м, где образуются комбинации или комплексы
растительности с участием основных сообществ, свойственных данным поясам.
Среди горнотундровых сообществ преобладают
лишайниковые (роды Cetraria, Cladina, Cladonia) и
шикшиево-голубичные (Empetrum sibiricum, Vaccinium
uliginosum), часто встречаются ерниковые (Betula
exilis) и лишайниково-вересковые (преобладают луазелеурия лежачая (Loiseleuria procumbens), кассиопея
плауновидная (Cassiope lycopodioides), арктоус альпийский (Arctous alpina)) с ивками (Salix arctica, S.
pulchra, S. tschuktschorum и др.) и криомезофильным
разнотравьем. Водораздельные поверхности с менее
мощным снежным покровом занимают шпалернокустарничковые (рододендрон камчатский (Rhododendron camtschaticum) и сиверсия пятилепестная
(Sieversia pentapetala)) тундры. Выше 900-1000 м, и
на шлаковых субстратах склонов стратовулканов в
субальпийском и горнотундровом поясах, широкое
распространение имеют петрофильные группировки
с преобладанием пеннеллианта кустарникового (Pennellianthus frutescens), с участием полыни скученной
(Artemisia glomerata), эрмании парриевидной (Ermania
parryoides), камнеломки шерлериевидной (Saxifraga
cherlerioides) и др.
Луговые сообщества в каждом высотном поясе
имеют свои специфические черты. Так, для лесного
пояса характерно распространение разнотравных закустаренных лугов, видовой состав которых обнаруживает генетические связи с таковым подлеска и травянокустарничкового яруса каменноберезовых лесов.
Отмечается множество общих видов, таких, как василисник кеменский (Thalictrum kemense), иван-чай
(Chamerion angustifolium), полынь пышная (Artemisia
opulenta), присутствие в лесных и луговых сообществах папоротников (Athyrium filix-femina, Pteridium
aquilinum), плаунов (Lycopodium clavatum, L. annotinum), хвощей (Equisetum pratense) и т.п. В субальпийВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
ском поясе обычны разнотравно-вейниковые (Calamagrostis langsdorffii) луга, экологически связанные с
травостоем под пологом ольхового стланика. В горнотундровом поясе распространение луговых сообществ
связано с западинами и подножиями склонов с повышенным снегонакоплением в зимнее время, а также с
пятнами тающих в течение всего лета снежников. На
участках с достаточным увлажнением и хорошими
дренажными условиями развиваются разнотравные
луга с характерными видами: касатик щетинистый
(Iris setosa), черемша (Allium ochotense), купальница
Ридера (Trollius riederanus), лжегравилат калужницелистный (Parageum calthifolium), гравилат крупнолистный (Geum macrophyllum), и значительным участием
видов осок, что отличает их от луговых сообществ нижерасположенных поясов. На участках с застойным
увлажнением обычны заболоченные осоковые сообщества, занимающие иногда значительные площади.
К внезональным луговым сообществам можно
отнести встречающиеся только в узкой прибрежной
полосе приморские злаковники (Leymus mollis, Arctopoa eminens, Phalaroides arundinacea) и высокотравные
луга с преобладанием нескольких гидромезофильных
видов: бодяк камчатский, крестовник коноплелистный
(Senecio cannabifolius), борщевик сладкий (Heracleum
dulce), шеломайник (Filipendula camtschatica).
Последние отмечаются во всех растительных поясах
на избыточно влажных и хорошо дренируемых субстратах, богатых органикой.
Пойменные ивовые леса из ивы удской (Salix udensis), с участием ольхи пушистой (Alnus hirsuta) и шеломайником в травостое, широко распространены во
всех крупных речных долинах территории и также могут рассматриваться в качестве внезональной растительности.
ИЗВЕРЖЕНИЕ КУРИЛЬСКОЕ ОЗЕРОИЛЬИНСКАЯ
Кальдерообразующее извержение Курильское
озеро-Ильинская (КО) произошло около 7700 (7666 ±
19) 14С лет назад или около 5600 г. до н.э. (Брайцева и
др., 2001), объем ювенильного материала составил порядка 140-170 км3, что в несколько раз превосходит
масштабы извержений вулканов Санторин около 3000
л.н., Кракатау в 1883 г. и Новарупта-Катмаи в 1912 г.
По своему экологическому воздействию оно было, повидимому, сравнимо с самым мощным извержением
XIX-XX вв. в мире вулкана Тамбора в 1815 г. (Брайцева и др., 2001).
Извержение проходило по «классической схеме»:
на начальных стадиях выбрасывалась преимущественно тефра при невысокой доле пирокластических
61
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ДИРКСЕН, ДИРКСЕН
4
1
2
ИЛ 5
12 6
11 2
10
7
5
9
7
9
ИЛ
6
Сводный
5
3
> 2.0 м
4
Д? I 10
1
4
3
2
1
3
2
5
3
1
~10.0 м
> 0.5 м
~ 6.0 м
> 40 м
> 3.0 м
17
1
до 150 м
~ 0.5 м
1.5
2
4
6
ИЛ
Д? I
4
3
2
0.2-5 м
6
7
8
9
КС 4
1
2
3
4
5
0.6 м
11
10
9
8
15
КС 4
1
5
9
2
6
10
3
7
11
4
ДГ I
8
8
12
Рис. 3. Разрезы почвенно-пирокластических чехлов: 1-5 частные разрезы на ключевых участках и сводный разрез. 1туфы КО; 2- тефра КО; 3- флювиальные отложения; 4-отложения обвалов; 5- вулканический песок и гравий андезитового
и риодацитового состава, 6- мелкозернистые пески кислого состава, 7- вулканический песок и гравий основного
состава; 8- индексы пеплов; 9- темно-коричневая развитая палеопочва; 10- желтовато-светло-коричневая примитивная
палеопочва; 11- растительные остатки; 12- места отбора образцов и их номера. Цифры слева у каждой колонки
обозначают мощность слоев в см, мощности более крупных горизонтов указаны непосредственно в каждой колонке.
Линия корреляции соединяет кровлю отложений КО во всех колонках.
потоков. Затем, в результате частичного опустошения
магматического очага, произошло обрушение его кровли и формирование собственно кальдеры. На этом этапе началось образование главных пирокластических
потоков, сопровождавшихся различными типами
пирокластических волн (Ponomareva et al, в печати).
В результате извержения раскаленные пирокластические потоки покрыли значительную территорию
Южной Камчатки: около 70 км с юга на север (от южного подножия влк. Кошелевский до западного подножия влк. Ксудач) и до 60 км с запада на восток (от побережья Охотского моря до Тихого океана) (рис. 1).
62
Тефра выпадала на еще более обширных территориях:
от о. Онекотан на юго-востоке до влк. Малый Семячик
(Брайцева и др., 1980) на севере; на северо-востоке она
обнаружена на Командорских островах (Kyle et al,
2002), а на северо-западе, в окрестностях г. Магадан, ее
мощность составляет около 5 см (Мелекесцев и др., 1991).
В настоящее время северную часть кальдеры занимает влк. Ильинский (рис. 1), который начал формирование сразу после извержения КО. Вся южная часть
кальдерной впадины занята Курильским озером, которое имеет размеры 9х14 км. Максимальная глубина
озера, дно которого образовано кровлей обрушившейся
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
РЕКОНСТРУКЦИЯ ВОССТАНОВЛЕНИЯ РАСТИТЕЛЬНОСТИ
Таблица 1. Основные характеристики ключевых участков.
Номер
ключевого
участка
1
2
3
4
5
Высота
Расстояние до
бровки кальдеры, водоразделов,
м над у.м.
км
3
500
8
650
10
230-430
11
230-430
17
150-200
Высота
тальвегов,
м над у.м.
100
100
45-50
45-50
5
кальдеры, составляет около 305 м (Бондаренко, 1990).
В настоящее время уступ кальдеры уверенно прослеживается в ее северном и северо-восточном секторах. На
других участках очертания кальдеры либо деформированы более поздними вулканическими проявлениями, либо скрыты под зеркалом воды Курильского озера.
МЕТОДИКА И РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ
Комплексные исследования были проведены на 5
ключевых участках (рис. 1, табл. 1) на разном удалении от центра извержения и включали детальное
изучение и описание отложений КО и фрагментов
почвенно-пирокластического чехла (ППЧ) и палинологический анализ образцов из отложений различного
генезиса (рис. 3).
Реконструкции параметров поражающих агентов
извержения КО, их комбинированного воздействия на
палеоэкосистемы, и механизмов постэруптивного восстановления растительности проводились с привлечением литературных данных о наиболее близких по
своей природе процессах и явлениях, наблюдаемых
во время современных извержений и после них. Использовались материалы по извержениям вулканов
Ксудач (1907 г.), Толбачик (1975-77 гг.), Шивелуч (1964
г.), Усу, Япония (1977-78 гг.), Сент-Хеленс, США (1980
г.), Новарупта-Катмаи, США (1912 г.) и др.
ТЕФРОСТРАТИ?РАФИЯ
В пределах изученной территории ниже подошвы
отложений КО отмечаются 2 палеопочвы общей мощностью до 20 см (в среднем 5 см), разделенные горизонтом тефры извержения влк. Ксудач (КС4) 8800 14С
л.н. (Брайцева и др, 2001) (рис. 3), который представлен коричневато-желтым средне-, мелкозернистым
песком андезитового состава. Время формирования
верхней палеопочвы, залегающей между горизонтом
КС4 и подошвой отложений КО, можно оценить в 1400
лет (около 1100 14С) (Ponomareva et al. 2001). Характерно, что в местах распространения мощных многометровых толщ туфов КО верхние 2-3 см кровли этой
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Ширина Угол склона Высота точки
днищ
бортов, 0
отбора проб,
долин, км
м над у.м.
10-15
370
2
8-25
500
0,5
10-20
110
2,5
10-20
80-90
7
15-25
30
почвы часто обуглены, а иногда и значительно уплотнены. На некоторых участках в данном районе (уч. 4)
в средней ее части встречается светлый маломощный,
не более 1 см, горизонт кислой транзитной тефры от
удаленного неизвестного источника. В нижней палеопочве, залегающей под горизонтом КС4, прослоев
пеплов не отмечено. Следовательно, обе палеопочвы
ниже подошвы отложений КО были сформированы в
период значительного ослабления вулканической активности в данном районе, поскольку тефры местных
вулканов в них не обнаружено.
В основании отложений КО залегает горизонт
тефры, представленный вулканическим гравием и
лапилли риодацитового состава. Мощность этого горизонта колеблется от 30-40 см на тихоокеанском побережье до 2-5 м вблизи кальдеры. На нем залегают
туфы КО, максимальная мощность которых в широких
троговых долинах достигает 150 м. На бортах долин и
на водоразделах туфы фациально замещаются отложениями пирокластических волн. Общая мощность отложений КО характеризуется значительной изменчивостью в широком диапазоне: от первых сантиметров
на водоразделах до 100-150 м в речных долинах.
Иногда в пределах данной территории (уч. 4) непосредственно на туфах КО залегает пачка четко стратифицированных флювиальных отложений мощностью до 2 м, в которых нами обнаружены диатомовые
водоросли. Образование этой толщи, по-видимому,
связано с перемывом пирокластики КО временными
водотоками сразу после извержения.
Выше горизонта перемыва пирокластики КО или
непосредственно на туфах КО, где их переотложения
не происходило, залегает примитивная, с низким содержанием гумуса, маломощная (1-2 см) палеопочва,
образованная на ранних стадиях процесса почвообразования после извержения КО. На ней (уч. 2), а в некоторых случаях непосредственно на туфах КО или на
отложениях перемыва пирокластики КО, залегает горизонт пепла Д? I (Ponomareva et al. 1995) влк. Дикий
?ребень. Он представлен мелким гравием и крупнозернистым песком серых плотных, непористых по63
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
12
1
11
КС4
Туфы
потоки КО
Тефра
КО
Номер
ключевого
участка
Флювиальные
отложения
Д? I+ ИЛ
Кровля
примитивной
почвы
Подошва
примитивной
почвы
ДИРКСЕН, ДИРКСЕН
Палеопочва
6
7
8
9
Палеопочва
1
2
3
4
5
1
2
4
80
5
%
7
6
4
11 10
9
8
3
60
40
Alnus
kamtschatica
20
0
1
Pinus
pumila
0
1
Betula
exilis
0
1
Betula
ermanii
0
30
20
Poaceae
10
0
20
10
Asteraceae
0
Рис. 4. Палинологическая характеристика временных срезов по ключевым участкам. На диаграммах
показаны процентные содержания основных компонентов СПС. Каждому ключевому участку
соответствует определенное сочетание условного знака и линии в обозначении образцов и их серий.
Цифры над условными знаками обозначают номера образцов в сериях по каждому ключевому
участку. Условными знаками обозначены содержания каждого таксона СПС для ключевых участков:
1- первого, 2- второго, 3- четвертого и 4- пятого. Серым цветом выделены горизонты пепловмаркеров (ИЛ+Д? I и КС4) и пирокластики КО, границы которых фиксируют временные срезы.
64
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
РЕКОНСТРУКЦИЯ ВОССТАНОВЛЕНИЯ РАСТИТЕЛЬНОСТИ
род, соответствующих по составу риодацитам (Биндеман, 1994).
?оризонт Д? I перекрывается слоем тефры влк.
Ильинский (ИЛ), который образовался в результате
одного из первых посткальдерных извержений этого
вулкана. Пепел ИЛ представлен темно-серыми гравием и крупно-, мелкозернистым песком хрупких,
пористых пород.
Использование горизонтов КС4, Д? I и ИЛ в качестве стратиграфических реперов позволило провести
корреляцию палинологических данных по ключевым
участкам.
ОТБОР ОБРАЗЦОВ И ВЫДЕЛЕНИЕ
ВРЕМЕННЫХ СРЕЗОВ
Попытка реконструкции процесса восстановления
растительности в прошлом требует применения особых методик отбора образцов, предусматривающих
решение следующих задач: 1) получение непрерывного ряда данных на каждом ключевом участке; 2) их
пространственная синхронизация.
Первая задача решалась применением техники
«сплошного» отбора образцов мощностью 0.5-1.0 см
из межпепловых прослоев под и, главным образом, над
толщей пирокластики КО. Кроме того, образцы отбирались из подошвы и кровли собственно отложений КО,
а также из горизонтов перемыва этих отложений (рис. 3).
Вторая задача решалась выделением временных
срезов (рис. 4) на основе пространственной корреляции вулканических пеплов. Собственно отложения КО
фиксируют два основных временных среза: 1) непосредственно до извержения (самые верхние образцы
разрезов из подстилающей палеопочвы); 2) сразу после извержения, до начала почвообразования (образцы
из кровли отложений пирокластического потока и ряд
образцов из горизонта перемыва отложений КО). Серии образцов из примитивной почвы, образованной
на отложениях КО (в том числе и на горизонтах перемыва КО), характеризуют один и тот же временной
промежуток, верхней стратиграфической границей
которого выступают горизонты тефры Д? I и ИЛ. Ряды
данных, полученные из таких образцов, позволяют
реконструировать естественную динамику растительности, связанную с восстановительным процессом.
Серии образцов из палеопочв ниже подошвы отложений КО, формирование которых связано с периодами
относительного вулканического покоя, позволяют охарактеризовать естественную динамику растительности под воздействием преимущественно климатических
изменений в эти временные отрезки.
Экологическая интерпретация палинологических
результатов основывалась на данных спорово-пыльцеВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
вых спектров (СПС) поверхностных проб (верхние
0.5-1.0 см современной почвы), позволяющих оценить
адекватность соотношения: комплекс таксонов СПС ?
тип формирующей этот спектр растительности.
ПАЛИНОЛО?ИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ
Всего было изучено 32 образца, из них 22 содержали достаточное для расчета процентных соотношений
количество пыльцы и спор (в среднем насчитано 500600 зерен). 10 образцов, преимущественно из отложений КО, отличались низкой относительной концентрацией пыльцы и спор (обнаружено от 3 до 126
зерен) или полным их отсутствием (уч. 3, обр. №№ 12; уч. 5, обр. № 1). Расчет процентного содержания
компонентов СПС проводился от общей суммы пыльцы и спор в спектре; относительная пыльцевая концентрация оценивалась по количеству зерен на единицу площади покровного стекла препарата и выражалась
условно. Процентные соотношения в СПС с низкой
относительной пыльцевой концентрацией не определялись, однако данные по абсолютному количеству
таксонов и их встречаемости в таких спектрах использовались в дальнейшей обработке.
Все таксоны СПС по дальности транспортировки
от их источников можно объединить в 3 группы:
региональные, экстралокальные и локальные. Выделение групп таксонов по данному признаку проводится
на основе качественной характеристики компонентов
СПС по изменчивости их содержаний в спектрах территории и не связано с установлением фиксированных
дистанций от их источников (Janssen, 1973). Подобный
подход позволяет интерпретировать данные с разным
уровнем пространственной информативности ? от
конкретной точки до масштабов региона, и сопоставлять полученные результаты по различным территориям (Дирксен, 2000; Cour et al. 1999; Yonebayashi,
1996). К первой группе относятся таксоны Betula sect.
Costatae и Pinus s/g Haploxylon, источниками которых
являются Betula ermanii и Pinus pumila. Дальность
переноса пыльцы этих видов мы ограничиваем территорией района исследований, т.е. окрестностями Курильского озера. ?руппа экстралокальных таксонов
включает Alnaster (Alnus kamtschatica), Artemisia,
Polypodiaceae, Salix, Betula sect. Nanae (Betula exilis), виды
Lycopodium, дальность переноса которых ограничивается масштабами речной долины и прилегающих
водоразделов. Выделение Polypodiaceae и Lycopodiaceae
в качестве экстралокальных таксонов подтверждается
другими исследователями (Yonebayashi, 1996). Содержание Alnaster, Artemisia, Polypodiaceae в СПС территории может быть завышенным за счет их высокой
продуктивности и (или) хорошей сохранности при
65
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ДИРКСЕН, ДИРКСЕН
Таблица 2. Хроноряд СПС: выделение начальных стадий зарастания.
Стадия 1
№
Участок 4
образ Участок 3
цов
Участок 5
Pinus pumila
1
Alnus kamtschatica
4/*
Стадия 2
2
3
3
4
5
Стадия 3
6
4
1
2
1/*
3/*
1/*
4/*
2/*
1/*
1/*
Salix
Betula exilis
2/0.2
31/*
21/*
371/38.8
5/*
1/*
225/38.1
2/0.3
4/*
2/*
4/0.4
2/*
1/*
2/0.2
212/22.2
7/*
28/*
1/*
Betula ermanii
Poaceae
2/*
1/*
1/*
Cyperaceae
Plantago
Polygonum amurense
Thalictrum
Heracleum
1/*
5/0.8
3/*
2/*
101/17.1
1/*
1/*
4/0.4
3/0.3
3/0.5
Scrophulariaceae
29/3.0
Caryophyllaceae
Chamerion angustifolium
Cichoriaceae
Asteraceae undiff.
1/0.1
1/0.1
1/0.1
51/5.3
Cirsium
3/0.3
1/0.2
6/1.0
1/0.2
Artemisia
2/*
190/19.9
78/13.2
Polypodiaceae
10/*
8/*
70/*
33/*
67/7.0
Sphagnum
Botrychium
1/*
1/*
1/0.1
1/0.1
Huperzia selago
Lycopodium clavatum
1/*
3/*
3/*
5/*
4/*
21/*
157/26.6
4/0.7
1/*
1/0.1
1/0.1
3/0.5
Lycopodium annotinum
Lycopodium dubium
Bryales
Относительная
концентрация
1/0.1
1/*
2/*
+
+
+
+
+
++
+
2/*
++
1/0.2
++++
+++
Примечания: в ячейках указаны абсолютное количество/процентное содержание таксонов СПС. Относительная концентрация таксонов в СПС: высокая (++++), средняя (+++), низкая (++), очень низкая (+). *: процентные соотношения в СПС с низкой (++ и +) относительной концентрацией не определялись.
захоронении (Дирксен, 1999). ?руппа локальных
компонентов объединяет все остальные недревесные
и споровые таксоны, источником которых является
конкретное растительное сообщество в данной точке.
Использованный метод получения палинологических данных и их синхронизации по участкам
позволяет рассмотреть как временную (хроноряд), так
66
и экотопическую (топоряд) последовательность СПС.
Хроноряд включает в себя спектры образцов по
участкам 3-5 из кровли отложений КО и горизонта их
перемыва, преимущественно с низкой относительной
концентрацией. Полученные данные сопоставлены на
основе сходства СПС, что позволяет выделить общие
черты спектров, характеризующих начальные стадии
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
РЕКОНСТРУКЦИЯ ВОССТАНОВЛЕНИЯ РАСТИТЕЛЬНОСТИ
Таблица 3. Топоряд СПС: сопоставление по временным срезам.
Кровля
отложений КО
Участок 5
№ Участок 4
обр. Участок 1
Участок 2
Pinus pumila
Alnus
kamtschatica
Salix
Betula exilis
Betula ermanii
Poaceae
Cyperaceae
Thalictrum
Geum
Sieversia
Polygonum
lapathifolia
Apiaceae undiff.
Heracleum
Rubiaceae
Scrophulariaceae
Caryophyllaceae
Chamerion
angustifolium
Cichoriaceae
Asteraceae
undiff.
Artemisia
Polypodiaceae
Sphagnum
Botrychium
Huperzia selago
Lycopodium
clavatum
Lycopodium
annotinum
Lycopodium
dubium
Bryales
Относительная
концентрация
Кровля
примитивной
почвы
4
Подошва примитивной почвы
2
3
4
6
11
12
1
3/*
225/38.1
2/0.3
5/0.8
101/17.1
2/0.2
31/* 412/35.8 371/38.8
1/0.1
4/*
1/0.1
4/0.4
4/0.3
2/0.2
2/* 77/6.7 212/22.2
7/*
6/0.5
4/0.4
187/32.0
49/8.6
74/12.6
1/0.2
92/16.2
3/0.5
11/1.9
1/0.2
70/13.1
160/25.2
1/0.2
1/0.2
23/4.3
58/9.1
9/1.6
2/0.4
1/0.2
2/0.3
8/1.3
2/0.3
1/0.2
2/0.4
16/3.0
1/0.2
3/0.5
34/3.0
3/0.3
1/0.2
1/0.2
14/1.2
29/3.0
1/0.1
5/0.9
1/0.1
1/0.1
7/1.2
78/13.2
157/26.6
2/*
70/*
1/*
4/0.7
1/*
3/0.5
3/*
29/2.6
54/5.6
37/3.2 190/19.9
519/45.1 67/7.0
1/0.1
1/0.1
1/0.1
1/0.1
5/0.4
1/0.1
2/0.2
2/0.4
1/0.2
1/0.2
3/0.5
1/0.1
1/0.2
11/1.9
91/15.6
174/29.7
13/2.2
4/0.7
1/0.2
55/9.7
21/3.7
322/56.7
1/0.2
5/1.0
14/2.6
388/72.8
1/0.2
3/0.6
2/0.4
6/1.0
135/21.3
233/36.8
7/1.1
5/0.8
1/0.2
1/0.1
1/0.2
4/0.7
1/0.2
3/0.5
1/0.1
1/0.2
2/0.4
4/0.8
1/0.2
++++
++++
+++
++++
+++
1/*
1/0.2
+++
++
++++
Примечания: смотри пояснения к таблице 2.
зарастания после извержения КО (табл. 2). Таким
образом, хроноряд СПС, отражающий смену стадий
зарастания первичных субстратов, дает представление
о ходе биогеоценотического процесса во времени.
Топоряд объединяет данные по всем участкам,
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
сопоставленные по временным срезам (табл. 3, рис.
4). Это позволяет выявить пространственную неоднородность биогеоценотического процесса после извержения КО в зависимости от различной степени
поражения растительности и параметров экотопов,
67
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ДИРКСЕН, ДИРКСЕН
что, в свою очередь, определяет механизмы и темпы
восстановления растительности.
1. Хроноряд: начальные стадии зарастания. 1 стадия («единичные поселенцы») выделяется по группе
СПС с очень низкой относительной концентрацией.
Она характеризуется присутствием преимущественно
региональных (Pinus) и экстралокальных (Betula exilis,
Polypodiaceae, Lycopodium clavatum) таксонов. К локальным относятся только Poaceae и Cyperaceae, а
также «экзотические» таксоны Plantago и Polygonum
amurense, практически не встречающиеся в СПС сформированной растительности.
2 стадия («появление плаунов и мхов») объединяет
СПС с низкой концентрацией. Ее отличительная черта ? появление спор плаунов и мхов, среди которых
есть как экстралокальные ( Lycopodium и, возможно,
Huperzia selago), так и локальные (Sphagnum) таксоны.
Следует отметить общую тенденцию увеличения
пыльцы осоковых и заметное преобладание их над
злаковыми на участке 4. Поскольку оба компонента
относятся к локальным, можно говорить о подобном
соотношении их источников в данной точке.
3 стадия («злаковая») характеризуется значительным увеличением относительной концентрации, что,
по-видимому, связано с появлением заметного количества локальных таксонов наряду с заносными. Она
выделяется достаточно отчетливо по пику содержаний
сразу нескольких компонентов. Среди экстралокальных таксонов отмечается резкое увеличение
количества пыльцы Alnaster и Artemisia, среди локальных ? прежде всего, Poaceae. Подобное сочетание
местных и заносных компонентов в качестве содоминантов характерно, как правило, для спектров
серийной, несомкнутой растительности, когда доля
пыльцы местных видов еще невелика. Поэтому участие заносной пыльцы в СПС значительно, хотя оно
не отражает состав растительности в данной точке
(Дирксен, 1999). Среди других локальных таксонов
наиболее характерны для этой стадии Scrophulariaceae,
Chamerion angustifolium, Asteraceae, Heracleum, среди
заносных ? необходимо отметить появление Salix и
Betula ermanii. Данная стадия выделяется по характерным признакам СПС достаточно четко, что позволяет
распознавать ее в спектрах топоряда на разных участках и использовать в качестве своеобразного «репера».
2. Топоряд: временные срезы. СПС образцов из
подстилающих отложения КО палеопочв (уч. 1 и 4,
рис. 4) характеризуются в целом высокой относительной пыльцевой концентрацией и достаточно
однородным составом компонентов, что свидетельствует о преобладании сомкнутых и развитых растительных сообществ на данной территории до начала
извержения КО. Содоминантами СПС выступают
68
таксоны Alnaster и Polypodiaceae, при небольшом
участии Poaceae, Artemisia, Asteraceae. В СПС участка
1 четко прослеживается общая тенденция уменьшения
содержания пыльцы Alnaster к моменту начала
извержения КО: от 78.8% (обр. 5) до 52% (обр. 6). На
участке 4 к этому же моменту содержание пыльцы
Alnaster составляет 50% (обр. 10).
СПС образцов из примитивных почв, сформированных непосредственно на отложениях КО (уч. 1, 2,
4, 5, табл. 3, рис. 4), также имеют высокую относительную концентрацию, что позволяет выявить общие
черты и различия биогеоценотического процесса на
разных участках территории. «Злаковая» стадия
зарастания на участке 5, выраженная в СПС обр. 2 из
кровли отложений КО, отмечается позже на участках
1 и 4, в СПС обр. 6 и 11 из примитивной почвы соответственно. Следующая, 4 стадия зарастания («травянистых и споровых») выражена менее четко и выделяется в целом по заметному уменьшению роли
Alnaster, Poaceae, Artemisia, Asteraceae, увеличению
содержания локальных травянистых таксонов,
Polypodiaceae и споровых. В целом, во всех СПС
примитивных почв и на всех участках Alnaster выступает в качестве заносного экстралокального таксона,
поскольку его содержание остается постоянно меньшим (от 8.6 до 38.8%), чем в СПС до извержения КО
(от 50% и более) и в СПС поверхностных проб (от
57% и более), соответствующих современным ольховниковым сообществам. Уменьшение содержания
пыльцы Alnaster в СПС примитивных почв после
«злаковой» стадии следует рассматривать как общую
тенденцию сокращения доли заноса в спектрах по
мере повышения роли локальных компонентов, что
связано с формированием более сомкнутого растительного покрова в данной точке.
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ.
РЕКОНСТРУКЦИЯ ПАЛЕОЭКОСИСТЕМ ДО
НАЧАЛА ИЗВЕРЖЕНИЯ КО
«Послойный» ряд палинологических данных на
участке 1 из палеопочвы под пеплом КС4 характеризует естественную динамику палеоэкосистем,
обусловленную исключительно климатическими
изменениями. Отмечается господство сомкнутых злаковых ольховостланиковых ??ообществ (рис. 4, уч. 1,
обр. 3-5), площади которых к концу периода заметно
сокращаются (обр. 1-2), что, возможно, связано с похолоданием климата (Егорова, 1990). Воздействие
извержения влк. Ксудач не привело к радикальному
изменению структуры растительного покрова, но
обусловило некоторую его перестройку: покров
ольховниковых сообществ стал более разреженным,
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
РЕКОНСТРУКЦИЯ ВОССТАНОВЛЕНИЯ РАСТИТЕЛЬНОСТИ
*
а
в
б
г
Рис. 5. Катмаи-Новарупта, Аляска. а- схема распространения пирокластических потоков (темно-серая заливка) и
изопахиты тефры (в сантиметрах) (Fierstein, 2001); Звездочкой обозначено место съемки большинства фотографий;
б- современная эрозионная деятельность на поверхности отложений пирокластических потоков; в- поверхность
пирокластического потока с единичными экземплярами ивы; г- вторичная сукцессия (вегетативное восстановление)
на склонах и ранние стадии первичной сукцессии на поверхности туфов. Авторы фотографий: б- и г- J. Eichelberger,
2002; в- И.Б. Словцов, 2002.
появились поляны с разнотравными лугами (палеопочва над пеплом КС4, уч. 1, обр. 9; уч. 4, обр. 8). Позже
ольховник постепенно восстанавливался, однако не
достиг того уровня господства в растительном покрове, как до извержения КС4. Выпадение тонкого
транзитного пепла неизвестного источника, с первичной мощностью до 1 см, в районе участка 1, оказало
некоторое негативное воздействие на растительность,
и здесь, непосредственно перед извержением КО
(обр. 6), ольховники вновь становятся более разреженными, а в травостое сообществ повышается роль
Cirsium (возможно, C. kamtschaticum). На участке 4 в
палеопочве этот пепел не зафиксирован, и следов
угнетения растительности нет. При этом именно здесь,
на юго-востоке района, на нижней границе своего
современного ареала, впервые появляется каменная
береза, вероятно, в виде отдельных растений или их
групп (обр.10-11). Ее появление в этот период отмечается также и в долине р. Паужетка (Егорова, 1980).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Состав компонентов СПС из подошвы тефры КО
(рис. 4, уч. 4, обр. 11), соответствующего моменту
извержения, позволяет сделать предположение о
времени (сезоне) начала извержения на основе
фенологических данных. В спектре с высокой относительной концентрацией отмечается повышенное
содержание пыльцы ольховника, присутствие пыльцы
ивы и каменной березы, единичное участие пыльцы
травянистых растений. Таким образом, момент
выпадения тефры КО соответствует началу сезона
вегетации, возможно, июню, когда цветут ольховый
стланик, ивы и каменная береза (Шамшин, 1999), в
то время как массовое цветение травянистых растений
еще не началось.
В целом, к моменту извержения КО в растительном покрове данного района преобладали ольховостланиковые сообщества. Близкий состав СПС на
участках в различных высотных растительных поясах
свидетельствует об однородности растительного пок69
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ДИРКСЕН, ДИРКСЕН
рова всей территории. Появление каменной березы
связано с некоторым ослаблением позиций ольховника
и его конкуренции, вызванным сначала похолоданием,
а затем проявлениями вулканической активности.
Другим фактором, возможно, выступает наличие благоприятных климатических условий непосредственно
перед извержением КО, что позволило каменной березе удержать свои позиции в занимаемых экологических нишах. Вся эта растительность была практически полностью уничтожена извержением КО.
ВОЗДЕЙСТВИЕ КАТАСТРОФИЧЕСКО?О
ИЗВЕРЖЕНИЯ КО НА ПАЛЕОЭКОСИСТЕМЫ
В целом воздействие извержения КО на палеоэкосистемы можно рассматривать как влияние, вопервых, собственно вулканических агентов эксплозивной деятельности и сопутствующих им явлений
и, во-вторых, комплекса постэруптивных процессов,
инициированных этой деятельностью.
1. Вулканические агенты. В ходе извержения КО
наиболее значимыми агентами вулканической деятельности выступали пирокластические потоки, пирокластические волны и тефра. Процессы, связанные с
каждым из этих вулканических агентов, отличались
по своим физическим параметрам, масштабам охвата
территории и степени поражения палеоэкосистем.
Поскольку развитие сопутствующих извержению КО
явлений (лахары и др.) имело лишь второстепенное
значение в пределах территории поражения, в данной
работе мы останавливаемся только на характеристике
основных вулканических агентов.
1.1. Тефра. Воздействие тефры на экосистемы
определяется ее мощностью (Быкасов, 1990; Манько,
Сидельников, 1989; Antos, Zobel, 1985, 1986; Grishin
et al. 1996; del Moral, 1983), температурой обломков в
момент отложения (Banks, Hoblit, 1981; Winner,
Casadeval, 1981), а также химическим составом извергаемого материала, в первую очередь, водорастворимых соединений (Быкасов, 1981; Манько, Сидельников, 1989; Gough et al, 1981; McKnight et al, 1981).
Характерной особенностью выпадения тефры является ее достаточно равномерное площадное первичное
распространение, вне зависимости от особенностей
подстилающего рельефа. Степень воздействия тефры
на растительность резко понижается с уменьшением
ее мощности по мере удаления от центра извержения.
В предыдущих работах установлено, что ось пеплопада извержения КО была направлена на северо-запад
(Брайцева и др, 2001), и в этом секторе отмечаются
максимальные мощности тефры. В целом, в пределах
района исследований наблюдается значительная
изменчивость мощности тефры КО: от 30-40 см на
70
тихоокеанском побережье до 5 м на западном берегу
Курильского озера.
Температура выпавшей тефры, в первую очередь,
зависит от температуры магмы в момент извержения,
размеров обломков и высоты эруптивной колонны
(Thomas, Sparks 1992). По расчетам P. Rinkleff (Rinkleff, 1999), температура магмы в очаге составляла около 700 0С. Это хорошо согласуется с данными расчетов
температуры для других извержений с близким химическим составом продуктов: влк. Ксудач, 1800 14С
л.н. - 890-910 0С (Volynets et.al, 1999), влк. НоваруптаКатмаи, 1912 г. - 805-850 0C (Hildreth, 1983) и др.
Высота эруптивной колонны извержения КО к настоящему времени не установлена. Исходя из общего
объема изверженных продуктов (140-170 км3), можно
предположить, что ее высота составляла около 30-40
км (Simkin, 1994). Для определения температуры
тефры в момент выпадения на разных ключевых
участках мы воспользовались результатами работы
(Thomas, Sparks 1992), которые позволяют на основании максимального и среднего размера обломков
оценить, в первом приближении, максимально
возможную и наиболее вероятную температуру выпавшей тефры. По всей видимости, в районе исследований средняя температура слоя тефры не превышала
100-200 0С, хотя температура отдельных ее обломков
могла достигать 350 ?500 0С.
Характерной особенностью выпадения тефры
является ее перераспределение в процессе отложения,
что вызвано гравитационным оползанием рыхлого материала вниз по склонам более 2-30 крутизны (Богоявленская и др., 1985). Отсутствие прямых данных не
позволяет оценить масштабы этого явления во время
извержения КО. Однако мы полагаем, что в условиях
расчлененного рельефа, особенно на тех участках, где
кустарниковая растительность не образовывала
сплошного покрова, способного удерживать и фиксировать рыхлый материал, в процессе перераспределения отложений тефры ее общая мощность на
склонах могла существенно уменьшиться.
Химическое воздействие выпавшей тефры на
почвенно-растительный покров (Tsuyuzaki et al. 1997,
и др.) до настоящего времени изучено недостаточно,
поэтому в данной работе мы лишь констатируем
возможность такого воздействия в результате извержения КО.
1.2. Пирокластические потоки и волны. Пирокластические потоки распространялись радиально во все
стороны от центра извержения, зачастую преодолевая
на своем пути топографические препятствия. Относительные превышения преодоленных препятствий
позволяют оценить минимальную мощность движущейся газово-пирокластической смеси. Этот показаВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
РЕКОНСТРУКЦИЯ ВОССТАНОВЛЕНИЯ РАСТИТЕЛЬНОСТИ
тель также может быть использован для определения
скорости распространения пирокластических потоков
(Wilson, Walker, 1981). Максимальный диапазон
относительных превышений преодоленных препятствий достигает 1000 м (хр. Камбальный, приблизительно в 14 км от бровки кальдеры). Таким образом,
скорость распространения пирокластических потоков,
рассчитанная по (Wilson, Walker, 1981) для извержения
КО, достигала порядка 140-150 м/с. Пирокластические
потоки и сопровождающие их волны, двигаясь со
столь значительными скоростями, обладали высокой
абрадирующей способностью, разрушая и захватывая
по мере своего продвижения не только отложения
тефры, выпавшей на начальной стадии извержения,
но и подстилающий ее почвенный слой. Об этом
свидетельствуют находки фрагментов палеопочвы в
отложениях пирокластических потоков и волн (например, в районе участка 2). Эродирующее воздействие пирокластических потоков и сопровождающих
их волн усиливалось на «наветренных» сторонах
препятствий на пути их распространения и выпуклых
участках склонов (Bacon, 1983; Sparks et al, 1997), где,
в результате этого воздействия, наблюдается крайне
неравномерное распределение отложений КО: их
общая мощность может варьировать от нескольких
сантиметров до первых метров даже на небольших
расстояниях. На «подветренных» сторонах топографических препятствий, в понижениях и распадках,
вследствие гидравлического скачка (Bacon, 1983;
Woods et al, 1998), напротив, происходило накопление
обломочного материала и формирование отложений
«бескорневых» пирокластических потоков.
Начальная температура газово-пирокластической
смеси была близка к 700 0С (Rinkleff, 1999). По мере
распространения пирокластических потоков температура могла уменьшиться за счет вовлечения холодного атмосферного воздуха, контакта с водой и поверхностью подстилающих отложений (Bursik, Woods,
1996; Walker, 1983). Однако, по имеющимся расчетам
(Bursik, Woods, 1996), падение температуры большеобъемных пирокластических потоков, подобных
таковым извержения КО, составляет не более 100-200
0
С, вне зависимости от дальности их распространения. Это позволяет определить вероятную температуру пирокластических потоков КО около 500-600
0
С. Справедливость этих оценок подтверждается
косвенными данными. Находки полностью обугленных фрагментов древесины в толще туфов КО, даже
на расстоянии 40 км от кальдеры, свидетельствуют,
что нижний предел температуры пирокластических
потоков составлял около 350 0С (Miyabuchi, 1999;
Moore, Sisson, 1981; Winner, Casadeval, 1981); с другой
стороны, в отложениях туфов мощностью более 100
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
м отмечена лишь начальная стадия спекания, и это
свидетельствует о том, что их температура не превышала 600-650 0С (Smith, 1960). Таким образом, пределы возможной температуры пирокластических потоков КО определяются диапазоном 350-600 0С.
По мере продвижения потоков, вследствие гравитационной дифференциации, газово-пирокластическая смесь разделялась на более тяжелую, «нагруженную» обломками нижнюю часть, и более легкую, верхнюю часть, в которой преобладали газы и тонкая
фракция пирокластики (Bursik, Woods, 1996; Fujii,
Nakada, 1999; Legros, Kelfoun, 2000; Rosi et al. 2001;
Saucedo et al. 2001; Wilson, Walker, 1981; Woods et al,
1998). Из нижней части формировались толщи
многометровых туфов, приуроченные преимущественно к речным долинам (рис. 5 а, 6 а). Из верхней части,
которая в некоторых случаях «отрывалась» от основного потока и распространялась самостоятельно, образовывались отложения пирокластических волн.
Таким образом, после катастрофического извержения КО, исследуемая территория представляла
собой по большей части вулканическую пустыню,
долины были заполнены толщами горячих туфов, а
склоны и водоразделы покрывались отложениями
пирокластических волн и тефры различной мощности.
Лишь на участках интенсивного эродирующего воздействия пирокластических волн на поверхность могли быть выведены фрагменты непогребенной почвы.
2. Постэруптивные процессы. Среди многообразия постэруптивных процессов необходимо отметить
эоловую и эрозионную деятельность, игравших важную роль в перераспределении вулканогенных отложений и в преобразовании ландшафтов. Интенсивное
переотложение рыхлой пирокластики ветром и водой
началось, по-видимому, сразу после извержения и
охватывало значительные площади. Высокие скорости
развития подобных процессов отмечались после
современных извержений (Андреев, Быкасов, 1990;
Камчатка?, 1974; del Moral, 1983; Mastrolorenzo 2002;
Tsuyuzaki, Haruki, 1996; Tsuyuzaki, Titus, 1995; Wood,
del Moral, 1988). В условиях расчлененного рельефа
и поступления значительного количества атмосферных осадков, скорости размыва отложений
пирокластики временными водотоками на данной
территории могли быть значительными, достигая
порядка 40-50 м в год (Камчатка.., 1974). Мощности
отложений уменьшались на склонах и водоразделах
и увеличивались в понижениях и долинах, где накопления рыхлого материала перекрывали и погребали
отложения пирокластических потоков. В то же время
толщи долинных туфов интенсивно размывались и
прорезались водотоками (рис. 5 б, 6 а), что могло приводить к общему уменьшению мощности туфов на
71
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ДИРКСЕН, ДИРКСЕН
а
б
Рис. 6. Катмаи-Новарупта, Аляска. а- общий вид на Долину Десяти Тысяч Дымов: на поверхности туфов - ранние стадии первичной сукцессии, единичные поселенцы, на переднем плане - вторичная сукцессия, восстановление кустарников
(ольховник и кедровый стланник); б- медленно зарастающая поверхность туфов. Авторы фотографий: а- С.В. Трусов,
2002 и б- J. Eichelberger, 2002.
отдельных участках (уч. 4) и к повсеместному образованию узких каньонов с субвертикальными стенками, с относительными превышениями над днищами
до нескольких десятков метров.
3. Оценка масштабов воздействия извержения КО
на палеоэкосистемы и выделение зон поражения. Анализ закономерностей территориального распределения
гетерогенных отложений позволил выделить в пределах исследуемого района 2 зоны с различной степенью
поражения палеоэкосистем, в зависимости от комбинации воздействий основных вулканических агентов.
Зона I (зона тотального поражения) ограничивается ареалом распространения отложений долинных
туфов и охватывает днища всех речных долин района
(рис. 1). В пределах этой зоны произошло погребение
и полное уничтожение почвенно-растительного
покрова многометровыми толщами туфов (рис. 6 а, б,
и 7 б, в), мощность которых местами достигала 150
м, а их температура превышала 350 0С. Температура
отложений пирокластических потоков могла оставаться высокой в течение достаточно длительного времени
(Hildreth, 1983), что, по-видимому, значительно замедляло темпы восстановления растительности.
Зона II (зона сильного поражения) соответствует
площадям распространения отложений тефры и пирокластических волн, где после извержения, в результате интенсивной эрозионной и эоловой деятельности,
происходило существенное перераспределение первичных мощностей рыхлого вулканогенного материала. Эта зона охватывает водоразделы, склоны и части
бортов долин, расположенные выше уровня распространения отложений долинных туфов (рис. 5 г, 6 а). В
пределах зоны II поражение почвенно-растительного
72
покрова имело мозаичный характер, обусловленный
различным сочетанием и наложением воздействий
трех основных процессов: 1) выпадение горячей тефры; 2) распространение раскаленных пирокластических волн; 3) интенсивное постэруптивное переотложение пирокластики.
Существенная изменчивость мощности выпавшей
тефры в пределах района исследований и ее последующее перераспределение обусловили широкий диапазон
воздействия этого агента на почвенно-растительный
покров: от полного его уничтожения (при мощности
более 70-100 см) до частичного, когда некоторые виды
растений сохраняют жизнеспособность (30-40 см)
(Быкасов, 1990; Манько, Сидельников, 1989; Grishin
et al. 1996). Температура выпавшей тефры (100-200
0
С) не вызывала пожаров, однако была достаточно
высока, чтобы иссушить погребаемую растительность
(Winner, Casadeval, 1981). Тем не менее, при небольших мощностях тефры, некоторые погребенные растения могли сохранить способность к вегетативному восстановлению, особенно на участках распространения
снежников, которые, с одной стороны, могли защитить
растения от теплового поражения горячей тефрой, а с
другой ? обеспечивали быстрое удаление рыхлой
пирокластики со своей поверхности в процессе таяния
(del Moral, 1983).
Воздействие пирокластических волн могло выражаться в широком спектре явлений: 1) возникновение
пожаров (Манько, Сидельников, 1989; Fenner, 1923)
на таких участках, где температура волн превышала
350 0С; 2) иссушение растительности на таких участках, где температура волн составляла 50-350 0С (Манько, Сидельников, 1989; Fenner, 1923; Miyabuchi, 1999;
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
РЕКОНСТРУКЦИЯ ВОССТАНОВЛЕНИЯ РАСТИТЕЛЬНОСТИ
Winner, Casadeval, 1981); 3) вывал деревьев и кустарников под воздействием волн, распространяющихся
с высокой скоростью (Fenner, 1923; Miyabuchi, 1999;
Moore, Sisson, 1981); 4) абразия и повреждение растений транспортируемым волнами обломочным материалом (Манько, Cидельников, 1989; Miyabuchi, 1999;
Moore, Sisson, 1981) и др. Интенсивность воздействия
пирокластических волн значительно уменьшается по
мере удаления от пирокластических потоков (Fujii,
Nakada, 1999), вследствие их остывания, уменьшения
обломочной нагрузки и, возможно, снижения скорости
распространения. Особенности микрорельефа обусловливали мозаичный характер воздействия пирокластических волн на почвенно-растительный покров
в широком диапазоне: от полного уничтожения на
выпуклых элементах рельефа в результате интенсивной эрозии, до частичного - в понижениях, которое
могло выражаться в сжигании и обламывании крон и
ветвей кустарников, оставшихся непогребенными выпавшим ранее слоем тефры.
Широкое постэруптивное развитие эрозионных и
эоловых процессов как в зоне I, так и в зоне II обусловливало нестабильность субстратов, что препятствовало поселению и распространению первых растенийколонистов сразу после извержения (del Moral, 1983).
С другой стороны, это могло приводить к появлению
в зоне II участков с небольшими мощностями отложений пирокластики или даже полным их отсутствием, особенно там, где первичные мощности отложений
были сокращены эродирующим воздействием пирокластических волн. Важным следствием этого является возможность появления на поверхности источника органогенного материала в виде фрагментов
погре-бенной почвы (Tsuyuzaki, 1987; Tsuyuzaki, 1994;
Tsuyuzaki, Goto, 2001), что могло существенно ускорить темпы восстановления растительности в зоне 2.
МЕХАНИЗМЫ ВОССТАНОВЛЕНИЯ
РАСТИТЕЛЬНОСТИ
Процесс восстановления нарушенной растительности проходит через восстановительные смены или
сукцессии (Clements, 1916). Первичная сукцессия
начинается на стерильных ювенильных субстратах
при полном отсутствии органического материала и
источников его поступления. Вторичная сукцессия
развивается на субстратах с неполным уничтожением
биоты, например, после пожаров. Основным отличием
вторичной сукцессии от первичной является наличие
фрагментов почвы и источников возобновления
растений на поверхности и (или) в пределах корнеобитаемого слоя (Манько, Сидельников, 1989). Часто
первичная и вторичная сукцессии протекают одноВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
временно на соседних участках с неоднородными исходными условиями. В таких случаях говорят о промежуточной или переходной сукцессии, когда каждое
растение имеет индивидуально различный доступ к
ресурсам (Grishin et al. 1996).
Источниками возобновления конкретных видов
растений могут быть: 1) поступление семян извне путем
их транспортировки ветром и, в меньшей степени,
животными и птицами (Grishin et al. 1996; del Moral,
Wood, 1993; Tsuyuzaki, 1987; Wood, del Moral, 1988);
2) поступление семян из погребенной почвы вследствие
водной эрозии вулканогенных отложений (Tsuyuzaki,
1987; Tsuyuzaki, 1994; Tsuyuzaki, Goto, 2001); 3) вегетативная регенерация погребенных растений путем
образования побегов и столонов, способных прорасти
через погребающий их слой отложений (Быкасов,
1990; del Moral, 1983; Tsuyuzaki, 1987; Tsuyuzaki,
Haruki, 1996).
Наличие источников возобновления растений и
их местоположение определяет не только скорости восстановительных смен, но и их направленность. Так,
при вторичной сукцессии восстанавливающаяся растительность имеет унаследованный характер, поскольку основными колонизаторами выступают доминанты
местных нарушенных сообществ. В ходе первичной
сукцессии формируются группировки из случайных
колонистов (иммигрантов извне), поэтому восстанавливающаяся растительность может быть не связана
напрямую с предшествующей (Манько, Сидельников,
1989; del Moral, 1983).
Рассмотрим возможные механизмы и источники восстановления растительности в районе наибольшего воздействия извержения КО на палеоэкосистемы.
1. Первичная сукцессия. Зону I с полным уничтожением почвенно-растительного покрова можно назвать зоной первичной сукцессии. Такой тип восстановительных смен наблюдается на отложениях пирокластических потоков после извержений вулканов
Сент-Хеленс в 1980 г. (Tsuyusaki, Titus, 1995; Tsuyuzaki,
Titus, del Moral, 1997; Wood, del Moral, 1988), НоваруптаКатмаи в 1912 г. (Fenner, 1923, рис. 5, 6), Шивелуч в
1964 г. (Манько, Сидельников, 1989). Поверхность
пемзовых отложений, по-видимому, выступала весьма
неблагоприятным субстратом для поселения растений
из-за особенностей гидротермического и химического
баланса экотопов. Нарушение механизмов удержания
атмосферной влаги в приповерхностном слое приводило к иссушению местообитаний; интенсивность
процессов эрозии обусловливала нестабильность незакрепленных субстратов, а их состав, возможно, был
химически агрессивным для растений (del Moral, 1983;
Wood, del Moral, 1988; ?ришин и др., 1997).
73
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ДИРКСЕН, ДИРКСЕН
Рис. 7. Поперечные профили долин (см. рис. 2). Экосистемы на временных срезах: а- современные; б- реконструированные, после извержения; в- реконструированные, до извержения. Серым цветом показаны: на а - отложения
пирокластических потоков в настоящее время, на б и в - реконструированные мощности отложений пирокластических потоков сразу после извержения; пунктиром показаны их отложения в настоящее время. Условные обозначения: 1- каменноберезняки; 2- ольховники; 3- кедровостланики; 4-пойменная растительность; 5- луга; 6- точка
отбора образцов в пределах ключевого участка 4; 7- зона первичной сукцессии; 8- зона вторичной сукцессии.
Начальные стадии зарастания, выделенные по
СПС из отложений пирокластических потоков и их
перемыва на участках 3-5 (табл. 2), позволяют охарактеризовать ранние стадии первичной сукцессии и выявить источники колонистов. СПС 1 стадии («единичные поселенцы») представлены преимущественно
заносными (региональными и экстралокальными)
таксонами, и присутствие их в пыльцевом дожде сразу
после извержения позволяет говорить о наличии рефугиумов растений на данной территории, в пределах
74
зоны II. Заносную часть СПС образуют таксоны группы кустарников (ольховый и кедровый стланики, кустарничковая береза) и споровых (папоротники, плауны); локальные таксоны группы трав и кустарничков
практически отсутствуют, за исключением единичных
зерен злаков, осок, подорожника и горца (Polygonum
amurense).
Низкое содержание локальных таксонов в СПС 1
и 2 стадий позволяет говорить только о единичных колонистах, поселившихся к этому времени на субВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
РЕКОНСТРУКЦИЯ ВОССТАНОВЛЕНИЯ РАСТИТЕЛЬНОСТИ
стратах зоны I. Однако их количество постепенно увеличивается, и в СПС 2 стадии («появление плаунов и
мхов») к травянистым таксонам присоединяются
споровые (Sphagnum, Huperzia selago, Lycopodium
dubium). Интересно отметить, что в СПС участка 4 отмечается устойчивый рост содержания пыльцы осок и
их преобладание над злаками, в то время как в СПС
участков 3 и 5, также расположенных в зоне I, присутствуют только злаки. Участие видов осок в первичной
сукцессии на участке 4, возможно, связано с постоянным обводнением субстратов временными водотоками, что подтверждается характером отложений и
наличием в них диатомовых водорослей.
3 стадия («злаковая») выделяется по СПС для всех
участков (табл. 2, 3, рис. 4), и ее наступление, повидимому, связано с ослаблением эрозионных процессов и формированием более устойчивых субстратов.
Разнообразие локальных таксонов резко возрастает, но
в целом преобладают пионеры и злаки. При этом
растительный покров остается несомкнутым, поскольку
участие заносных компонентов в СПС, по-прежнему,
значительно. К пионерным таксонам относятся иванчай (Chamerion angustifolium), Caryophyllaceae
(возможно, Stellaria eschscholtziana), Scrophulariaceae
(возможно, Pennellianthus frutescens). Все эти виды
участвуют в пионерной стадии первичной сукцессии
после извержения влк. Ксудач в 1907 г. (?ришин и
др., 1997) и являются типичными современными колонистами незакрепленных субстратов в данном районе,
однако последние 2 вида, обычные в горнотундровом
поясе, сейчас на высотах участков 3-5 не встречаются.
Chamerion angustifolium легко расселяется как семенами, так и подземными побегами, и относится к типичным пионерным видам (del Moral, Wood, 1993; Wood,
del Moral, 1988). Однако этот таксон никогда не бывает
обильным в СПС, поэтому присутствие даже единичных его зерен служит индикатором участия иван-чая
в составе растительности.
Виды семейства сложноцветных (таксон Asteraceae
undiff.) также можно рассматривать в качестве пионерных. Активное участие ряда видов этого семейства в
заселении первичных субстратов отмечается многими
исследователями (Манько, Сидельников, 1989; Wood,
del Moral, 1987, 1988) и связано с морфологией семян
(семянки с летучками), обеспечивающей их исключительную летучесть и способность к транспортировке
на большие расстояния от источника. Кроме того, некоторые виды Asteraceae (например, анафалис жемчужный (Anaphalis margaritacea)) способны быстро колонизировать свободные территории путем вегетативного
размножения и образования клонов (del Moral, Wood,
1993; Tsuyusaki, Titus, 1995; Wood, del Moral, 1988).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Сейчас этот вид встречается на осыпях и незадернованных склонах в районе исследований.
Участие в СПС таксонов Thalictrum (возможно,
T. kemense) и Heracleum (H. dulce) можно рассматривать как появление первых поселенцев из луговых
мезофитов в составе пионерных группировок, участие
которых в дальнейшем будет увеличиваться.
Среди злаков в числе колонистов могли быть: лерхенфельдия извилистая (Lerchenfeldia flexuosa), легко
расселяющаяся семенами, один из основных видов
серийной растительности на влк. Ксудач (Grishin et
al. 1996); волоснец (род Leymus), обладающий способностью к регенерации и вегетативному размножению
(Быкасов, 1990); вейник Лангсдорфа (Calamagrostis
langsdorffii), один из доминантов современного растительного покрова данного района и участник первичной сукцессии в других районах Камчатки (Манько,
Сидельников, 1989).
Отличительной чертой рассматриваемой стадии
является преобладание злаков над типичными пионерными видами. Поэтому сопоставить ее напрямую с
пионерной стадией первичной сукцессии после современных извержений (?ришин и др., 1997; Tsuyuzaki,
del Moral, 1995; Wood, del Moral, 1988) не представляется возможным. Характер и длительность реконструируемых нами восстановительных смен могли
существенно отличаться от описанных в литературе,
вследствие разномасштабности воздействия инициирующих эти смены извержений. В любом случае,
выраженность «злаковой» стадии в СПС, соответствующих различным типам отложений и временным
срезам и отобранных на участках из разных высотных
растительных поясов и экотопов, позволяет рассматривать ее в качестве пионерной в широком смысле: с
одной стороны, образование относительно стабильных субстратов положило начало накоплению органического материала и процессу почвообразования; с
другой стороны ? набор видов растительных группировок пока имеет случайный характер и не определяется климатическими и эдафическими факторами (del
Moral, Clampitt, 1985; Haruki, Tsuyuzaki, 2001;
Tsuyuzaki, del Moral, 1995; Wood, del Moral, 1987).
Формирование более сомкнутого растительного
покрова на 4 стадии («травянистых и споровых»)
сопровождалось сокращением участия пионеров и
появлением более приспособленных к конкретным
условиям экотопов травянистых и споровых растений.
Наблюдается дифференциация восстановительного
процесса в зависимости от местоположения, и данная
стадия на различных участках проявляется по-разному
(табл.3, рис. 4). Так, на участках 1 и 2 появляются
горнотундровые (Sieversia pentapetala) и горнолуговые
(Geum macrophyllum) виды, источниками которых
75
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ДИРКСЕН, ДИРКСЕН
могли быть как растения из высокогорных рефугиумов,
так и семенной банк погребенной почвы (Tsuyuzaki,
1994; Tsuyuzaki, Goto, 2001), обнажившейся в результате сноса пирокластики. Отличительной особенностью
СПС данной стадии является постепенное повышение
роли Polypodiaceae, и этот экстралокальный таксон становится локальным, свидетельствующим о появлении
папоротников в растительных группировках первичной сукцессии. Интересно отметить, что на участке 2 папоротники появились еще на «злаковой» стадии.
Итак, СПС из примитивной почвы позволяют
условно выделить 4 стадии первичной сукцессии,
дальнейшее развитие которой было прервано выпадением пеплов извержений влк. Ильинский и Дикий
?ребень. Однако спектр обр.7 на участке 4 (рис. 4),
отобранный выше слоя тефры влк. Ильинский, близок
к другим СПС стадии «травянистых и споровых», что
свидетельствует о несопоставимо меньшем по силе
воздействии выпавшей тефры на растительность по
сравнению с таковым извержения КО. В целом, можно
заключить, что к концу периода формирования примитивной почвы на отложениях КО растительный
покров в зоне I был слабо сомкнутым, состав группировок оставался достаточно пестрым и был представлен преимущественно травянистыми и споровыми растениями. Возобновление кустарников и деревьев проходило медленно, и к концу рассматриваемого периода в зоне I не было взрослых растений,
способных к цветению и семеношению.
2. Вторичная сукцессия. Постоянное присутствие
единичных пыльцевых зерен кустарников в заносной
части СПС 1-3 стадий первичной сукцессии зоны I
свидетельствует о наличии переживших извержение
взрослых, способных цвести растений и их довольно
быстром возобновлении в пределах зоны II. Особенно
четко это можно проследить на примере таксона Alnaster,
соответствующего виду Alnus kamtschatica, главному
доминанту растительного покрова территории до извержения КО.
Ольховый стланик достаточно устойчив к воздействию пеплопадов (Хоментовский, 1995), отдельные
его экземпляры выживают при мощности тефры более
70-80 см (Манько, Сидельников, 1989). Он обладает
способностью восстанавливаться вегетативно при условии сохранения его корневой системы (Шамшин,
1999). Этот процесс наблюдался нами в 2002 г. на влк.
Шивелуч, в долине р. Байдарная, где ольховник активно восстанавливается после погребения в 1993 г. участков лесной растительности отложениями лахаров
мощностью более 1 м. В районе исследований условия
для регенерации ольхового стланика могли создаваться на крутых склонах (del Moral, 1983; Tsuyuzaki,
1987; Tsuyuzaki, Haruki, 1996), где происходило
76
быстрое уменьшение мощности выпавшей пирокластики за счет гравитационного оползания и смыва
временными водотоками. Мы допускаем, что экземпляры ольховника могли сохранять способность к регенерации даже на участках интенсивного воздействия
пирокластических волн, которые сжигали его кроны,
поскольку при этом корневая система и основания
стволов предохранялись слоем выпавшей ранее
тефры. Особенно успешно это могло происходить в
периферийной части области пеплопада, где температуры тефры были близки к атмосферным (Thomas,
Sparks, 1992) и погребенные части растений не повреждались, а также на вогнутых участках склонов,
где сохранившиеся снежники могли защитить растения
от теплового поражения (Манько, Сидельников, 1989;
del Moral, 1983). Так, высокое содержание пыльцы
Alnaster в СПС участка 1, расположенного в непосредственной близости от кальдеры и подвергшегося наиболее интенсивному вулканическому воздействию,
свидетельствует о начале вегетативного восстановления
ольхового стланика сразу после извержения. Экземпляры ольховника, способные к регенерации, в этих условиях могли сохраниться, по-видимому, только под
мощными снежниками. Это предположение подтверждается существованием таких снежников на участке 1
в настоящее время, они приурочены к глубоким оврагам
и вогнутым склонам, занятым преимущественно ольховостланиковыми сообществами. Таким образом,
вегетативная регенерация ольхового стланика могла
проходить на участках с благоприятными условиями
(преимущественно на склонах) в пределах всей зоны
II, в том числе на крутых бортах троговых долин, выше
уровня распространения пирокластических потоков
(рис. 5 г, 6 а). К тому же, как показывает анализ
современного пространственного распределения сообществ ольховника, склоны выступают его естественными экотопами.
Подтверждением этому допущению служат палинологические данные. Содержание Alnaster во всех
СПС первичной сукцессии меньше, чем в поверхностных пробах из ольховниковых сообществ. Следовательно, в этих СПС Alnaster остается экстралокальным
таксоном, участие которого изменяется синхронно с
колебаниями других заносных компонентов, а дальность транспортировки от источников ограничивается
масштабами речной долины. Постепенное увеличение
количества Alnaster в СПС первичной сукцессии
(днища долин) можно рассматривать как отражение
процесса вегетативного восстановления ольховника
на бортах долин, или вторичной сукцессии (Antos,
Zobel, 1985; Tsuyuzaki, 1991; Tsuyuzaki, Haruki, 1996).
При этом скорость вторичной сукцессии на склонах
могла быть достаточно высока из-за: 1) близости поВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
РЕКОНСТРУКЦИЯ ВОССТАНОВЛЕНИЯ РАСТИТЕЛЬНОСТИ
гребенного почвенного слоя и возможности использования его ресурсов корневой системой ольхового
стланика при вегетативной регенерации (Tsuyuzaki,
1987; Tsuyuzaki, Haruki, 1996); 2) присутствия органического материала в вулканогенном субстрате в виде
отмерших стволов и ветвей ольховника (Grishin et al.
1996); 3) появления и активного возобновления других
колонистов, что связано с наличием благоприятных
микроклиматических и эдафических условий (Tsuyuzaki, Haruki, 1996; Wood, del Moral, 1987), защищенностью местообитаний (Tsuyuzaki et al, 1997), концентрацией транспортируемых ветром семян на склонах,
выступающих топографическими препятствиями на
пути воздушных потоков (Дирксен, 1999; Wood, del
Moral, 1988).
С механизмом вегетативной регенерации, повидимому, связано восстановление и ряда других видов территории. К ним относятся как травянистые
(например, длиннокорневищные злаки родов Calamagrostis (Tsuyuzaki, 1987), Leymus (Быкасов, 1990) и
др.), так древесные и кустарниковые растения. Возобновление Salix udensis путем образования побегов от
погребенных ветвей и стволов наблюдалось нами на
влк. Шивелуч, в тех же условиях, что и возобновление
ольхового стланика. Кустарничковые ивы горнотундровых сообществ также способны возобновляться веге-ативно, прорастая сквозь толщу пирокластики мощностью до 30 см (Быкасов, 1990). Возможно, именно
с таким процессом возобновления видов ив в зоне II
связано присутствие экстралокального таксона Salix
в СПС первичной сукцессии. Все эти растения, кроме
того, легко размножаются семенами, способными
транспортироваться ветром на большие расстояния
(Tsuyuzaki, 1987). Поэтому они могли выступать одновременно и как участники вторичной сукцессии, и как
источники семян колонистов первичной сукцессии.
Итак, вторичная сукцессия, связанная с вегетативным возобновлением растений, преимущественно,
ольхового стланика, развивалась на склонах в пределах зоны II и могла охватывать участки даже с сильным вулканическим поражением. Вегетативная регенерация ольховника способствовала не только его
активному росту и расселению, но также обогащению
вулканогенных субстратов органическим материалом
и созданию благоприятных условий для поселения
других колонистов, в том числе травянистых и споровых растений. Скорость вторичной сукцессии могла
быть достаточно высокой, поскольку вегетативное
возобновление через сохранившуюся в погребенной
почве корневую систему позволяет использовать ресурсы этой почвы и не испытывать недостатка в питательных веществах.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
3. Источники возобновления растительности.
Источниками возобновления растений в ходе первичной сукцессии могли быть только семена, поступившие из-за пределов зоны II и (или) из рефугиумов в
границах данной зоны, где по каким-либо причинам
сохранились способные к репродукции семян экземпляры растений. Однако размеры этой зоны столь велики, что поступление семян, транспортируемых из-за ее
пределов, по-видимому, не могло быть значительным.
Так, заселение растениями-иммигрантами извне
гораздо менее обширных территорий, опустошенных
современными извержениями, даже при наличии
близких источников обсеменения, происходит очень
медленно, неравномерно, и ограничено целым рядом
факторов (Манько, Сидельников, 1989; del Moral,
1983; Kondo, Tsuyuzaki, 1999; Wood, del Moral, 1987,
1988). Таким образом, основную роль в колонизации
первичных субстратов исследуемой территории играли, прежде всего, местные растения, и это подтверждается полученными результатами.
Состав заносной части СПС зоны I позволяет предположить, что рефугиумы растений-источников этой
пыльцы представляют собой уцелевшие в зоне II фрагменты сообществ субальпийского и горнотундрового
растительных поясов. Возможность существования
таких рефугиумов в высокогорной части зоны II обусловлена: 1) неравномерным, мозаичным характером
поражения экосистем в результате комбинированного
воздействия тефры и пирокластических волн в условиях расчлененного рельефа; 2) наличием снежников,
еще достаточно мощных в это время года (извержение
началось, предположительно, в июне) для того, чтобы
предохранить почвенно-растительный покров от теплового воздействия и погребения пирокластикой
(Манько, Сидельников, 1989; del Moral, 1983). Кроме
того, интенсивность литодинамических потоков в высокогорной части зоны II обеспечивала быстрый снос
пирокластики и обнажение погребенной почвы после
извержения, а таяние ледников и снежников нивального пояса ? дополнительное увлажнение вулканогенных субстратов.
Сочетание благоприятных условий обеспечило
возможность для развития вторичной сукцессии на
склонах с участием способных к вегетативной регенерации видов, преимущественно ольхового стланика.
Растения, участвующие во вторичной сукцессии, могли
выступать также источниками семян местных видов,
что в какой-то мере определяло скорость и направленность первичной сукцессии на прилегающих участках. Однако виды этой группы нуждаются в ресурсах
погребенной почвы, и, в большинстве своем, их всходы не приспособлены к выживанию в экстремальных
условиях зоны I (Wood, del Moral, 1987). В первую
77
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ДИРКСЕН, ДИРКСЕН
очередь, это относится к ольховнику, требовательному
к наличию питательных веществ (Манько, Сидельников, 1989; Хоментовский, 1995). Таким образом,
участие видов данной категории в первичной сукцессии могло быть существенным лишь на более поздних
стадиях, когда процесс почвообразования уже начался.
Большую часть видов нижних ярусов растительных сообществ, мохово-лишайникового и травянокустарничкового, а также кедровый стланик и кустарничковую березу, можно отнести к категории наиболее
чувствительных к вулканическому воздействию и не
способных к вегетативной регенерации растений. Эти
компоненты растительного покрова погибают при
мощности пирокластики 15-30 см (Быкасов, 1990;
Манько, Сидельников, 1989; Antos, Zobel, 1985; del
Moral, 1983; Grishin et al. 1996), и на большей части
территории были полностью уничтожены, поскольку
мощность выпавшей тефры КО составляла от 30-40 см
до 5 м. При этом пыльца таксонов Pinus pumila и Betula
exilis присутствует в СПС сразу после извержения.
Источниками возобновления видов данной группы
могли выступать уцелевшие в зоне II (например, под
снежниками) фрагменты высокогорных сообществ и
семенной банк погребенной почвы, выведенной на
поверхность вследствие водной эрозии вулканогенных
отложений (del Moral, 1983; Tsuyuzaki, 1987; Tsuyuzaki,
1994; Tsuyuzaki, Goto, 2001).
Мы полагаем, что вблизи таких источников участие
поступивших из них видов в колонизации первичных
субстратов определяло направленность восстановительного процесса и ускоряло его темпы. Этот процесс
можно рассматривать в качестве сукцессии переходного типа. Так, в районе участка 2 восстановление
растительности проходило, по-видимому, с участием
горнолуговых и горнотундровых видов, рефугиумы
которых могли сохраниться в высокогорьях Камбального хребта под снежниками. Кроме того, на примыкающей к участку 2 поверхности плато отмечается
крайне неравномерное распределение мощностей
пирокластики КО, что связано с интенсивным эродирующим воздействием пирокластических волн. Поэтому обнажение погребенной почвы здесь вполне вероятно. Косвенным подтверждением этому допущению может служить присутствие в СПС таксона Geum
macrophyllum, одного из доминантов современных
горнолуговых сообществ территории. Источником
возобновления этого травянистого многолетника на
влк. Усу, Япония, выступал семенной банк погребенной почвы (Tsuyuzaki, 1994; Tsuyuzaki, Goto, 2001).
Итак, наличие рефугиумов в субальпийском и
горнотундровом растительных поясах определяло
своеобразие первичной сукцессии после извержения
КО: миграция колонистов шла из верхних раститель78
ных поясов в нижние. Восстановление растительности
после современных извержений происходит, наоборот,
«снизу вверх», и в этом случае расселение колонистов
ограничивают гидротермические параметры растительных поясов, закономерно изменяющиеся с высотой (Kondo, Tsuyuzaki, 1999; Wood, del Moral, 1988).
Миграция поселенцев в обратном направлении, повидимому, климатически менее ограничена и может
проходить быстрее.
ВОССТАНОВЛЕНИЕ КАМЕННОЙ БЕРЕЗЫ
Каменная береза впервые появилась в районе
исследований непосредственно перед извержением КО
(рис. 4, уч. 4, обр. 10, 11). Этот вид относится к группе
наиболее чувствительных к воздействию пеплопадов
растений (Хоментовский, 1995). Каменная береза
погибает при выпадении слоя пирокластики мощностью около 20 см (Манько, Сидельников, 1989). По
другим источникам, отдельные ее деревья могут выжить даже при мощности тефры до 70 см (Grishin et
al, 1996). В любом случае, полученные нами данные
не позволяют говорить о существовании выживших
экземпляров Betula ermanii в окрестностях Курильского озера, поскольку во всех СПС сразу после извержения (1-2 стадии первичной сукцессии, табл. 2; кровля
отложений КО, табл. 3) ее пыльца отсутствует. Единичные зерна этого регионального таксона обнаружены в СПС из подошвы примитивной почвы (табл.
3), и можно предположить, что взрослые, способные
цвести, деревья каменной березы появляются в районе
исследований только ко времени начала почвообразования в зоне I. Участие ее пыльцы в спектрах невелико
(0.2-0.3 %), однако и в СПС поверхностных проб,
отобранных вблизи каменноберезового леса на участке
5, содержание таксона Betula ermanii не превышает
3.4 %. В СПС из кровли примитивной почвы (уч. 5,
обр. 4; 4 стадия) пыльца березы не обнаружена. Однако это связано не с ее исчезновением из растительного
покрова территории, а с общим сокращением доли заносных таксонов, в том числе и Betula ermanii, вследствие формирования более сомкнутых группировок
местных видов в зоне I и связанного с этим повышения
содержания локальных компонентов в СПС.
Интересно отметить, что участие пыльцы Betula
ermanii в СПС из подошвы примитивной почвы выше
для тех участков, где она впервые появилась до
извержения. Кроме того, можно выявить тенденцию
увеличения содержания ее заносных зерен по направлению к побережью Тихого океана (табл. 3). Это
позволяет предположить, что появление и дальнейшее
распространение каменной березы как до извержения
КО, так и после него, шло с юго-востока и востока
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
РЕКОНСТРУКЦИЯ ВОССТАНОВЛЕНИЯ РАСТИТЕЛЬНОСТИ
района, от побережья Тихого океана в глубь полуострова. С другой стороны, появление каменной березы
на данной территории и до, и после извержения КО
приурочено к нижней границе ее современного высотного пояса, следовательно, в высотном отношении,
дальнейшее распространение ее проходило «снизу
вверх». Косвенным подтверждением этому может
служить современное высотное внутрипоясное распределение каменноберезовых сообществ (рис. 2):
площади относительно сомкнутых лесов приурочены
к выходам троговых долин на тихоокеанское побережье, в пределах диапазона высот приблизительно
от 10 до 50 (100) м; выше преобладают парковые
каменноберезняки и редколесья, а затем отдельные
деревья и их группы, образующие комбинации растительности с ольховниками и луговыми сообществами.
Другой характерной чертой современного пространственного распределения массивов каменноберезовых лесов выступает их четко выраженная приуроченность к отложениям пирокластических потоков
извержения КО в пределах крупных речных долин
(рис. 7 а). Таким образом, лесной высотный пояс имеет
не сплошной, а разорванный характер. При этом, по
нашим данным, экотопы каменноберезняков как на
нижней, так и на верхней границе своего высотного
пояса, также непосредственно связаны с отложениями
пирокластических потоков. Подобная закономерность
позволяет предположить, что распространение каменной березы на данной территории определяется, скорее
всего, ее экологией и конкурентоспособностью по
отношению к другим эдификаторам (прежде всего,
ольховому стланику), нежели климатическими ограничениями. Мы полагаем, что основные черты
современного взаимоотношения ольховниковых и
каменноберезовых сообществ, доминирующих в растительном покрове территории, имеют унаследованный характер и сложились в ходе восстановления растительности после извержения КО.
Основной доминант растительного покрова до
извержения КО, ольховый стланик, восстанавливался,
в первую очередь, на склонах, но его зависимость от
наличия благоприятных эдафических условий (Манько, Сидельников, 1989; Хоментовский, 1995) ограничивала участие этого вида в колонизации первичных
субстратов днищ долин. Каменная береза, напротив,
менее требовательна к субстрату и обладает высокой
скоростью постэруптивного распространения (Хоментовский, 1995). Всходы каменной березы, при наличии
источников семян, участвуют в составе группировок
растений уже на ранних стадиях первичной сукцессии
как на мощных отложениях тефры (?ришин и др.,
1997), так и на отложениях пирокластических потоков
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
(Манько, Сидельников, 1989). Участие в начальных
стадиях постэруптивной первичной сукцессии отмечается также и для других видов древесных берез:
Betula kamtschatica (Манько, Сидельников, 1989;
Grishin et al. 1996), Betula platyphylla var. japonica
(Tsuyuzaki, Haruki, 1996) и др.
Ко времени начала почвообразования, или к
началу «злаковой стадии» первичной сукцессии в
большей части зоны I, на данной территории в зоне II
уже появились взрослые, способные к семеношению,
деревья каменной березы. Однако ольховник, по
нашим данным, на этой стадии еще не мог активно
участвовать в колонизации отложений пирокластических потоков. Таким образом, мы полагаем, что
именно в это время всходы каменной березы стали
расселяться на свободных территориях зоны I, постепенно распространяясь по днищам троговых долин
от тихоокеанского побережья в центральную часть юга
полуострова. Приуроченность основных площадей
современных каменноберезняков, прежде всего, к
широким долинам, в которых первичная сукцессия
развивалась в самых неблагоприятных условиях и
медленнее всего (Wood, del Moral, 1987, 1988), а участие ольховника в колонизации первичных субстратов
днищ долин было минимальным (рис. 5 в, г, 6),
подтверждает наше предположение.
Конкурентоспособность ольхового стланика очень
высока, и в зонах контакта с другими растительными
сообществами он способен вытеснять не только ассоциации травянистых и кустарничковых растений, но
и сообщества таких эдификаторов, как кедровый стланик (Манько, Сидельников, 1989) и каменная береза
(Шамшин, 1999). Судя по преобладанию ольховника
в растительном покрове как до извержения КО, так и
в настоящее время, климатические условия территории с большим количеством осадков и высоким
снежным покровом являются оптимальными для этого
вида. Следовательно, при сходстве экологических
требований ольхового стланика и каменной березы
(Шамшин, 1999), появление и распространение
последней в данном районе не могло быть обусловлено
только наличием благоприятных климатических
условий. Необходимыми условиями были ослабление
конкурентоспособности ольховника и появление
свободных территорий. Наличие этих условий стало
возможным в результате извержения КО. Таким
образом, мы полагаем, что распространение каменноберезовых сообществ на данной территории является
следствием катастрофического извержения КО и
связано с особенностями постэруптивных сукцессий
в климатических условиях, не препятствующих этому
распространению.
79
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ДИРКСЕН, ДИРКСЕН
ВОССТАНОВЛЕНИЕ РАСТИТЕЛЬНОСТИ НА
КЛЮЧЕВЫХ УЧАСТКАХ
Все ключевые участки расположены в зоне I, где
поражение растительности было тотальным. Однако
ход восстановительного процесса и его темпы в пределах изученных участков были неодинаковы.
На участке 5 скорости первичной сукцессии были
самыми высокими, и наступление «злаковой» стадии
отмечается уже в СПС из кровли отложений КО. Данный участок наиболее удален от эруптивного центра,
и воздействие пирокластических волн и тефры на
растительность зоны II в этом районе было наименьшим, по сравнению с таковым на других ключевых
участках. На крутых склонах троговой долины, повидимому, развивалась вторичная сукцессия с участием ольховника (рис. 7 б). Источниками семян растений
первичной сукцессии могли выступать виды, восстанавливающиеся вегетативно как на крутых склонах,
так и, возможно, вблизи побережья. Кроме того, семена
могли поступать из рефугиумов растений на пологоувалистых водоразделах и береговых обрывах. Существование таких рефугиумов, по-видимому, было
вполне вероятно в условиях расчлененного рельефа
при общем ослаблении воздействия поражающих
агентов на удалении от центра извержения. Об этом
свидетельствует присутствие в СПС заносной пыльцы
ивы и кустарничковой березы. Таким образом, темпы
восстановления растительности на участке 5 были
самыми высокими, и после извержения КО именно в
таких районах, как этот, впервые появилась каменная
береза и стала распространяться вверх по долинам. К
концу рассматриваемого периода (СПС кровли
примитивной почвы) на участке 5 растительный
покров был уже относительно сомкнутым, а в составе
группировок, возможно, участвовали всходы каменной березы.
Участки 3 и 4 расположены ближе к центру извержения, и скорости первичной сукцессии здесь были
ниже, чем на участке 5 (рис. 2, 6). Кроме того, первичная сукцессия на участке 4, по-видимому, началась
несколько позже (возможно, спустя первые годы после
извержения) вследствие интенсивного размыва туфов
КО (Камчатка.., 1974), что выразилось в общем снижении их поверхности здесь приблизительно на 50 м
(рис. 7). Однако в СПС «злаковой» стадии участка 4
содержание пыльцы ольховника превосходит таковое
участка 5, и можно предположить, что темпы вторичной сукцессии на первом были выше, чем на втором.
Относительные превышения бортов над днищем
долины р. Орешкова на участке 4 приблизительно на
100-150 м больше (табл. 1), и, соответственно, площади склонов над поверхностью отложений пирокласти80
ческих потоков, на которых мог восстанавливаться
ольховый стланик, превосходят таковые на участке 5.
Существование рефугиумов растений, возможно, связано с водоразделами и останцами коренных пород
(рис. 2), возвышающихся над поверхностью туфов на
30-100 м, и подтверждается присутствием в СПС заносной пыльцы кустарничковой березы и кедрового
стланика. Необходимо отметить, что пыльца последнего встречается только в СПС участков 3 и 4. Своеобразие первичной сукцессии на участке 4 состоит в участии видов осоковых в качестве первых колонистов,
которое отмечается только здесь, и связано с
постоянным обводнением первичных субстратов
временными водотоками и, возможно, с
существованием изолированных водоемов в пределах
участка.
Участки 1 и 2 характеризуются максимальным по
силе комбинированным вулканическим воздействием
на растительность в зоне II, тем не менее, восстановительные процессы в их пределах существенно отличаются. Так, на участке 2, расположенном в верхней части
левого борта троговой долины р. Хакыцын, примерно
в 8 км от края кальдеры, ольховый стланик был уничтожен практически полностью, в то время как на участке
1, на склоне, обращенном непосредственно к кальдере,
в 3 км от ее бровки, фрагменты ольховниковых сообществ уцелели. Благодаря высокой скорости и интенсивному эродирующему воздействию пирокластических потоков и волн, мощные толщи пирокластики на
участке 1 не образовывались, а снежники в глубоких
оврагах могли предохранить ольховый стланик от
теплового поражения. Таким образом, здесь, на склонах, тоже могла развиваться вторичная сукцессия, как
и на участках 3-5, однако скорости первичной сукцессии были существенно ниже. Одной из причин
этого, возможно, было отсутствие рефугиумов в зоне II
вблизи эруптивного центра, о чем свидетельствует
отсутствие в СПС заносной пыльцы других кустарников. Для участка 2 вторичная сукцессия, по-видимому,
была не характерна из-за сильного поражения ольховника. В то же время, первичная сукцессия здесь имела
специфические черты, обусловленные участием горнотундровых и горнолуговых видов в качестве колонистов.
Итак, можно заключить, что на территории наибольшего воздействия извержения КО на экосистемы,
наряду с механизмом первичной сукцессии, в постэруптивном восстановлении растительности играли
значительную роль вторичная сукцессия и сукцессия
переходного типа. Вследствие этого темпы восстановительного процесса в целом были выше, а его направленность имела как унаследованный характер, связанный, прежде всего, с выживанием и активным возобновлением ольховника на склонах, так и принциВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
РЕКОНСТРУКЦИЯ ВОССТАНОВЛЕНИЯ РАСТИТЕЛЬНОСТИ
пиально отличный, связанный с распространением
каменной березы на отложениях пирокластических
потоков в крупных речных долинах.
СКОРОСТИ ВОССТАНОВЛЕНИЯ
РАСТИТЕЛЬНОСТИ ПОСЛЕ ИЗВЕРЖЕНИЯ КО
Особый интерес представляет вопрос о темпах постэруптивного восстановления растительности на столь
обширных территориях, опустошенных в результате
катастрофического извержения КО. Низкое содержание органогенного материала в примитивной маломощной почве на отложениях КО не позволяет использовать метод радиоуглеродного датирования для определения времени ее формирования в пределах района
исследований. В 50 км от кальдеры, из основания
торфяного горизонта, залегающего непосредственно
на отложениях КО, была получена датировка 7200 ±
40 (?ИН-9682) (Ponomareva et al. 2001). Таким образом, спустя около 500 лет после извержения здесь уже
сформировались органогенные отложения. Образование примитивной почвы с низким содержанием гумуса, по-видимому, требовало меньше времени, и
можно предположить, что в районе исследований процесс почвообразования был прерван выпадением
горизонтов тефры Д? I и ИЛ раньше, чем 500 лет после
извержения КО. К этому времени, по нашим данным,
растительность в зоне I соответствовала ранним стадиям первичной сукцессии, когда выработанные сообщества еще не сформировались (Манько, Сидельников, 1989): внутривидовая конкуренция и закономерности высотнопоясной дифференциации растительности еще не определяли состав и облик растительных
группировок. Полученные результаты можно сопоставить с данными о скорости первичной сукцессии на
лавовых потоках Толбачинского дола: стадия начала
образования выработанных сообществ и выраженного
почвенного профиля, а также первичной дифференциации растительного покрова, имеет продолжительность
до 1000 лет (?ришин, 1992). Следовательно, продолжительность биогеоценотического процесса, прерванного
выпадением тефры Д? I и ИЛ, была существенно
меньше, чем 1000 лет.
Кроме того, в качестве косвенных данных о скорости
постэруптивного восстановления растительности можно рассматривать появление в окрестностях Курильского озера источников пыльцы каменной березы на
временном срезе, соответствующем начальным стадиям почвообразования (табл. 3, рис. 4). Существование
отдельных деревьев, переживших извержение, маловероятно, и это подтверждается отсутствием пыльцы
березы в СПС из кровли отложений КО и горизонта
их перемыва. Поселение экземпляров каменной
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
березы в стрессовых условиях сразу после извержения
также вряд ли было возможно. Например, к моменту
поселения первых берез (не погибших к настоящему
времени) на мощных отложениях пемзовой тефры (30100 см) извержения влк. Ксудач в 1907 г. прошло не
менее 37 лет (Grishin et al. 1996). Период начала цветения и семеношения камен-ной березы наступает в
возрасте 61-100 лет (Шамшин, 1999). Следовательно,
ко времени начала почвообразования в зоне I после
извержения КО прошло не менее 100-150 лет.
Для большинства участков в зоне I установлено,
что начало почвообразования, скорее всего, соответствовало наступлению «злаковой» стадии первичной
сукцессии, выделенной по данным СПС. Принимая
это во внимание, можно попытаться оценить скорости
ранних стадий первичной сукцессии после извержения КО путем сравнения с темпами зарастания отложений пирокластических потоков после современных
извержений. Так, растительные группировки на пирокластических потоках извержения влк. Шивелуч в
1964 г., с сомкнутостью 5-7 %, участием злаков и пионерных видов, а также всходов деревьев и кустарников, которые еще не способны к репродукции, повидимому, можно сопоставить с реконструированной
нами несомкнутой растительностью «злаковой» стадии. При этом скорости первичной сукцессии на влк.
Шивелуч в несколько раз выше (продолжительность
сукцессии около 40 лет), чем таковые после извержения КО (100-150 лет), и это связано, прежде всего, с
наличием близких источников обсеменения и значительно меньшими размерами территории поражения
на влк. Шивелуч. Наиболее близким современным
аналогом изучаемого постэруптивного восстановительного процесса можно, по-видимому, считать таковой после извержения влк. Новарупта-Катмаи в 1912 г.
на Аляске (рис. 5, 6). Спустя 90 лет, здесь, на поверхности многометровых пирокластических потоков
(Hildreth, 1983), выражены лишь ранние стадии первичной сукцессии, которые можно сопоставить с 1-2
(«единичные поселенцы») стадиями, выделенными
нами по СПС (рис. 5 в, г, 6, табл. 2). Кроме того, активное восстановление кустарниковой растительности на
крутых склонах, наблюдаемое сейчас на Аляске (рис.
5 г, 6 а), можно рассматривать в качестве современного
аналога реконструированного нами процесса вторичной сукцессии, связанного с вегетативной регенерацией ольхового стланика на склонах в зоне II. В
целом, скорости вторичной сукцессии приблизительно
в 3-4 раза выше, чем первичной (Манько, Сидельников, 1989). Таким образом, наличие участков постэруптивного развития вторичной сукцессии существенно ускоряет общие темпы восстановления растительности на пораженной территории.
81
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ДИРКСЕН, ДИРКСЕН
ВЫВОДЫ
ЛИТЕРАТУРА
1. Впервые, на примере извержения КО, проведена
реконструкция воздействия катастрофического извержения на палеоэкосистемы и проанализированы возможные механизмы и темпы их постэруптивного восстановления.
2. В пределах территории наибольшего воздействия
извержения КО удалось выделить 2 зоны с различной
степенью поражения палеоэкосистем в зависимости
от комбинации воздействий основных вулканических
агентов: зону I, где поражение было тотальным, и зону
II, с сильным, но неоднородным и мозаичным по характеру, поражением.
4. Исключительно сильное поражающее воздействие извержения КО привело к экологической катастрофе, охватившей значительную часть территории
Южной Камчатки. Тем не менее, здесь, по-видимому,
сохранились рефугиумы растений. Таким образом,
при огромных размерах опустошенной территории и
ограниченном поступлении семян колонистов из-за
ее пределов, основную роль в процессе восстановления играли выжившие местные растения.
5. В ходе первичной сукцессии, охватывавшей
обширные площади распространения пирокластических потоков, формировались группировки из
случайных колонистов, поэтому восстанавливающаяся растительность не всегда была связана напрямую с предшествующей, а скорости ее восстановления
в зоне I были сравнительно низкими.
6. Развитие вторичной сукцессии, связанной с
вегетативным возобновлением, и сукцессии переходного типа, где источниками возобновления могли
выступать растения из рефугиумов и семенной банк
погребенной почвы, определяло унаследованный
характер восстановленной растительности и относительно высокие темпы восстановительного процесса
в зоне II.
7. Ослабление конкурентоспособности ольховника и появление свободных территорий в результате
извержения КО положило начало распространению
каменной березы в зоне I, от тихоокеанского побережья
в глубь полуострова. Подобное явление, связанное с
особенностями восстановительных смен после катастрофического извержения, сопоставимо по своей значимости с климатогенными сменами растительности,
вызванными глубокими климатическими изменениями на глобальном уровне. Таким образом, экологические последствия извержения КО на данной территории могут быть сопоставлены в качественном
отношении с перестройкой экосистем под воздействием глобальных климатических изменений.
Андреев В.И., Быкасов В.Е. Некоторые черты ландшафта Толбачинского дола в связи с извержением
1975-1976 гг. // Вопросы географии Камчатки. 1990.
Вып. 10. С. 166-168.
Биндеман И.Н. Петрология вулкана Дикий ?ребень (Южная Камчатка) // Вулканология и сейсмология. 1994. №2. С. 33-55.
Богоявленская Г.Е., Брайцева О.А., Мелекесцев
И.В., Кирьянов В.Ю., Миллер С.Д. Катастрофические
извержения типа направленных взрывов на вулканах
Сент-Хеленс, Безымянный, Шивелуч // Вулканология
и сейсмология. 1985. № 2. С. 3-26.
Бондаренко В.И. Сейсмоакустические исследования оз.Курильского // Вулканология и сейсмология. 1990. № 4. С. 97-111.
Брайцева О.А., Егорова И.А., Сулержицкий Л.Д.,
Несмачный И.А. Вулкан Малый Семячик // Вулканический центр: строение, динамика, вещество (Карымская структура). М.: Наука, 1980. С. 199-235.
Брайцева О.А., Мелекесцев И.В. Основные факторы рельефообразования и их эволюция. Четвертичные
оледенения // Камчатка, Курильские и Командорские
острова. М.: Наука, 1974. С. 402-426.
Брайцева О.А., Мелекесцев И.В., Пономарева В.В.,
Базанова Л.И., Сулержицкий Л.Д. Сильные и катастрофические эксплозивные извержения на Камчатке за
последние 10 тысяч лет // ?еодинамика и вулканизм
Курило-Камчатской островодужной системы. Петропавловск-Камчатский. 2001. С. 235-252.
Брайцева О.А., Сулержицкий Л.Д., Пономарева
В.В., Мелекесцев И.В. ?еохронология крупнейших
эксплозивных извержений Камчатки в голоцене и их
отражение в ?ренландском ледниковом щите // Доклады РАН. 1997. Т. 352. № 4. С. 138-140.
Быкасов В.Е. Шлаково-пепловый чехол извержения 1975 г. и поражение растительности Толбачинского дола // Вулканология и сейсмология. 1981. № 1.
С. 76-78.
Быкасов В.Е. Восстановление растительности на
шлаково-пепловых отложениях Толбачинского дола //
Вопросы географии Камчатки. 1990. Вып. 10. С. 193-194.
Гришин С.Ю. Сукцессии подгольцовой растительности на лавовых потоках Толбачинского дола // Ботанический журнал. 1992. Т. 77. № 1. С. 92-100.
Гришин С.Ю., Крестов П.В., Верхолат В.П.,
Левус А.П. Влияние катастрофического извержения
вулкана Ксудач (Камчатка, 1907 г.) на лесную растительность // Комаровские чтения. Вып. XLIII. Владивосток: Дальнаука, 1997. С. 210-244.
Дирксен В.Г. Палинологические особенности современных ландшафтов гор севера Внутренней Азии:
82
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
РЕКОНСТРУКЦИЯ ВОССТАНОВЛЕНИЯ РАСТИТЕЛЬНОСТИ
Автореф. дис. ? канд. геогр. наук. Санкт-Петербургский гос. ун-т. 1999. 22 с.
Дирксен В.Г. Изучение субрецентных споровопыльцевых спектров безлесных территорий для палеоэкологических реконструкций // Палеонтологический
журнал. 2000. Т. 34. № 2. С. 21-26.
Дирксен О.В., Пономарева В.В., Сулержицкий Л.Д.
Кратер Чаша (южная Камчатка) - уникальный пример
массового выброса кислой пирокластики в поле базальтового ареального вулканизма // Вулканология и
сейсмология. 2002. № 5. С. 3-11.
Егорова И.А. Палинологическая характеристика
вулканогенно-осадочных отложений в применении к
стратиграфии // Вулканический центр: строение, динамика, вещество (Карымская структура). М.: Наука,
1980. С. 52-76.
Егорова И.А. Палеогеография района Карагинского залива в позднем плейстоцене-голоцене // Вопросы географии Камчатки. 1990. Вып. 10. С. 135-140.
Камчатка, Курильские и Командорские острова.
М.: Наука, 1974. 438 с.
Манько Ю.И., Сидельников А.Н. Влияние вулканизма на растительность. Владивосток: ДВО АН
СССР, 1989. 161 с.
Мелекесцев И.В., Брайцева О.А., Базанова Л.И., Пономарева В.В., Сулержицкий Л.Д. Особый тип катастрофических эксплозивных извержений- голоценовые
субкальдерные извержения Хангар, Ходуткинский
«маар», Бараний Амфитеатр, Камчатка // Вулканология и сейсмология. 1996. № 2. С. 3-24.
Мелекесцев И.В., Брайцева О.А., Пономарева В.В.
Новый подход к определению понятия «действующий
вулкан» // ?еодинамика и вулканизм Курило-Камчатской островодужной системы. Петропавловск-Камчатский. 2001. С. 191-203.
Мелекесцев И.В., Глушкова О.Ю., Кирьянов В.Ю.,
Ложкин А.В., Сулержицкий Л.Д. Происхождение и
возраст магаданских вулканических пеплов // ДАН
СССР. 1991. Т. 317. N 5. С. 1187-1192.
Муравьев Я.Д. Климат Камчатки в прошлом,
настоящем и будущем // Тезисы XVIII Крашенинниковских чтений. 2001. С. 97-101.
Определитель сосудистых растений Камчатской
области. М.: Наука, 1981. 410 с.
Хоментовский П.А. Экология кедрового стланика
(Pinus pumila (Pall.) Regel) на Камчатке (общий обзор).
Владивосток: Дальнаука, 1995. 227 с.
Шамшин В.А. Каменноберезовые леса Камчатки:
биология, экология, строение древостоев. М.: ?ЕОС,
1999. 170 с.
Antos A.J., Zobel D.B. Recovery of forest understories
buried by tephra from Mount St. Helens // Vegetatio. 1985.
V. 64. P. 103-111.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Antos A.J., Zobel D.B. Seedlings establishment in
forests affected by tephra from Mount St. Helens // American Journal of Botany. 1986. V. 73. P. 495-499.
Bacon C.R. Eruptive history of Mount Mazama and
Crater Lake caldera, Cascade Range, USA // Journal of
Volcanology and Geothermal Research. 1983. V. 18. P.
57-116.
Banks N.G., Hoblitt R.P. Summary of temperature
studies of 1980 deposits // The 1980 eruption of Mount
St. Helens, Washington. 1981. Geological Survay Professional Paper 1250, P. 295-315.
Bursik M.I., Woods A.W. The dynamics and thermodynamics of large ash flows // Bulletin of Volcanology.
1996. V. 58. P. 175-193.
Clements F.E. Plant succession: an analysis of the
development of vegetation // Carnegie Institution of
Washington. 1916. Publication 242. Washington, D.C., USA.
Cour P., Zheng Z., Duzer D., Calleja M. and Yao Z.
Vegetational and climatic signigicance of modern pollen
rain in northwestern Tibet // Review of Palaeobotany and
Palynology. 1999. V. 104. N 3-4. P. 183-204.
del Moral R. Initial recovery of subalpine vegetation
on Mount St. Helens, Washington // American Midland
Naturalist. 1983. V. 109. P. 72-80.
del Moral R., Clampitt C.A. Growth of native plant
species on recent volcanic substrates from Mount St.
Helens // American Midland Naturalist. 1985. V. 114. P.
374-383.
del Moral R., Wood D.M. Early primary succession
on a barren volcanic plain at Mount St. Helens, Washington
// American Journal of Botany. 1993. V. 80. P. 81-991.
Fenner C.N. The origin and mode of emplacement of
the great tuff deposits in the Valley of Ten Thousand
Smokes // National Geographic Society, Contributed
Technical Papers, Katmai Series, 1923. V. 1. 74 p.
Fierstein J., Hildreth W. Preliminary volcano-hazard
assessment for the Katmai volcanic claster, Alaska // USGS
Open-File Report 00-489. 2001. 50 p.
Fujii T., Nakada S. The 15 September pyroclastic flows
at Unzen volcano (Japan): a flow model for associated ashcloud surges // Journal of Volcanology and Geothermal
Research. 1999. V.117. N 1-2. P. 129-153.
Gough L.P., Severson R.C., Lichte F.E., Peard J.L.,
Tuttle M.L., Papp C.S.E., Harms T.F., Smith K.S. Ashfall effects on the chemistry of wheat and the Ritzville soil
series, eastern Washington // The 1980 eruption of Mount
St. Helens, Washington, Geological Survay Professional
Paper 1250. 1981. P.761-788.
Grishin S.Yu., del Moral R., Krestov P.V., Verkholat
V.P. Succession following the catastrophic eruption of
Ksudach volcano (Kamchatka, 1907) // Vegetatio. 1996.
V. 127. P. 129-153.
83
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ДИРКСЕН, ДИРКСЕН
Haruki M., Tsuyuzaki S. Woody plant establishment
during the early stages of volcanic succession on Mount
Usu, northern Japan // Ecological Research. 2001. V. 16.
P. 451-457.
Hildreth W. The compositionally zoned eruption of
1912 in the valley of ten thousand smokes, Katmai National
Park, Alaska // Journal of Volcanology and Geothermal
Research. 1983. V. 18. P. 1?56.
Janssen C.R. Local and regional pollen deposition //
Quaternary Plant Ecology, Blackwell Scientific Publication,
Oxford, UK. 1973. P. 31-42.
Kondo T., Tsuyuzaki S.. Natural regeneration patterns
of the introduced larch, Larix kaempferi (Pinaceae), on
the volcano Mount Koma, northern Japan // Diversity and
Distributions. 1999. V. 5. P. 223-233.
Kyle P.R., Rourke R.C., Ponomareva V.V. Major Element
Fingerprints of Major Explosive Eruptions of Holocene
volcanoes in Kamchatka, Russia // Abstracts of 3rd Biennal
Workshop on Subduction Processes emphasizing the KurileKamchatkan-Aleutian Arcs. Fairebanks, USA. 2002.
Legros F., Kelfoun K. On the ability of pyroclastic
flows to scale topographic obstacles // Journal of Volcanology and Geothermal Research. 2000. V. 98. P. 235?241.
Mastrolorenzo G., Palladino D.M., Vecchio G.,
Taddeucci J. The 472 AD Pollena eruption of SommaVesuvius (Italy) and its environmental impact at the end
of the Roman Empire // Journal of Volcanology and
Geothermal Research. 2002. V. 113. P. 19-36.
McKnight D.M., Feder G.L., Stiles E.A. Effects on a
blue-green alga of leachates of ash from the May, 18
eruption // The 1980 eruption of Mount St. Helens,
Washington, Geological Survay Professional Paper 1250,
1981. P. 733-743.
Miyabuchi Y. Deposits associated with the 1990?1995
eruption of Unzen volcano, Japan // Journal of Volcanology
and Geothermal Research. 1999. V. 89. P. 139?158.
Moore J.G., Sisson T.W. Deposits and effects of the
May 18 pyroclastic surge // The 1980 eruption of Mount
St. Helens, Washington, Geological Survay Professional
Paper 1250. 1981. P. 421-438.
Ponomareva V.V., Dirksen O.V., Sulerzhitsky L.D.
Eruptive history of Dikiy Greben volcano - the largest
Holocene extrusive edifice in Kamchatka, Russia //
Proceedings of the ?95 International Workshop on Volcanoes
Commemorating the 50th Anniversary of Mt. ShowaShinzan, 1995. P. 159.
Ponomareva V.V., Sulerzhitsky L.D., Dirksen O.V.,
Zaretskaia N.E. Holocene paleosols as records of intervals
of volcanic quiescence in the Kurile Lake region, South
Kamchatka // ?TEPHRAS, chronology, archaeology?. Les
dossiers de l?Archeo-Logie n° 1. CDERAD ed. 2001. P.
91-100.
84
Ponomareva VV., Melekestsev I.V., Kyle P.R., Rinkleff
P.G., Dirksen O.V., Sulerzhitsky L.D., Zaretskaia N.E.,
Rourke R.C. The 7600 (14C) year BP Kurile Lake caldera
eruption, Kamchatka, Russia: stratigraphy and field
relationship // Journal of Volcanology and Geothermal
Research, in press.
Rinkleff P. Petrologic evolution and stratigraphy of
the eruptive products from the 7.7 ka (14C) Kurile Lake
caldera eruption, southern Kamchatka, Russia // M.S.
Thesis. Dept. Earth Environmental Sci., New Mexico
Institute of Mining and Technology. 1999. 198 p.
Rosi M., Paladio-Melosantos M.I., Di Muro A., Leoni
R., Bacolcol T. Fall vs flow activity during the 1991
climactic eruption of Pinatubo Volcano (Philippines) //
Bulletin of Volcanology. 2001. V. 62. P. 549-566.
Saucedo R., Macнas J.L., Bursik M.I., Mora J.C.,
Gavilanes J.C., Cortes A. Emplacement of pyroclastic
flows during the 1998-1999 eruption of Volcбn de Colima,
Mйxico // Journal of Volcanology and Geothermal
Research. 2002. V. 117. N 1-2. P. 129-153.
Simkin T., Siebert L. Volcanoes of the World. 1994. 349 p.
Smith R.L. Ash-flows, Geological Society American
Bulletin. 1960. V. 71. P. 795-842.
Sparks R.S.J., Gardeweg M.C., Calder E.S., Matthews
S.J. Erosion by pyroclastic flows on Lascar Volcano, Chile
// Bulletin of Volcanology. 1997. V. 58. P. 557?565.
Thomas R.M.E., Sparks R.S.J. Cooling of tephra
duting fallout from eruption columns // Bulletin of Volcanology. 1992. V.54, N 7. P. 542-553.
Tsuyuzaki S. Origin of plants recovering on the volcano
Usu, northern Japan, since the eruptions of 1977 and 1978
// Vegetatio. 1987. V. 73. P. 53-58.
Tsuyuzaki S. Species turnover and diversity during
early stages of vegetation recovery on the volcano Usu,
northern Japan // Journal of Vegetation Science. 1991. V.
2. P. 301-306.
Tsuyuzaki S. Fate of plants from buried seeds on Volcano
Usu, Japan, after the 1977-1978 eruptions // American
Journal of Botany. 1994. V. 81. P. 395-399.
Tsuyuzaki S., del Moral R. Species attributes in early
primary succession on volcanoes // Journal of Vegetation
Science. 1995. V. 6. P. 517-522.
Tsuyuzaki S., Goto M. Persistence of seed bank under
thick volcanic deposits twenty years after eruptions of
Mount Usu, Hokkaido Island, Japan // American Journal
of Botany. 2001. V. 88. P. 1813-1817.
Tsuyuzaki S., Haruki M. Tree regeneration patterns
on Mount Usu, northern Japan, since the 1977-78 eruptions
// Vegetatio. 1996. 1996. 126. P. 191-198.
Tsuyuzaki S., Titus J.H. Vegetation development
patterns in erosive areas on the Pumice Plains of Mount
St. Helens // American Midland Naturalist. 1995. V. 135.
P. 172-177.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
РЕКОНСТРУКЦИЯ ВОССТАНОВЛЕНИЯ РАСТИТЕЛЬНОСТИ
Tsuyuzaki S., Titus J.H., del Moral R. Seedling
establishment patterns on the Pumice Plain, Mount St.
Helens, Washington // Journal of Vegetation Science. 1997.
V. 8. P. 727-734.
Volynets O.N., Ponomareva V.V., Braitseva O.A.,
Melekestsev I.V., Chen Ch.H. Holocene eruptive history
of Ksudach volcanic massif, South Kamchatka: evolution
of a large magmatic chamber // Journal of Volcanology
and Geothermal Research. 1999. V. 91. P. 23?42.
Walker G.P. Ignimbrite types and ignimbrite problems
// Journal of Volcanology and Geothermal Research. 1983.
V. 17. P. 65-88.
Wilson C.J.N., Walker G.R.L. Violence in pyroclastic
flows eruptions // Tephra studies. 1981. P. 441-449.
Winner W.E., Casadevall T.J. Fir leaves as a thermometers during the May, 18 eruption // The 1980 eruption
of Mount St. Helens, Washington, Geological Survay
Professional Paper 1250. 1981. P. 315-323.
Wood D.M., del Moral R. Mechanism of early primary
succession in subalpine habitats on Mount St. Helens //
Ecology. 1987. V. 68. P. 780-790.
Wood D.M., del Moral R. Colonizing plants on the
Pumice Plains, Mount St. Helens, Washington // American
Journal of Botany. 1988. V. 75. P. 1228-1237.
Woods A.W., Bursik M.I., Kurbatov A.V. The interaction
of ash flows with ridges // Bulletin of Volcanology. 1998. V.
60. N 1. P. 38-52.
Yonebayashi C. Reconstruction of vegetation at A.D.
915 at Ohse-yachi Mire, northern Japan, from pollen,
present-day vegetation and tephra data // Vegetatio. 1996.
V. 125. P. 111-122.
Reconstruction of Plant Recovery After Catastrophic Eruption Kuril LakeIlinskaya 7700 14C Yrs BP in South Kamchatka
V. G. Dirksen, O. V. Dirksen
Institute of Volcanology and Seismology FEB RAS
Based on detailed studies of paleoenvironmental impact of Kuril Lake- Ilinskaya caldera-forming eruption,
which occurred ca 7700 14C yrs BP, reconstruction of catastrophic eruption affect on plant cover was carried out,
as well as possible ways and rates of post-eruption recovery were analyzed and evaluated.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
85
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
УДК 549.08.53/54
ОСОБЕННОСТИ МЕТОДИКИ ИЗУЧЕНИЯ МИНЕРАЛЬНОГО СОСТАВА
ЖЕЛЕЗОМАРГАНЦЕВЫХ КОНКРЕЦИЙ ОКЕАНА
? 2004 г. Е. Г. Ожогина, В. Т. Дубинчук, В. И. Кузьмин, А. А. Рогожин
Всероссийский научно-исследовательский институт минерального сырья им. Н.М.Федоровского МПР РФ
г. Москва, пер. Старомонетный, 31; факс (095) 951-50-43, e-mail: atcvims@aha.ru
Сложность минерального состава железомарганцевых конкреций Мирового океана и высокая дисперсность
минералов, слагающих эти образования, требуют специального подхода к методике исследования их минерального состава. Непосредственно минералогическое изучение ЖМК имеет ряд особенностей, характерных
только для этого вида сырья. Полиминеральный состав и сложный структурно-текстурный рисунок конкреций
практически не позволяют диагностировать все минеральные фазы, а тем более оценить их количество,
применяя отдельные методы. Поэтому для получения полной и достоверной информации о минеральном
составе и структурно-текстурных признаках железомарганцевых образовани?? необходимо применять
комплекс современных минералого-аналитических методов, в который входят высокоразрешающая
оптическая и электронная микроскопия, рентгенография, инфракрасная спектроскопия, Мессбауэровская
спектроскопия (ЯГРС), термический и элементный (химический) анализы. При необходимости этот комплекс
может дополняться и другими методами, прежде всего, микрозондовым (рентгеноспектральным) анализом
и магнитометрией.
Исследования Мирового океана, получившие
особый размах во второй половине прошлого века,
привели к открытию принципиально новых по генезису и огромных по потенциальным запасам месторождений рудных железомарганцевых образований,
обогащенных никелем, кобальтом, медью и рядом
других ценных металлов, а также сульфидных руд.
Ресурсы железомарганцевых образований Мирового
океана оцениваются в 109 млрд. тонн, из них 80 млрд.
тонн сосредоточено на дне Тихого океана, что составляет 74% от их общего количества (Задорной и др., 1997).
В настоящее время в связи с необходимостью
расширения и укрепления минерально-сырьевой базы
Российской Федерации вновь стало уделяться внимание проблеме изучения и освоения Мирового океана.
В условиях рыночных отношений организация
геологоразведочных работ в России в значительной
мере изменилась. Это относится и к океаническим
рудам. Поэтому возникла необходимость при минимальных затратах получать полную и достоверную
информацию о сырьевом объекте для повышения его
инвестиционной привлекательности.. Подобную информацию могут существенно дополнить минералогические исследования, которые позволяют с
большой долей достоверности определить качественные показатели океанических руд и прогнозировать их поведение в технологических процессах,
оценить возможные экологические последствия про86
мышленного освоения подводных месторождений,
проводить подсчет запасов и т.д.
По утилитарной значимости полезных компонентов, условиям залегания и технологии переработки
среди океанических железомарганцевых образований
выделено четыре природных типа, три из которых являются марганцевыми с содержанием марганца от
13,1% до 46,9%. Количественно преобладают кобальтмарганцевые, на долю которых приходится 46%, и
никель- медь- марганец- кобальтовые (36%) образования (Задорнов и др., 1997).
Всероссийский научно-исследовательский институт минерального сырья им. Н.М.Федоровского
(ВИМС) на протяжении многих лет занимается изучением железомарганцевых океанических руд. В 80-х
годах прошлого века проводились детальные исследования вещественного состава железомарганцевых
конкреций Тихого океана (юго-восточная котловина
и зона разломов Кларион-Клиппертон) и микроконкреций Индийского океана на пробах, любезно
предоставленных Г.Н.Батуриным (Институт океанологии РАН), О.М.Заковыриным (Иркутский государственный университет), С.А.Астафуровой (Одесский государственный университет), П.Ф.Андрущенко
(ИГЕМ РАН). Минералогическое изучение железомарганцевых конкреций (ЖМК) Тихого и Атлантического океанов проводилось также при создании стандартных образцов состава (СОС) конкреций (В.И. КузьВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ОСОБЕННОСТИ МЕТОДИКИ ИЗУЧЕНИЯ МИНЕРАЛЬНОГО СОСТАВА
мин, Е.Г. Ожогина, В.Т. Дубинчук, Л.С. Солнцева,
В.В. Коровушкин, К.С. Ершова и др.). В последние
годы в институте проводятся работы по изучению не
только основных характеристик вещественного состава железомарганцевых океанических руд, но и
детальные исследования по выявлению тонких особенностей их состава и строения. Материалом для этих
работ служат железомарганцевые корки и конкреции
Тихого океана, предоставленные Институтом океанологии им. Н.П. Ширшова РАН.
Определение минерального состава железомарганцевых образований и свойств отдельных минералов, слагающих эти образования (что может иметь
принципиальное значение при технологической оценке сырья), представляет собой методическую задачу
повышенной сложности. Это обусловлено высокой дисперсностью минеральных фаз, наличием среди них
значительного количества структурно неупорядоченных и рентгеноаморфных минералов, минераловэфемеров, устойчивых лишь в узком диапазоне термодинамических условий, соответствующих обстановке
дна океана, и преобразующихся в иные фазы на
поверхности, а тем более под воздействием тех или
иных аппаратурных факторов в процессе их изучения.
Помимо этого, высокая поверхностная активность
дисперсных минеральных систем обуславливает
широкое развитие в них процессов сорбции, что не
всегда позволяет установить связь элементов с определенными минеральными фазами. Именно этим обусловлены специфические особенности подхода к методике изучения минерального состава этого вида сырья
(Железо-марганцевые конкреции?, 1986).
Первая попытка определить минеральный состав
океанских железомарганцевых конкреций была предпринята в 1891 году Мерреем и Ренаром, которые, располагая весьма ограниченными возможностями в
исследовании дисперсных фаз, пришли к выводу, что
конкреции сложены преимущественно аморфными
массами гидрогетита и псиломелана (Страхов и др.,1968).
Лишь с появлением инструментальных методов
диагностики дисперсных минеральных фаз, в первую
очередь, рентгенографии и электронной микроскопии,
началось систематическое изучение минерального
состава железомарганцевых конкреций. Однако чрезвычайная сложность минерального состава этих образований и высокая дисперсность большинства слагающих их минералов практически вплоть до настоящего
времени обуславливают неоднозначность интерпретации данных минералогических исследований.
Начиная с 70-х годов прошлого века, исследователи железомарганцевых образований Мирового океана
широко используют комплекс минералогоаналитических методов, в который обычно входят минералогичесВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
кие и минераграфические исследования, рентгенографический анализ, методы электронной микроскопии
с микродифракцией и локального электрозондового
анализа, инфракрасная спектроскопия, термография,
а также элементный анализ (Батурин, Дубинчук,1989)
Непосредственно минералогическое изучение
имеет ряд особенностей, типичных только для этого
вида сырья. Полиминеральный состав и сложный
структурно-текстурный рисунок конкреций практически не позволяют диагностировать все минеральные
фазы, а тем более оценить их количество, применяя
отдельные методы. Это связано с невозможностью
количественного сопоставления окристаллизованных
и рентгеноаморфных оксидов и гидроксидов марганца
в валовых пробах на основе используемых диагностических методов. Локальные же методы исследования
(например, электронная микроскопия с микродифракцией), часто позволяющие уловить даже рентгеноаморфные фазы, не дают представления о количественных соотношениях минералов во всем объеме
пробы, позволяя наблюдать лишь отдельные участки
руды. Поэтому изучение вещественного состава железомарганцевых образований должно проводиться на
статистически представительном материале исключительно комплексом современных минералого-аналитических методов, в который входят высокоразрешающая оптическая и электронная микроскопия,
рентгенография, инфракрасная спектроскопия, Мессбауэровская спектроскопия (ЯГРС), термический и
элементный (химический) анализы. При необходимости могут привлекаться и другие методы, прежде
всего, микрозондовый (рентгеноспектральный) анализ
и магнитометрия.
Необходимо отметить, что в силу различных причин, связанных как с разрешающей способностью
методов, так и с особенностями состава, строения и
физических свойств конкреций, не все из указанных
методов анализа оказываются пригодными для диагностики и исследования различных характеристик
минералов, слагающих эти образования. Например,
если в железомарганцевых образованиях преобладает
высокодисперсный вернадит, затруднена диагностика
рентгенографическим методом ассоциирующего с ним
тонкодисперсного асболана. При значительном содержании рентгеноаморфных фаз резко снижается порог
обнаружения присутствующих плохо или недостаточно
хорошо окристаллизованных минеральных фаз. В
некоторых случаях однозначная рентгенографическая
диагностика структурно близких минералов, содержание которых в пробах невелико, невозможна из-за
сходства их рентгеновских дифракционных спектров.
В то же время метод рентгенографического фазового
анализа является единственным, который позволяет
87
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ОЖОГИНА И ДР.
количественно оценить содержание породообразующих и хорошо окристаллизованных рудных
минералов в тонкодисперсных образованиях. Для
успешной рентгенографической диагностики оксидов
и гидроксидов марганца важна пробоподготовка,
которая, прежде всего, должна исключить перетирание
пробы, так как указанные минералы легко разрушаются и меняют свою структуру при истирании.
Многие минералы, присутствующие в незначительном количестве (1-3%), не могут быть обнаружены
в исходных пробах ни рентгенографическим методом,
ни на основе инфракрасной спектроскопии, поскольку
их содержание ниже чувствительности этих инструментальных методов. Определенные ограничения
присущи и методу Мессбауэровской спектроскопии,
так как он может быть использован лишь для диагностики железосодержащих минералов. Поэтому
нередко для идентификации минералов вынуждено
применяются более дорогие и трудоемкие методы
аналитической электронной микроскопии.
Поскольку минералогические исследования ранее
в основном проводились с целью разработки общего
рационального комплекса минералогических методов
диагностики минералов ЖМК и в меньшей степени
для выявления тонких особенностей состава и строения этих образований, остановимся на современном
опыте, накопленном в ВИМСе, по применению конкретных методов исследования и их комплексирования
для решения более широкого круга задач.
Минералогическое исследование конкреций начинается с изучения их текстурно-структурных признаков, которое проводится как невооруженным глазом
или под бинокулярным микроскопом в штуфном
материале, так и методами оптической микроскопии
в полированных и комбинированных шлифах.
Минераграфическим анализом с помощью высокоразрешающих световых микроскопов установлено,
что обычно железомарганцевые корки и конкреции
имеют сложный текстурно-структурный рисунок (концентрически-зональный, оолитовый, глобулярный,
коралловидный, ажурный, фестончатый, сетчатый и
др.), обусловленный присутствием тонкодисперсных
полиминеральных рудных агрегатов разных формы
и размера, в которых минеральные фазы находятся в
тесном срастании друг с другом (рис.1, на 3 стр. обложки). В этом случае, диагностику рудных минералов
под микроскопом можно провести лишь условно по
отражению главных минеральных фаз, в частности,
тодорокита, вернадита, гетита, в меньшей степени бернессита и гематита. Надежно идентифицируются присутствующие иногда в железомарганцевых рудах сульфиды железа ? пирит и халькопирит. Следует подчеркнуть, что уже на этой стадии изучения, как правило,
88
удается идентифицировать петрографическим методом
породообразующие минералы (слоистые алюмосиликаты, кварц, полевой шпат, цеолиты, пироксен, амфибол,
фосфаты, карбонаты), слагающие концентры в конкрециях, выполняющие в них полости и трещинки,
образующие включения в рудной массе. Применение
автоматического анализа изображения, позволяющего
в отдельных типах руд и горных пород проводить
количественный морфоструктурный анализ, в данном
случае ограничено. Этот метод позволяет выявить
лишь гранулярный состав породообразующих минералов (силикатов, карбонатов, фосфатов и др.) и их
морфоструктурные особенности. Установить аналогичные параметры для рудных минералов не удается,
что связано с близостью оптических свойств минералов железа и марганца.
Оптико-минералогический анализ дробленого
материала, проведенный на высокоразрешающих
стереоскопических микроскопах, оказался недостаточно эффективным, что, в основном, связано с пробоподготовкой руды, в частности, трудностями, возникающими при фракционировании исходных проб по
плотности и магнитным свойствам. Так, хорошо зарекомендовавший себя центрифужный анализ для
разделения сложных тонкодисперсных руд, широко
используемый в ВИМСе, не оправдал надежды. Близость плотностных свойств минералов железомарганцевых образований, изменение их в широких пределах даже у одного минерала, сильная флокуляция
(агрегирование, образование флокул, состоящих из
минеральных зерен различного состава под влиянием
адгезионных процессов), увеличивающаяся с уменьшением размера зерен, не позволили достичь положительного эффекта и выделить мономинеральные фракции для минералогического анализа. Дальнейшее исследование проб железомарганцевых конкреций
выполняется прецизионными физическими методами.
Рентгенографический анализ, проводимый на
дифрактометре X?Pert PRO, позволяет определить в
исходных пробах и во фракционированном материале
главные рудные минералы марганца и железа: тодорокит, вернадит, асболан, бернессит, гетит, гидрогетит,
гематит. Метод дает возможность надежно идентифицировать породообразующие фазы, в том числе
акцессорные: кварц, полевой шпат, пироксен, карбонат-апатит, фтор-апатит, цеолит, монтмориллонит,
каолинит, иллит, кальцит и др.
Диагностику аморфных и ультрадисперсных фаз,
которые не удается идентифицировать рентгенографическим анализом, в ряде случаев можно провести методами инфракрасной спектроскопии. Учитывая, что
рудные минералы находятся в тесном срастании друг
с другом и нередко имеют размер менее 1 мкм, следует
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ОСОБЕННОСТИ МЕТОДИКИ ИЗУЧЕНИЯ МИНЕРАЛЬНОГО СОСТАВА
изучать как ИК- спектры отражения, так и ИКспектры поглощения. Для выявления и диагностики
минералов чаще использовались ИК- спектры отражения, так как это трудно сделать по ИК-спектрам
поглощения. Необходимым дополнением к ИКспектроскопической диагностике марганцевых минералов служит изучение их спектров при нагревании
до различных температур.
Как показали исследования Л.С.Солнцевой, ИКспектроскопический анализ, как правило, позволяет
диагностировать практически все минеральные фазы
железа и марганца, а нередко установить и присутствие нескольких разновидностей рудных минералов.
Например, в конкрециях обычно присутствует тодорокит совершенной структуры, в котором есть кристаллизационная вода (полосы 3200, 1590 см-1). По
мере возрастания несовершенства структуры минерала количество адсорбированной воды в нем увеличивается (полосы 3400 и 1640 см-1). По ИК-спектрам
выделяются и две структурные разновидности бернессита, различающиеся положением характеристических полос в спектрах отражения и поглощения. Для
бернессита совершенной структуры типичны характеристические полосы 470 и 510 см-1, а для бернессита
несовершенной структуры ? широкая полоса в области
480 см-1 и слабая около 500 см-1. Незаменимым этот
анализ является и при изучении тонкодисперсной глинистой составляющей конкреций и корок. Так, присутствующий в конкрециях высокодисперсный нонтронит идентифицирован по ИК-спектрам поглощения
(характеристические полосы 435,455,497, 685,760,
824, 1035, 1640 и 3568 см-1).
В последние годы в практике минералогического
изучения исходных проб конкреций ИК-спектроскопическое исследование (полевой спектрофотометр
PIMA-II) предшествует их изучению методами аналитической электронной микроскопии. Изучение ИКспектров поглощения позволяет в полиминеральных
агрегатах идентифицировать главные и второстепенные рудообразующие минералы.
Для диагностики рентгеноаморфных фаз предположительно железомарганцевого состава, в которых
не исключено присутствие ценных металлов (никеля,
кобальта, меди и др.), незаменимым является метод
ЯГР-спектроскопии (спектрометр ЯГРС-4). На ЯГРспектрах таких проб отмечается увеличение ширины
резонансных линий, что указывает на весьма слабую
раскристаллизацию железосодержащих фаз и на суперпозиционный характер спектра, т.е. на совмещение в
резонансных полосах спектра сигналов от нескольких
одновременно присутствующих минералов железа с
близкими мессбауэровскими характеристиками. Использование специальных программ позволяет разВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
решить эти суперпозиционные спектры и выделить в
них полосы, соответствующие определенным железосодержащим минеральным фазам Мессбауэровской
спектроскопией идентифицированы рентгеноаморфные железосодержащие фазы: гетит, фероксигит и ферригидрит. А комплексирование ЯГР-спектроскопии,
рентгенографии и магнитометрии позволило установить, что гидроксиды железа имеют сложный состав.
При этом железо во всех фазах находится исключительно в трехвалентной форме, а в кристаллическую
решетку тонкодисперсных гидроксидов железа, предположительно входят парамагнитные ионы марганца
и кобальта.
Для диагностики термоактивных фаз, содержащих воду и оксид углерода (гидроксиды марганца
и железа, слоистые алюмосиликаты, цеолиты карбонаты), используется термический анализ. Изучение
термическим методом (Derivatograph 1500G) тонкодисперсных железомарганцевых образований, содержащих значительное и постоянно варьирующее количество влаги (до 30%), что в значительной степени
затрудняет пересчеты анализов и сопоставление их
между собой, позволяет выявить форму присутствия
влаги и особенности происходящих в ЖМК процессов
дегидратации,.
Особое место в комплексных исследованиях тонкодисперсных океанических руд занимает аналитическая электронная микроскопия, основными методами которой являются просвечивающая электронная
микроскопия, растровая электронная микроскопия,
электронная микроскопия - рентгеновский микроанализ, взаимно дополняющие друг друга. Уникальность электронно-микроскопических методов исследования заключается в возможности диагностировать
все фазы, включая рентгеноаморфные, выявлять и
изучать недоступные другим методам тончайшие
особенности морфологии и структуры минералов, их
элементного и электронного строения.
Изучение минерального состава тонкодисперсных
железомарганцевых руд с размером ценных минералов
около и менее 1 мкм проводится методом просвечивающей электронной микроскопии с микродифракцией (Tesla BS-540). Следует иметь в виду, что
более экспрессный, микрозондовый анализ позволяет
определить элементный состав тонкодисперсных образований лишь крупнее 2 мкм, которые при исследовании на просвечивающем электронном микроскопе
обычно оказываются полиминеральными агрегатами.
Методом просвечивающей электронной микроскопии
удается выявить и диагностировать основные, как правило, ультрадисперсные рудные фазы, минералыконцентраторы как ценных, так и экологически вредных элементов, определить формы их вхождения. Так,
89
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ОЖОГИНА И ДР.
в процессе электронно-микроскопического исследования в ЖМК из акватории Тихого океана, наряду с
рудообразующими минералами (тодорокит, бернессит,
вернадит), удалось обнаружить и изучить значительное количество дисперсных минералов: манганозит,
вюстит, бузерит, асболан-бузерит, бунзенит, сульфиды:
пирит, пирротин, троилит, халькопирит, ковеллин,
виоларит; самородные металлы и интерметаллические
соединения: самородный алюминий, металлический
самородный хром, самородное золото, платина, медистое золото, никелистое железо ? тэнит, а также ультрамикроскопические биоморфные образования (рис. 2
на 3 стр. обложки). При этом следует отметить, что для
успешного применения просвечивающей электронной
микроскопии необходимы специальные, часто достаточно сложные методы препарирования образцов и особые «щадящие» условия эксперимента для исключения «выгорания» неустойчивых минеральных фаз под
пучком электронов и появления прочих артефактов.
Методом растровой электронной микроскопии (Tesla
BS 310) с микрозондовым анализом в точке и по профилю объекта изучались особенности морфологии и элементного состава минеральных фаз, устанавливался
характер срастаний отдельных минералов.
При изучении железомарганцевых образований
электронная микроскопия является не только основой
фундаментальных исследований, но и массовым аналитическим и контрольно-измерительным методом
(например, при технологических испытаниях). При
исследовании тонких особенностей рудных образований, при выявлении форм нахождения полезных и
вредных компонентов, часто присутствующих в весьма незначительном количестве, нельзя обойтись без
привлечения методов аналитической электронной
микроскопии.
Таким образом, современная аналитическая электронная микроскопия, оснащенная различными энергодисперсионными и микрорентгеноспектральными
анализаторами, является эффективным инструментом
при углубленном изучении океанических железомарганцевых руд, позволяющим в сочетании с другими
минералогическими методами решать многие задачи.
При этом, конечно, следует учитывать, что электронная микроскопия - дорогостоящий метод, требующий
для исследований значительных материальных и
временных затрат. Поэтому применение данного
метода должно быть оправдано четко поставленными
важными задачами, решение которых иным путем
невозможно.
Из вышеизложенного следует, что изучение минерального состава железомарганцевых образований
Мирового океана имеет ряд специфических особенностей, которые определяют методику их изучения.
Для получения полной и достоверной информации о
минеральном составе железомарганцевых корок и
конкреций необходимо изучение их комплексом современных минералогических методов в сочетании с
методами элементного (химического) анализа. При
проведении последнего тоже существуют определенные трудности, связанные с высоким содержанием
главного «рудного» элемента переменной валентности ? марганца, нестабильностью матрицы, обилием
воды в минералах. В то же время аппаратурный парк
ВИМСа и существующие методические наработки в
области минералогического изучения тонкодисперсных океанических руд позволяют говорить о возможности детального изучения минерального состава
этого вида сырья для решения широкого круга теоретических и прикладных задач.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Батурин Г.Н., Дубинчук В.Т. Микроструктуры
железомарганцевых конкреций океана. Атлас микрофотографий. М.: Наука, 1989. 288с.
Задорнов М.М., Романчук А.И., Болотов Л.А. Минеральное сырье. Железомарганцевые образования.
Справочник.- М.: ЗАО «Геоинформмарк», 1997. 19 c.
Железо-марганцевые конкреции центральной части Тихого океана. М.: Наука, 1986. 344 с.
Страхов Н.М., Штеренберг Л.Е., Калиненкло В.В.,
Тихомирова Е.С. Геохимия осадочного марганцеворудного процесса. М.: Наука, 1968. 495 с.
Features of a Technique of Study of Mineral Structure Ferro-Manganese Nodule of Ocean
E. G. Ozhogina, V. T. Dubinchuk, V. I. Kuzmin, A. A. Rogozhin
Ferrum-manganese nodules from the World Ocean are characterized by a complicated and polymineral composition and disseminated mineral phases. As result traditional methods of mineral diagnosis and a quantitave
phase analysis are not attractive for these objects. It should be use a complex of modern analytical research
methods. These methods include optical and electron microscope, X-ray spectroscopy, IR- spectroscopy, Mossbauer
spectroscopy and different methods of element composition determination. In specific case these methods are
complimented by a microprobe analysis and the magnetographe.
90
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Работы студентов
УДК 550.834
ОДНОМЕРНЫЕ СКОРОСТНЫЕ МОДЕЛИ ЛИТОСФЕРЫ КАМЧАТКИ
? 2004 г. З. А. Назарова
Камчатский государственный педагогический университет
Петропавловск-Камчатский,683032, Пограничная, 4; e-mail: nio@kgpu.kamchatka.ru
Анализируются существующие в настоящее время представления об одномерной скоростной модели литосферы Камчатки и оценивается влияние этой модели на положение гипоцентров землетрясений.
Полуостров Камчатка в межрегиональном плане
относится к северному звену Тихоокеанского сейсмического пояса и характеризуется чрезвычайно высоким
уровнем сейсмичности. Максимум сейсмичности сосредоточен в сейсмофокальном слое (фокальной зоне).
Этот слой является пограничной структурой, разделяющий блоки земной коры и верхней мантии Азиатского континента и Тихого океана до глубины примерно 700км. Детальная характеристика сейсмичности и геометрии фокальной зоны приведена в работе
(Федотов и др.,1985). Землетрясения регистрируются
сетью сейсмологических станций, расположенных на
полуострове, и по временам их вступлений при известной скоростной модели рассчитываются координаты
гипоцентров землетрясений. Эти данные представлены в каталоге камчатских землетрясений, который
составляется в КОМСП ГС РАН.
На точность определения координат гипоцентров
влияет несколько факторов, в частности конфигурация
сети наблюдений (количество станций и их расположение), качество регистрации вступлений волны и их
количество, методы расчета гипоцентрии и наконец
принятая скоростная модель. Речь здесь идет об одномерной скоростной функции V(H), которая используется в настоящее время при расчете гипоцентрии.
Каталог региональных камчатских землетрясений составляется на основе скоростной модели, приведенной
в (Кузин,1974) и разработанной программы гипоцентрии (Гусев,1979). Данная скоростная модель (модель1,
рис.1) была сконструирована исходя из данных гравиметрии о мощности земной коры и данных ГСЗ о скорости продольных волн в коре (Фотиади и др., 1963).
Скорости в верхней мантии были приняты согласно
данным по Южно-Курильской зоне (Федотов и др.,
1963). Согласно этой модели среда представляется
горизонтально-слоистой (рис.1). Земная кора состоит
из трех слоев: осадочного (Н=5км, Vp=4.0км/сек),
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
гранитного (Н=15км, Vp=5.8км/сек), базальтового
(Н=15км, Vp=6.7км/сек); средняя скорость в коре
Vp=5.8км/сек. В мантии выделены два слоя: верхний
мощностью 35-120км и скоростью Vp=7.8км/сек и
нижний ? 120-200км и 8.1км/сек соответственно.
Автором было показано, что при малых расстояниях
от очагов землетрясений (до 200км) даже при такой
грубой аппроксимации среды искажения истинных
координат гипоцентров будут получены в допустимых
пределах (Кузин И.П. 1974). Вместе с тем, очевидно,
что глубинное строение региона очень сложное и по мере
накопления сейсмологических данных необходимо
уточнение скоростной модели.
Разработке оптимальной одномерной скоростной
функции для района Камчатки посвящен ряд работ ?
российских и зарубежных. Здесь остановимся на результатах, полученных в последние годы и использующих для восстановления скоростной модели методы
сейсмической томографии. Существенным отличием
этих работ от выполненных ранее является учет станционных задержек. Этот момент представляется важным, поскольку одномерная модель сама по себе является достаточно грубым приближением к истинному
распределению скорости и учет особенностей среды
под станциями вносит некоторые коррективы в
скоростное строение по крайней мере верхней коры.
В работе (Gorbatov и др.1999) одномерная скоростная
модель (модель 2, рис.2) построена по методу, предложенному в (Roecker,1982). Она представляется в виде
горизонтально-слоистой среды с более детальным разбиением на слои по сравнению с принятой в работе
(Кузин,1974). Мощности слоев и скорости Vp в земной
коре и верхней мантии приведены в таблице 1; сопоставление скоростных кривых показано на рис.3.
При расчетах скоростных моделей методом сейсмической томографии широкое развитие получила
программа VELEST (Kissling, 1988; Kisling, 2001). Она
91
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
НАЗАРОВА
ставляется в следующем виде: Н=0.1км, Vp=3.8 км/сек
и далее соответственно 2.0, 5.82; 10.0, 6.84; 20.0, 6.84;
30.0, 7.48; 40.0, 7.71; 50.0, 7.78; 60, 7.79; 70.0, 7.80;
80.0, 7.80; 90.0, 8.04; 120.0, 8. 29; 150.0, 8.35.
Рис 1, 2, 3 иллюстрируют распределение сейсмических лучей и расчетные годографы первых вступлений волн от источников, расположенных на разных
глубинах в земной коре для каждой из охарактеризованных здесь одномерных моделей. Они рассчитаны
нами по программам (Пшенчик,1983). Модели 1 и 2
достаточно близки по своим характеристикам, они
представляют литосферу в виде горизонтально-слоистой среды с резкими границами раздела слоев, то есть
скорость в каждом слое изменяется скачкообразно. В
первые вступления выходят слаборефрагированные
(головные) волны практически от всех слоев, отраженные волны наблюдаются в последующих вступлениях.
Модель 3 отличается существенно, а именно среда
представляется градиентно-слоистой и для отдельных
слоев изменяется не значение скорости, а ее градиент.
В средней коре и слое верхней мантии выделяются
участки с относительно пониженной скоростью, что
приводит к появлению каустик сейсмических лучей и
Таблица 1. Мощности слоев и скорости Vp в
земной коре и верхней мантии.
земная кора
Н, км
Vp, км/с
0-5
3.65
5 - 15
5.74
15 ? 35
6.74
верхняя мантия
Н, км
Vp, км/с
35 ? 60
7.37
60 ? 75
7.64
75 ? 100
7.84
100 ? 160
8.00
160 ? 200
8.22
имеет ряд преимуществ по сравнению с другими, в
частности, позволяет решать совместную задачу для
модели и гипоцентров (1); рассчитывать станционные
задержки, позволяющие ввести поправки для верхних
слоев модели (2); осуществлять совместный расчет
скоростной модели для продольных и поперечных
волн (3); в процессе счета оценивать вклад каждого
использованного события в общую ошибку решения
(4). Данная программа была использована для расчета
зависимости скорости с глубиной в литосфере Камчатки (Nizkous и др.,2004). Согласно полученным
данным одномерная модель (модель 3, рис.3) предB
80 _ ?,
80
C
???
?, ???
80
80
80
A
60
2
3
40-4_
0
40
_
40
40
40
????2
????1
??2
20
??1
_
20
20
??1
????1
100
_
00
100
200
200
300
300
?
??
500
400
400
500
0
??
500
100
200
200
300
0
100
200
300
400
500
0
100
200
200
300
400
500
50
0
0
100
300
400
400
500
00
? ? ? ? ? ?
0
50
50
50
50
50
???????, ??
???????, ??
? ? ? ? ? ? ?
_
120-120
40
0_
???????, ??
_0
80-8
99
_
1
Vp, ??/c
88
_
77
_
66
60
60
_
55
?????? ????
4
4
00
_
100
100
100
100
100
100
00
10
1000
2200
00
300
300
400
400
50
5000
1
1
2
2
160-16_
0
3
3
Рис.1. Годографы и лучи сейсмических волн. Модель 1. (Кузин, 1974). A - Одномерная скоростная
модель среды. B, C - Годографы: Ро1,2 - отраженные волны; Рреф1,2 - рефрагированная волна; Р - прямая
волна. Сейсмические лучи: 1 - отраженные; 2 - рефрагированные; 3 - источник сейсмических волн.
92
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Рис.2. Годографы и лучи сейсмических волн. Модель 2. (Gorbatov и др., 1999). A - Одномерная скоростная модель среды. B, C - Годографы: Ро2,3,4,5 - отраженные
волны; Рреф3,4,5,6 - рефрагированная волна; Р - прямая волна. Сейсмические лучи: 1 - отраженные; 2 - рефрагированные; 3 - источник сейсмических волн.
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ОДНОМЕРНЫЕ СКОРОСТНЫЕ МОДЕЛИ ЛИТОСФЕРЫ КАМЧАТКИ
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
93
Рис.3. Годографы и лучи сейсмических волн. Модель 3. (Kissling, 2001). A Годографы: Ро1,2,3,4,5,6 - отраженные волны; Рреф1,3,4,5,6 - рефрагированная волна; Р прямая волна. Сейсмические лучи: 1 - отраженные; 2 - рефрагированные; 3 - источник
сейсмических волн. B - Сопоставление одномерных скоростных моделей (1), (2), (3)
литосферы Камчатки.
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
НАЗАРОВА
94
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ОДНОМЕРНЫЕ СКОРОСТНЫЕ МОДЕЛИ ЛИТОСФЕРЫ КАМЧАТКИ
Рис.4. А - Изменение координат гипоцентров с глубины 40км после перелокации:1-(20-30км); 2-(30-35км); 3(35-40км); 4-(40км); 5-(40-45км); 6-(45-50км); 7-(55-60км); 8-(60-90км). B - График зависимости числа землетрясений от глубины. C - Распределение землетрясений в вертикальном сечении вдоль линии АВ (рис.4.А). D Изменение глубины гипоцентров в результате перелокации по программе VELECT.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
95
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
НАЗАРОВА
«выпадению» данных слоев из первых волн на годографах. Таким образом, эти так называемые «выпадающие слои» могут быть зарегистрированы только
в последующих вступлениях (рис.3.).
Для некоторого количества землетрясений (453),
которые использовались для расчета скоростной модели по программе VELEST, была осуществлена одновременная перелокация гипоцентров. Следует указать,
что эти землетрясения выбирались исходя из требований к исходным данным для работы программы и
имеют наилучшие характеристики в плане качества
вступлений (IP, IS), количества фаз (зарегистрированы
не менее чем 7-ю станциями), азимутального охвата.
Координаты переопределенных эпицентров для этих
землетрясений изменились не существенно (±2-3км),
столь же незначительны и изменения по глубине по
сравнению с данными камчатского каталога. Это
свидетельствует о высоком качестве данных каталога
ОМСП ГС РАН.
При рассмотрении графика зависимости количества землетрясений с глубиной обращает на себя
внимание значительное увеличение количества событий на уровне линии, глубина которой равна 40км
(рис.4). Представляется, что это может быть связано
с выбором использованной скоростной модели. К
сожалению, в работе (Gorbatov и др.1999) не приведен
результат перелокации землетрясений для модели 2.
Однако нами предпринята попытка для небольшого
количества землетрясений (30 штук) с глубиной 40км
и модели 3 переопределить координаты гипоцентров
по программе VELEST. В результате показано, что
координаты в частности глубина изменилась достаточно ощутимо ? некоторые события до 10 - 20км. Возможно, что большое количество гипоцентров (с глубиной 40км в каталоге) и создаст некую закономерность
в их расположении на глубине, однако они не будут
относиться к одному уровню глубины, а именно 40км.
ВЫВОДЫ
1. Обобщены представления о существующих в
настоящее время одномерных скоростных моделях
литосферы Камчатки.
2. Рассчитаны сейсмические лучи и годографы для
каждой из проанализированных скоростных моделей.
Определены типы волн, которые могут быть зарегистрированы в первых вступлениях от источников разной
глубины.
3. Показано, что при использовании различных
скоростных моделей в случае высокого качества записей, удовлетворяющих ряду требований, координаты
гипоцентров землетрясений изменяются незначи-
96
тельно по сравнению с данными камчатского каталога.
Однако для случая землетрясений, которые отнесены
в каталоге к глубине 40км, эти изменения могут быть
существенными.
Автор признателен д. ф-м наук А.В. Викулину и
к.г-м наук Л.И. Гонтовой за помощь в выполнении
данной работы и замечания по ее оформлению.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Гусев А.А. Определение гипоцентров близких
землетрясений Камчатки на ЭВМ // Вулк. и Сейсм.,
1979, №1, с. 74-81.
Кузин И.П. Фокальная зона и строение верхней
мантии в районе Восточной Камчатки. М., Наука.
1974. 132с.
Федотов С.А., Кузин И.П. О скоростном разрезе
верхней мантии в области южных Курильских островов // Изв. АН СССР, серия геофиз., 1963, №5.
Федотов С.А., Славина Л.Б. Оценка скоростей
продольных волн в верхней мантии под северо-западной частью Тихого океана и Камчаткой // Изв. НА СССР,
Физика Земли, 1968, №2.
Федотов С.А., Гусев А.А., Чернышева Г.В., Шумилина Л.С. Сейсмофокальная зона Камчатки ( геометрия, размещение очагов землетрясений и связь с вулканизмом) // Вулк. и сейсм., 1985, №4, с. 91-107.
Фотиади Э.Э., Каратаев Г.И. Строение земной
коры Сибири и Дальнего востока по данным региональных геофизических исследований // Геология и
геофизика, 1963, №10.
Пшенчик И. Программы для расчета кинематических и динамических паpаметpов сейсмических
волн. М. Наука,1983.
Gorbatov A., Dominguez J., Suarez G., Kostoglodov
V., Zhao D. and Gordeev E. Tomographic imaging of the
P-wave velocity structure beneath the Kamchatka peninsula.
//Geophys. J. Int. (1999) 137, 269-279.
Kissling E. Geotomography with local earthquake
data. Res // Geophys., 26, 1988, 659-698.
Kissling E., Husen S., Haslinger F. Model parametrization
in seismic tomography: a choice of consequence for the
solution quality // Phys. Of the Earth and Planet. Int.. 123
(2001) 89-101.
Nizkous I., Gontovaya L., Kissling E., Sanina I. Highresolution approaches to Kamchatka seismic tomography.
Geophys. Res. Abstracts, Vol. 6, 2004, EGU General
Assembly 2004; Nice, France, 26-30 April; 1029 ? 7006.
Roecker S. W. Velocity structure of Pamir-Hindu Kush
region: possibly evidence of subducted crust // J. geophys.
Res. (1982), 87, 945-959.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ОДНОМЕРНЫЕ СКОРОСТНЫЕ МОДЕЛИ ЛИТОСФЕРЫ КАМЧАТКИ
One-Dimensional Velocity Models of the Kamchatka
Z. A. Nazarova
Kamchatka State Pedagogical University 683032, Petropavlovsk-Kamchatksky, Pogranichnaya street, 4; e-mail:
nio@kgpu.kamchatka.ru
It was analysed 1-D velocity models of Kamchatka and it was estimated the dependence of the earthquakes
location from the models.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
97
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
УДК 553.491:553.81+553.41
ПРЕДВАРИТЕЛЬНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ МАТЕРИАЛА ПЛЯЖНЫХ
ОТЛОЖЕНИЙ НИКОЛЬСКОЙ СОПКИ НА ПРЕДМЕТ ВОЗМОЖНОГО УСТАНОВЛЕНИЯ
РОССЫПЕЙ ЗОЛОТА, ПЛАТИНОИДОВ И АЛМАЗА
? 2004 г. А. В. Бологов, Т. И. Гагаринова, Д. Е. Подольский, А. Н. Рогозин
Камчатский Государственный Педагогический Университет,
Петропавловск-Камчатский, 683032, Пограничная 4; e-mai: nio@kgpu.kamchatka.ru
Институт в??лканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, бульвар Пийпа 9
Рассмотрены предворительные результаты исследований пляжных отложений Авачинской бухты у подножья
Никольской сопки. Отмечен комплекс минералов, который позволяет рассчитывать на уста-новление
россыпных проявлений золота, платины и алмаза.
Данные исследования проводились Поисковой
лабораторией, созданной в 2003 г. на базе КГПУ и
ИВГиГ ДВО РАН. Научным руководителем является
кандидат геолого ? минералогических наук Дунин ?
Барковский Р.Л., в её состав вошли студенты физико ?
математического факультета, специальности Прикладная геология.
Объектом исследовательских работ была выбрана
прибойная полоса Авачинской бухты пляжа Никольской сопки, как наиболее подходящий район возможного установления россыпей золота, платиноидов и
алмаза.
О присутствии алмазов на Камчатки говорит тот
факт, что около 10 лет назад группой исследователей
(Байков А.И., Аникин Л.П., и др., 1995) в горной
породе авачите вулкана Козельский было установлено более 30 зерен тонкокристаллической разности
алмаза ? карбонадо (наиболее крупное зерно 2,7 мм).
Целью проводимых работ является изучение отобранного материала с пляжа Никольской сопки.
Задачи исследований:
1. Освоение метода отбора шлиховых проб;
2. Исследование вещественного состава пляжных
отложений Никольской сопки.
Шлиховое опробование производилось Л.П. Аникиным, Р.Л. Дунин-Барковским и студентами КГПУ
III курса группы ?Прикладная геология? ? А.В. Бологовым, Т.И. Гагариновой, Д.Е. Подольским, А.Н. Рогозиным.
Было взято и промыто более 20 шлиховых проб
мелкообломочного материала (тоньше 3 мм.), общим
весом порядка 400 кг. Первый шлиховой материал
отобран в октябре ? ноябре 2003года, последующий
взят в январе ? апреле 2004 года. Пробы брались во
время максимального отлива, потому что в данном месте
98
происходит оседание тяжелой фракции с удельным
весом более 3,1 г/см3 (удельный вес золота 19,3 г/см3).
Доводка шлихового материала производилась непосредственно в Поисковой лаборатории. После доводки шлихи разделяли на магнитную, электромагнитную и немагнитную фракции. Затем робота велась
с немагнитной фракцией. Используя тяжелую жидкость,
немагнитную фракцию делили на легкую и тяжелую.
Удельный вес тяжелой фракции более 3,1 г/см 3.
Полученный материал подвергался микроскопическому и рентгенометрическому исследованию. Аналитиком Зеленским М.Е. рентгенометрически в одном
из шлихов с пляжа Никольской сопки был установлен
уплощенный кристалл осмистого рутения.
РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ
В магнитной и электромагнитной фракциях были
установлены магнетит, титаномагнетит, хромшпинель, ильменит, диопсид, хромдиопсид, амфибол,
оливин, эпидот, зерна и кристаллы граната розового,
желтого, оранжевого и зеленоватого цветов.
В тяжелой фракции установлены:
Рутил ? черные и густо-красные округлые зерна;
Циркон ? розово-палевые тетрагональные удлиненные кристаллы;
Сапфир ? густо-синие гексагональные пластинчатые кристаллы;
Рубин ? густо-розовые обломочные кристаллы;
Две пластинки самородного золота ярко-золотого
цвета (размер пластинок от 0,01 до 0,1 мм.);
Медь самородная ? неправильные выделения меднокрасного цвета со вторичными медными минералами;
Самородная платина ? два неправильной формы
пластинчатых зерна, немагнитные, белого цвета, с
металлическим блеском;
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ПРЕДВАРИТЕЛЬНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ МАТЕРИАЛА ПЛЯЖНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
Осмистый рутений ? уплощенный кристалл голубовато-белого цвета, с металлическим блеском. Рентгенометрически его наличие было установлено аналитиком Зеленским М.Е.
Оливин ? форстерит ? бесцветные прозрачные,
слегка удлиненные зерна;
Карбиды кремния ? неправильные пластинчатые
зерна минерала с высоким преломлением и большой
твердостью. Очень разнообразны по окраске: от бесцветного до черного, а также розовый, зеленовато ?
голубой, голубовато ? зеленый, серый и коричневый.
Следует подчеркнуть, что наш коллектив ведет
исследования пляжных отложений Никольской сопки
всего полгода. В ближайшее время планируется продолжение этих работ.
Тем не менее, на первом этапе, в качестве промежуточных результатов, можно полагать, что в пляжных отложениях этой территории присутствуют повышенное (до нескольких процентов) содержание
минералов магнитной и электомагнитной фракций
(магнетит, титаномагнетит, ильменит, пироксены, в
т.ч. и хромдиопсид, различные гранаты). А в тяжелой
фракции (на её долю приходится до одного весового
процента) широко представленны рутил, циркон и
карбиды кремния. Особого внимания заслуживает
наличие платиноидов (платина самородная, осмистый
родий).
ВЫВОД
Комплекс установленных минералов (оливин,
хромдиопсид, хромшпинель, гранат, рутил, циркон,
карбиды кремния) позволяет рассчитывать на возможность установления в пляжных отложениях Никольской сопки алмаза.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Байков А.И., Аникин Л.П., Дунин-Барковский Р.Л.
Находка карбонадо в вулканитах Камчатки. ? ДАН.
1995. Т.343. №1. С. 72-74.
Preliminary Results of Research of a Material of Beach Adjournment Nikolskaya Sopka for a
Possible Establishment of Gold, Platinum and Diamond
A. V. Bologov, T. I. Gagarinova, D. E. Podolsky, A. N. Rogozin
The Kamchatka State Pedagogical University, Petropavlovsk - Kamchatsky, 683032, Pogranichnaya 4;
e-mail: nio@kgpu.kamchatka.ru
Institute of Volcanology and Seismology, Far East Division, Russian Academy of Sciences, Boulevard Piip 9
Preliminary results of researches of beach adjournment Avachinskaya Bay at Nikolskaya Sopka foot are considered.
A complex of minerals, which allows to expect for an establishment loosing displays of gold, platinum and
diamond is allocated.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
99
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
УДК 551.21
ПЕМЗОВЫЕ БОМБЫ ИЗВЕРЖЕНИЯ 1996 ГОДА В КАЛЬДЕРЕ АКАДЕМИИ НАУК
(КАРЫМСКИЙ ВУЛКАНИЧЕСКИЙ ЦЕНТР): СТРУКТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ И
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ
? 2004 г. О. В. Соболевская
Камчатский государственный педагогический университет, Петропавловск Камчатский, 683032, Пограничная 4;
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН.
e-mai: nio@kgpu.kamchatka.ru, e-mail: gen@kcs.iks.ru
Рассмотрены морфологические особенности пемзовых бомб, выявлены их структурные и химические
особенности, а так же характер взаимодействия расплавов. Проведено сравнение анализируемого материала
с продуктами прошлых извержений в кальдере Академии Наук.
2 января 1996г. в Карымском вулканическом
центре на Камчатке произошло редкое природное явление ? одновременное извержение Карымского вулкана
и нового центра в кальдере Академии Наук. Кальдера
находится в 6 км к югу. Она. образовалась при извержении кислой пирокластики в интервале от 28 до 48
тыс. лет назад и в настоящее время заполнена Карымским озером (Федотов,1997а). Извержение 1996 г.
произошло у его северной кромки и имело субаэральный характер. Образовался новый полуостров, площадью 0,45 км2 , сложенный продуктами извержения,
которые были представлены как ювенильным, так и
резургентным материалом.
Ювенильный материал представлен в основном
базальтовой тефрой: пеплами, лапилли и вулканическими бомбами. Среди резургентного материала
преобладали гидротермально-измененные пемзовые
туфы, лавы и ксенолиты гранитоидов.
На заключительной стадии извержения были
выброшены пемзовые бомбы риодацитового и риолитового состава. Они составляют 2-3% общего объема
ювенильной пирокластики. Размер их колеблется от
0,5 до 1,5 м.(Гриб,1997).
Целью данной работы мы ставили определение
структурных особенностей и химического состава
пемзовых бомб извержения 1996 г. в кальдере Академии Наук Карымского вулканического центра.
Задачами ставилились: выделение морфологических типов пемзовых бомб, определение химических
особенностей пемзовых бомб, сравнение их с составами продуктов прошлых извержений в кальдере
Академии Наук.
100
ИСХОДНЫЕ ДАННЫЕ
Для работы были использованы образцы из коллекции Гриб Е. Н., которые были ею отобраны в первый год после извержения. Некоторые из них уже
существуют только в ее коллекции.
В представленном докладе мы рассмотрим типы
пемзовых бомб и их химический состав.
Цвет бомб преимущественно серый, неоднородный, с переходами от светлого к более темному. По
степени пористости бомбы делятся на 3 типа:
1) слабо пористые;
2) умеренно пористые;
3) сильно пористые или пузыристые.
Образцы первого типа - слабо пористые бомбы,
которые содержат небольшое количество кристаллов,
примерно 2-3% от объема породы. Цвет серый. Породы относительно плотные и отличаются очень тонкой
однородной пористостью, размер пор не превышает
долей миллиметра. Форма изменяется от изометричной до вытянутой. К ним же относятся бомбы с
поверхностью типа «хлебной корки». Такие пемзы,
как правило, находятся в тесном взаимодействии с
базальтами, образуя полосчатые бомбы, состоящие из
полос контрастного состава (рис. 1 ).
Образцы второго типа имеют повышенную пористость: 20-40% от объема породы. Размеры пор этих
бомб варьируют от нескольких миллиметров до 4-х см.
Форма их изменяется от изометричных до неправильноизометричных и вытянутых. Пемзы покрыты сетью
тонких контракционных трещин, располагающихся
параллельно поверхности остывания и разбивающих
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ПЕМЗОВЫЕ БОМБЫ ИЗВЕРЖЕНИЯ 1996 ГОДА В КАЛЬДЕРЕ АКАДЕМИИ НАУК
Рис.1. Риолитовая бомба в базальтовой «рубашке». I тип
пористости.
породу на клинообразные микроблоки. Большей
частью трещины открытые, образованные в результате охлаждения, некоторые из них выполнены белым
плотным веществом. Белый налет отмечается иногда
и на поверхности крупных пор. Предполагается, что
это белое вещество представляет собой гелеобразный
кремнезем, который отлагался из нагретой до высоких
(порядка 250 С) температур воды Карымского озера.
Отличительной особенностью таких пемзовых бомб
является наличие базальтовой ?рубашки? и шлакоподобных включений, которые соответствуют по составу основной массе изверженных базальтов. (рис. 2
на 4-й станице обложки).
Образцы третьего типа представлены одной бомбой с очень высокой степенью пористости: 80-90% от
объема породы. Она имеет вспененную текстуру. Цвет
серый, неоднородный, с переходами от светлых к более
темным тонам. Размер пор варьирует в широких
пределах - от долей миллиметра до 1см и более. Форма
изменяется от изометричных до вытянутых. В некоторых участках перегородки между порами тонкие,
волокнистые и отличаются занозистой поверхностью.
На внутренней поверхности пор часто наблюдаются
пленки базальта и белый налет. Отдельные крупные
поры, имеющие неясные размытые границы, почти
полностью выполнены вспененным шлакоподобным
базальтом. (рис. 3 на 4-й станице обложки).
Морфологические особенности пемзовых бомб и
характер их взаимодействия с базальтами указывают
на одновременное извержение основного и кислого
расплавов.
ОСОБЕННОСТИ ХИМИЧЕСКОГО СОСТАВА
Валовый химический состав пород характеризуется 10 главными компонентами: SiO2, TiO2, Al2O3,
Fe 2O3, FeO, MnO, MgO, CaO, Na2O, K2O.
В таблице приведен состав пемзовых бомб, изверженных в 1996 г., базальтовых включений в них и
базальтовой тефры. Содержание SiO2 в пемзовых бомбах изменяется от 64 до 76%, основное содержание
SiO2 - 70-74%. При близком содержании SiO2 некоторые пемзовые бомбы отличаются повышенной
Рис.4. Диаграмма калиевости пемзовых бомб извержения 1996 г. в кальдере Академии Наук: НК ?
низкокалиевые, УК ? умереннокалиевые, ВК ? высококалиевые. Продукты извержений:1 ? влк.
Однобокого, 2 - кальдеры Однобокого, 3 - влк. Половинка, 4 - к. Половинка, 5- влк. Академии Наук, 6 к. Академии Наук, 7 ? базальтовая тефра к. Академии Наук 1996 г., 8 - пемзовые бомбы к. Академии
Наук 1996 г., 9 - базальтовая тефра прошлых извержений.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
101
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
СОБОЛЕВСКАЯ
Рис.5. Диаграмма общей щелочности пемзовых бомб извержения 1996 г. в кальдере Академии Наук. Продукты
извержений: 1 ? влк. Однобокого, 2- кальдеры Однобокого, 3 - влк. Половинка, 4- к. Половинка, 5- влк. Академии Наук,
6- к. Академии Наук, 7 ? базальтовая тефра к. Академии Наук 1996 г., 8 - пемзовые бомбы к. Академии Наук 1996 г., 9базальтовая тефра прошлых извержений.
общей щелочностью, прежде всего - содержанием K2O,
что не характерно для кислых вулканитов Восточного
вулканического пояса Камчатки. На классификационные диаграммы калиевости и общей щелочности
(рис.4, 5) нанесены составы продуктов извержения
1996 г и составы лав и пирокластики других вулканических построек южной части Карымского вулканического центра.
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
Из этих диаграмм видно, что соотношение калия
и общей щелочности в большей части пемзовых бомб
совпадает с распределением этих элементов в других
вулканических породах Карымского вулканического
центра. Это обстоятельство, а так - же совмещение
продуктов извержения в пределах одной структуры,
свидетельствует о едином источнике вещества. Природа повышенной калиевости некоторых пемзовых
бомб еще не совсем ясна, однако, можно предположить, что она связана с внутрикамерной дифференциацией.
По-видимому, пемзовые бомбы образовались при
внедрении базальтовой дайки в частично закристаллизованный коровый очаг под кальдерой Академии Наук
(Федотов, 1997б). Воздействие высокой температуры
вызвало плавление и мобилизацию кислого материала
на контакте. Состав пемзовых бомб, по-видимому,
102
отражает состав расплава различных зон корового
очага по вертикали.
ВЫВОДЫ
В результате проведенной работы мы выделили
три типа пористости пемзовых бомб. Типы определялись по степени пористости, вызванной количеством содержания газа в расплаве.
Определены химические особенности, которые в
основном выражаются в повышенной щелочности.
Проведено сравнение с составами продуктов прошлых извержений в кальдере Академии Наук. Выявлены
как общие закономерности, так и некоторые отличительные особенности в химическом составе и в характере взаимодействия расплавов.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Гриб Е.Н. Петрология продуктов извержения 2-3
января 1996 г. в кальдере Академии Наук // Вулканология и сейсмология. 1997. №5. С. 71-96.
Магматические горные породы/ Под ред. Богатикова О.А. ? М,: Наука, 1983. 365 с.
Федотов С.А. Об извержениях в кальдере Академии Наук и Карымского вулкана на Камчатке в 1996 г.,
их изучении и механизме // Вулканология и сейсмология. 1997. №5. С. 3-37.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ПЕМЗОВЫЕ БОМБЫ ИЗВЕРЖЕНИЯ 1996 ГОДА В КАЛЬДЕРЕ АКАДЕМИИ НАУК
The Pumice bombs of Eruption 1996 in Academia Nauk Caldera (the Karymsky Volcanic Center):
Structural Features and Chemical Structure
О. V. Sobolevskaya
The Kamchatka State Pedagogical University, Petropavlovsk - Kamchatsky, 683032, Boundary 4
Institute of Volcanology and Seismology, Far East Division, Russian Academy of Sciences.
e-mail: nio@kgpu.kamchatka.ru; e-mail: gen@kcs.iks.ru
The morphological features of pumice bombs, erupted in the Karymsky volcanic center during eruption January
1996 are considered, their structural and chemical features, and character of interaction magmas are revealed.
The comparison of an analyzed material with products of the last eruptions in Academia Nauk caldera is carried out.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
103
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
??????? ??????. ????? ? ?????. 2013. ? 2. ?????? ? 22
???????? ??????? ? ??????? ??? ???????
? ??????? ??????????? ?????????? ??????????????? ? ?????????? ???????????? ? ???????
???? ? ????? (????????, ?????????, ????????, ?????????????, ????????????, ???????????).
?????????????? ?????????? ???????? ??????. ??? ????? ?????? ??????? ?????? ? ????????????,
?????????? ?????? ???????????? ????????? ???????? ?????????? ??????? ???????, ? ????? ??????, ?????????? ?? ???????? ??????????? ???????? ??????? ?????????????? ??? ??????????????
??????? ??? ????????? ?????? ?????? ? ??????? ???? ? ?????.
????? ??????? ??????, ? ??????? ?????????? ? ?????? ?????????: ??????? ????????? ??????? ? ???????, ?????????????? ?????????, ???????? ? ???????? ?????????? ??????????,
???????????, ??????? ????????? ?????????, ??????? ??????, ?????????, ?????????? ?? ????????
???????? ????????????? ????? ? ??????????? ? ???????.
?????? ???????? ?????????????. ????????????? ????????? ??????????.
???????? ?????? ??????? ??????? ????????? ?????????? ???? ????????.
1. ?????? ?????? ?????????????? ??????? (??????????? ?? ?????????????) ????????????
?????????? ? ????? ??????????. ? ????? ?????? ???????? ??????? ???? ???????. ? ??????????, ???????????? ? ????????, ?????? ???? ????????? ????????? ???????: ???????, ???, ????????, ??????
???????, ??????, ?????????, ????? ??????, ?????? ???????? ?????, ???????, ????, e-mail ???????
??????. ?????????? ??????? ??????? ??????, ?????????????? ?? ??????????? ?????? ? ????????.
? ??????? ????????? ?????????? ???????? ? ? ??????? ????????????.
2. ????? ?????? ?? ?????? ????????? 24 ???????????? ???????? (??????? ??????? ? ??????????), ??????? ????????? ? 10 ???., ??????? ? 5 ???.
3. ???????? ?????? (?? ???????? ????????) ??????????????? ? ???? ???????????. ??????????
?????? ???? ??????, ??????????? ? ????? ????????. ????? ?????????? ?? ?????????? ? ??????????
?? ????? ?????? ??????? ?4 (297Ч210 ??) ????? ??????? ????????? ?? ????? ??????? ?????. ?????
Times New Roman. ?????? ?????? (?????) 14 ?. ???? ? ????? ??????? 30 ??, ? ?????? ???????, ??????
? ????? ? 20 ??. ???????????? ?? ?????? ????????. ?????? ?????? ?????? ?????? ? 12.5 ??. ???
????? ? ?????? ?????? ???? ????????????? ? ?????? ??????? ???? ????????.
????? ????????? ???????? ????????, ?????????????? ??????????? ????? ?????? ??????, ??????,
????????????? ???????? ? ????????? ? ??????? ?????????? ????????? Word ??? RTF. ??????????
????? ????????????? ???????? ? ??????????? ???? ? ???????????? ? ?. 9. ??????????? ?????? ??????
?????????????? ?? ???????-?????. ? ??????????? ???????? ?????? ???????????? ?????? ???????????
?????. ??? ????? ???????????? ?? ??????? ??????? ??????: ???????.doc.
4. ?? ?????? ???????? ??????????? ????? ?????? ????????? ???????: 1) ?????? ?????? ??
????????????? ?????????? ????????????? (???); 2) ???????? ??????; 3) ???????? ? ???????
???????; 4) ?????? ???????? ??????????, ? ??????? ??????????? ????????????, ? ????????? ????????? ??????, ????? ? e-mail; 5) ???? ???????????; 6) ????? ? e-mail ???????. ????????:
??? 551.214
??????? C?????????? ????????
?.?. ???????1, ?.?. ??????2
1???????? ???????????? ? ??????????? ??? ???, ?????????????-??????????, 683006;
2
?????????? ??????????????? ??????????? ????? ?????? ???????, ?????????????-??????????,
683032
????????? ? ???????? 26.08.2002 ?.
????? ??? ?????????: 683006, ?????????????-??????????, ??????? ?????, 9, ???????? ????????????; ???. (4152)297886; ????. (4152)297886; e-mail: belkina@kscnet.ru
????? ???????: ????????? (????? ????????? ?? ????? 1/2 ????????), ???????????? ?????
???? ???????????? ????????, ???????? ????? (?? ????? 8), ????? ??????, ?????? ????????????
??????????, ??????? ? ????????. ????? ????, ?? ????????? ???????? ????? ???? ???????? ??????
250
??????? ??????. ????? ? ?????. 2013. ? 2. ?????? ? 22
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
???????? ??????? ? ??????? ??? ???????
???? ????????? ????? ????????? ?? ?????????? ????? ? ????????? ???????? ??????, ????????? ?
??????? ???????, ???????? ?????????? (??? ?? ????????? ?????).
5. ?????? ?????? ???? ??????? ?? ???????, ?????????? ?? ??????????. ??????????? ????????? ??????????? ??????? ??????: «???????? ??????», «?????? ????????????», «??????????
????????????», «?????????? ???????????», «??????»; ?????? ????? ????????????? ????????????
?????? «?????????? ? ?? ??????????». ?????? ??????????? ?????? ??????? ?????????? ? ??????
???????????????? ??????. ???? ?????? ????????? ??? ????????? ??????-???? ??????, ?? ??? ?????????? ?????????? ? ????? ??????.
6. ? ?????? ?????? ?? ??????????? ?????????? (????? ???????????); ??????????? ???????? ?????????? ??? ?????? ??????????; ??? ??????? ?????????????? ???????? ?????? ???? ?????????.
??????????? ????????????? ??????? ?????? ????????? ??. ? ????????? ??????? ??????????
????????? ??????? ???????????? ????????. ??? ?????????? ? ?????? ??????????? ??????? ?????????? ? ??????? ?????? ?? ???????????? ????????? (?? ??????????? ?????????????, ????????
????????????? ? ????????????, ? ????? ? ??????, ???? ?? ??? ??????????? ??????? ???? ??????
? ?????? ??????????). ??? ?????????? ??????????? ??????? ?????????, ???? ? ?.?. ? ???????
?????? ???? ???? ?? ???????? ? ???????????? ?????????.
?? ??????????? ???????????? ??? ??????:
? ????? ?????? ???????;
? ???????????? ??????? ?????? ? ??????? ????????;
? ????????????? (???????????? ? ????????????? ??????) ? ?????? ? ???????;
? ?????????????? ????????.
7. ??????? ?????????? ?? ????????? ????????? ????? ??????? ???????????? ?????????; ??? ??
?????? ??????????? ?????. ??? ??????????? ??????? ???? ? ???????? ? «?????» ???????. ???????
?????????? ????????? ??????? ?? ??????? ?????????? ?? ? ?????? (????????, ??????? 1). ?????
??????? ?????? ????? ?? ?????????. ?? ????? ?????? ?????? ?????? ?????? ?? ??????? ???????? ?
????? ????? ???????.
8. ??????? ? ?????????, ?? ??????? ? ?????? ???????? ??????, ??????? ???????? ? ???????
??????. ? ???????? ????? ??????? ???????? ???????.
??????? ??????? ?????????? ??????? ?? ????????? ????? (? ?????? ?????? ?????? ? 2 ???????). ??????? ? ???????? ??????????? ?????? ? ?????? ??????? ?? ?????? ???????????, ?? ??????
??????? ? ?? ??????????, ?? ?????? ???????? ? ?????????, ? ????????? ? ?? ????? ????????? ?
???? ?????? ??????. ??????? ?? ????? ??????? ?? ???????????. ?????????????? ????, ?? ???????
??????????? ??????? ??? ????????, ?????? ???? ???????? ? ?????? ????????? ??????.
??????? ? ????????? ?????????? ? ??????? ?????????? ?? ?????? ?????? ? ?????? ???????.
?????? ? ?????? ?? ??????? ??? ????????? ???????????? ?????? ? ??????? ???????: (1), (2), (3).
? ??????? ??????? ????????????? ?????????? ?????. ??????? ???????? ?????????? ???????????? ??????? ? ????????? ???????? ? ????? ??????. ??? ????????? ? ??????????? ??????? ??????????
????? ????? «???????» ? «??????».
9. ??????? ? ???? ?????????? ??????????? ? ????????? ???????? ? ???? ???????????. ???
?????? ???? ???????????? ? ????????? ?? ????? ?????? (?????????? ? ?? ????????? ??????).
?????????? ???????? ? ?????? ?? ?????? ????????? 10. ????????? ??????? ???????????
? ???? ???????????? ??????????, ??????????? ?? ???????? ???????? ? ??????????? ?? ?????
300 ????? ?? ????, ?? ????? ??????, ???? ? ???? ????????, ??????????? ?????? ????? (???????
?????????), ??? ? ???? ????????? ?? ??????? ?????? ? ???????, ?????????????? ???????? ????
??????? (?????? ?? ????? 5Ч6 ??, ?? ?? ????? 18Ч24 ??). ??????? ?????? ????? ??? ???????????
???????????, ?? ????????? ??????????? ?????????? ????????; ??????? ?? ????? ?????? ? ???????
? ???????. ?? ????? ?????? ?????? ?????? ?????? ?? ??????? ???????? ? ????? ????? ???????.
?? ??????? ??????? ?????????? ??????? ??????? ??????? ??????? ?????? ? ????? ???????.
? ?????????? ? ?????????? ??? ??????????? ???????? ?? ???????? ???????? ??????????
???????????? ??? ?? ??????? ? ??????????? ???? ??? ????????? ??????? ? ??????? ????????????
????????? CorelDRAW (?????? ?? ???? 12) ??? ? ????????? ???????? TIF, JPG, GIF, BMP. ???
???? ????? ????? ??? ?????? ??????? ?? ?????? ????????? 3.0 ??. ????? ?????? ? ????????????
???????? ???????????? ?? ??????? ??????? ?????? ? ??????????? ?????? ???????: ???????1.*,
???????2.*, ???????3.* ? ?.?.
??????? ??????????? ???????????. ? ???????? ???????? ??????? ??? ????? ????????????? ?
?????-????? ??????, ? on-line ?????? ??????? (????? .pdf) ????? ???????? ??????? ???????????.
??? ???? ????????????? ??????? ?????? ???? ???????????? ????????????? ? ?????-?????
????????????.
??????? ??????. ????? ? ?????. 2013. ? 2. ?????? ? 22
251
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
???????? ??????? ? ??????? ??? ???????
10. ??????? ? ???????? ???????? ?? ????????? ???????? ????? ??????? ???????????? ?????????. ??????? ? ??????? ?????????? ?? ???? «???.» ? ?????? ?? ???????. ?? ?????????????
???????????? ? ???? ???????? ??????, ??????? ????? ???? ???????? ? ????????. ??? ???????????
?? ??????? (????????? ??? ???????????????) ?????? ???? ???????????? ? ??????? ? ???????.
? ????????????? ??????? ?? ??????????? ??????????????? ??????????? ?????? (?????????,
???????, ????????????? ? ?.?.), ?????????????? ?? ???????. ????? ?????? ????? ???????????
?????????? ???????? ????????? ???????, ??????????? ??? ????????? ??????.
11. ?????????? ?????????? ?????????? ? ????? ?????? ?? ????????? ???????? ??? ??????????
«?????? ??????????» ? ?????????? ???????: ??????? ??????? ??????, ????? ???????????. ???
???? ????????? ???????, ???????? ???????, ???????? ?????, ????? ???????, ????????????, ???
???????, ?????????? ??????? ? ?????. ??? ?????? ? ????????? ? ???????, ???????? ???????,
???????? ??????, ???????? ????????, ????? ???????, ??? ???????, ???????? ??????. ??? ?????? ?
???????? ? ???????, ???????? ???????, ???????? ??????, ???????? ???????, ??? ???????, ???,
????? ??? ??????, ???????? ??????.
?????? ?????????? ?????? ??????????:
?????? ? ???????: ??????? ? ???????? ???????. ???????? // ???????? ???????. ???. ???. ?.
?. ??-??.
?????? ? ???????? ??????: ??????? ? ???????? ???????. ???????? // ???. ????. ????????
??????????? (// ???????? ??????????). ?????. ???. ?. ??-??.
?????????? ??? ?????: ??????? ? ???????? ???????. ????????. ????? ???????: ????????????,
???. ?. ??-?? (??? ????? ???. ? ????? _____ ?.) ??? ???????? / ??? ???. ??????? ? ???????? ?????
???????: ????????????, ???. __?.
????????? ????????????? ? ???????: ?. ?. ?????. ????????.
???????????: ??????? ? ????????. ????????: ???????. ????. ????. ????.-???. ????. ?????,
???. __?.
? ?????? ??????? ??????? ?????????????? 3-?? ??????? ?????????, ??? ??????????? ???????????? ?????????? «? ??.», ???? ????? ??????? ????? 4-?.
??? ??????? ?? ?????????? ? ?????? ?????? ?????????? ? ??????? ??????? ??????? ?????? ?
?????????? (???? ???????, ??? ??????? ?????? ? ????????? ? « ? ??.», ???? ?????????? ??????? ???
? ?????) ? ??? ?????????? ? ??????? ???????, ????????: «??? ???????? ?.?. ?????? (2001)». ????
????? ?????????? ? ?????? ?? ???????????, ?? ?????? ?????? ????? ????????? ???: «?? ??????
(??????, 2001) ????». ?????? ?? ?????????? ?????? ? ???? ?? ??????, ??????????? ? ?????? ????,
???????????? ?????????? ?????????: (??????, 2001?, 2001?, 2001?). ??? ?????? ?? ?????? ???? ?
????? ??????? ??????? ??????????? ? ?????????? ???????: (???????, 2003; ??????, 2001; Bickley,
2002; Seidi, 2005).
? ?????? ?????????? ?????? ?? ??????????. ?????? ?????? ?????? ???????? ????????? ?????.
??????????? ??????? ? ?????? ????? ? ??????? ????????????.
?????? ?? ???????????????? ?????? ??????????? ? ??????????? ???????????.
12. ???????? ?????? ??????? ????????? ???????? ?????? ?????? ? ???????????.
13. ???????? ????????? ?? ????? ????? ????????? ?????? ? ?????????? ??, ???? ??? ??????????,
???????????? ??????.
14. ? ?????? ??????????? ?????? ?????? ??? ?????????? ????????? ???? ??????????? ?????????
? ??????? ????????? ????????? ?????????????? ??????.
15. ??????? ?? ???????? ???????, ??? ??????? ??????? ?? ?????????????.
16. ????????, ??????????? ??? ?????????? ????????? ??????, ???????????? ??????? ???
????????????.
??????????????? ?? ????????? ?????? ? ??????????? ?????????? ????? ??????.
?????? ??????????? ????? ?? ????????? ? ??????? ???????.
?????? ?????? ???????? ?? ??????: 683006, ?. ?????????????-??????????, ??????? ?????, ?. 9,
???????? ???????????? ? ??????????? ??? ???. ???????? ??????? «??????? ??????. ?????:
????? ? ?????».
??????????? ?????: nis@kscnet.ru.
?????????????? ??????????? ?????? ??????? ??????????? ?? ?????? ??????????? ????????
?????? ??? ??? (www.kscnet.ru) ? ??????? ??????????? ?????????? (www.elibrary.ru).
???????? ???????
252
??????? ??????. ????? ? ?????. 2013. ? 2. ?????? ? 22
?фии широкое развитие получила
программа VELEST (Kissling, 1988; Kisling, 2001). Она
91
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
НАЗАРОВА
ставляется в следующем виде: Н=0.1км, Vp=3.8 км/сек
и далее соответственно 2.0, 5.82; 10.0, 6.84; 20.0, 6.84;
30.0, 7.48; 40.0, 7.71; 50.0, 7.78; 60, 7.79; 70.0, 7.80;
80.0, 7.80; 90.0, 8.04; 120.0, 8. 29; 150.0, 8.35.
Рис 1, 2, 3 иллюстрируют распределение сейсмических лучей и расчетные годографы первых вступлений волн от источников, расположенных на разных
глубинах в земной коре для каждой из охарактеризованных здесь одномерных моделей. Они рассчитаны
нами по программам (Пшенчик,1983). Модели 1 и 2
достаточно близки по своим характеристикам, они
представляют литосферу в виде горизонтально-слоистой среды с резкими границами раздела слоев, то есть
скорость в каждом слое изменяется скачкообразно. В
первые вступления выходят слаборефрагированные
(головные) волны практически от всех слоев, отраженные волны наблюдаются в последующих вступлениях.
Модель 3 отличается существенно, а именно среда
представляется градиентно-слоистой и для отдельных
слоев изменяется не значение скорости, а ее градиент.
В средней коре и слое верхней мантии выделяются
участки с относительно пониженной скоростью, что
приводит к появлению каустик сейсмических лучей и
Таблица 1. Мощности слоев и скорости Vp в
земной коре и верхней мантии.
земная кора
Н, км
Vp, км/с
0-5
3.65
5 - 15
5.74
15 ? 35
6.74
верхняя мантия
Н, км
Vp, км/с
35 ? 60
7.37
60 ? 75
7.64
75 ? 100
7.84
100 ? 160
8.00
160 ? 200
8.22
имеет ряд преимуществ по сравнению с другими, в
частности, позволяет решать совместную задачу для
модели и гипоцентров (1); рассчитывать станционные
задержки, позволяющие ввести поправки для верхних
слоев модели (2); осуществлять совместный расчет
скоростной модели для продольных и поперечных
волн (3); в процессе счета оценивать вклад каждого
использованного события в общую ошибку решения
(4). Данная программа была использована для расчета
зависимости скорости с глубиной в литосфере Камчатки (Nizkous и др.,2004). Согласно полученным
данным одномерная модель (модель 3, рис.3) предB
80 _ ?,
80
C
???
?, ???
80
80
80
A
60
2
3
40-4_
0
40
_
40
40
40
????2
????1
??2
20
??1
_
20
20
??1
????1
100
_
00
100
200
200
300
300
?
??
500
400
400
500
0
??
500
100
200
200
300
0
100
200
300
400
500
0
100
200
200
300
400
500
50
0
0
100
300
400
400
500
00
? ? ? ? ? ?
0
50
50
50
50
50
???????, ??
???????, ??
? ? ? ? ? ? ?
_
120-120
40
0_
???????, ??
_0
80-8
99
_
1
Vp, ??/c
88
_
77
_
66
60
60
_
55
?????? ????
4
4
00
_
100
100
100
100
100
100
00
10
1000
2200
00
300
300
400
400
50
5000
1
1
2
2
160-16_
0
3
3
Рис.1. Годографы и лучи сейсмических волн. Модель 1. (Кузин, 1974). A - Одномерная скоростная
модель среды. B, C - Годографы: Ро1,2 - отраженные волны; Рреф1,2 - рефрагированная волна; Р - прямая
волна. Сейсмические лучи: 1 - отраженные; 2 - рефрагированные; 3 - источник сейсмических волн.
92
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Рис.2. Годографы и лучи сейсмических волн. Модель 2. (Gorbatov и др., 1999). A - Одномерная скоростная модель среды. B, C - Годографы: Ро2,3,4,5 - отраженные
волны; Рреф3,4,5,6 - рефрагированная волна; Р - прямая волна. Сейсмические лучи: 1 - отраженные; 2 - рефрагированные; 3 - источник сейсмических волн.
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ОДНОМЕРНЫЕ СКОРОСТНЫЕ МОДЕЛИ ЛИТОСФЕРЫ КАМЧАТКИ
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
93
Рис.3. Годографы и лучи сейсмических волн. Модель 3. (Kissling, 2001). A Годографы: Ро1,2,3,4,5,6 - отраженные волны; Рреф1,3,4,5,6 - рефрагированная волна; Р прямая волна. Сейсмические лучи: 1 - отраженные; 2 - рефрагированные; 3 - источник
сейсмических волн. B - Сопоставление одномерных скоростных моделей (1), (2), (3)
литосферы Камчатки.
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
НАЗАРОВА
94
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ОДНОМЕРНЫЕ СКОРОСТНЫЕ МОДЕЛИ ЛИТОСФЕРЫ КАМЧАТКИ
Рис.4. А - Изменение координат гипоцентров с глубины 40км после перелокации:1-(20-30км); 2-(30-35км); 3(35-40км); 4-(40км); 5-(40-45км); 6-(45-50км); 7-(55-60км); 8-(60-90км). B - График зависимости числа землетрясений от глубины. C - Распределение землетрясений в вертикальном сечении вдоль линии АВ (рис.4.А). D Изменение глубины гипоцентров в результате перелокации по программе VELECT.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
95
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
НАЗАРОВА
«выпадению» данных слоев из первых волн на годографах. Таким образом, эти так называемые «выпадающие слои» могут быть зарегистрированы только
в последующих вступлениях (рис.3.).
Для некоторого количества землетрясений (453),
которые использовались для расчета скоростной модели по программе VELEST, была осуществлена одновременная перелокация гипоцентров. Следует указать,
что эти землетрясения выбирались исходя из требований к исходным данным для работы программы и
имеют наилучшие характеристики в плане качества
вступлений (IP, IS), количества фаз (зарегистрированы
не менее чем 7-ю станциями), азимутального охвата.
Координаты переопределенных эпицентров для этих
землетрясений изменились не существенно (±2-3км),
столь же незначительны и изменения по глубине по
сравнению с данными камчатского каталога. Это
свидетельствует о высоком качестве данных каталога
ОМСП ГС РАН.
При рассмотрении графика зависимости количества землетрясений с глубиной обращает на себя
внимание значительное увеличение количества событий на уровне линии, глубина которой равна 40км
(рис.4). Представляется, что это может быть связано
с выбором использованной скоростной модели. К
сожалению, в работе (Gorbatov и др.1999) не приведен
результат перелокации землетрясений для модели 2.
Однако нами предпринята попытка для небольшого
количества землетрясений (30 штук) с глубиной 40км
и модели 3 переопределить координаты гипоцентров
по программе VELEST. В результате показано, что
координаты в частности глубина изменилась достаточно ощутимо ? некоторые события до 10 - 20км. Возможно, что большое количество гипоцентров (с глубиной 40км в каталоге) и создаст некую закономерность
в их расположении на глубине, однако они не будут
относиться к одному уровню глубины, а именно 40км.
ВЫВОДЫ
1. Обобщены представления о существующих в
настоящее время одномерных скоростных моделях
литосферы Камчатки.
2. Рассчитаны сейсмические лучи и годографы для
каждой из проанализированных скоростных моделей.
Определены типы волн, которые могут быть зарегистрированы в первых вступлениях от источников разной
глубины.
3. Показано, что при использовании различных
скоростных моделей в случае высокого качества записей, удовлетворяющих ряду требований, координаты
гипоцентров землетрясений изменяются незначи-
96
тельно по сравнению с данными камчатского каталога.
Однако для случая землетрясений, которые отнесены
в каталоге к глубине 40км, эти изменения могут быть
существенными.
Автор признателен д. ф-м наук А.В. Викулину и
к.г-м наук Л.И. Гонтовой за помощь в выполнении
данной работы и замечания по ее оформлению.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Гусев А.А. Определение гипоцентров близких
землетрясений Камчатки на ЭВМ // Вулк. и Сейсм.,
1979, №1, с. 74-81.
Кузин И.П. Фокальная зона и строение верхней
мантии в районе Восточной Камчатки. М., Наука.
1974. 132с.
Федотов С.А., Кузин И.П. О скоростном разрезе
верхней мантии в области южных Курильских островов // Изв. АН СССР, серия геофиз., 1963, №5.
Федотов С.А., Славина Л.Б. Оценка скоростей
продольных волн в верхней мантии под северо-западной частью Тихого океана и Камчаткой // Изв. НА СССР,
Физика Земли, 1968, №2.
Федотов С.А., Гусев А.А., Чернышева Г.В., Шумилина Л.С. Сейсмофокальная зона Камчатки ( геометрия, размещение очагов землетрясений и связь с вулканизмом) // Вулк. и сейсм., 1985, №4, с. 91-107.
Фотиади Э.Э., Каратаев Г.И. Строение земной
коры Сибири и Дальнего востока по данным региональных геофизических исследований // Геология и
геофизика, 1963, №10.
Пшенчик И. Программы для расчета кинематических и динамических паpаметpов сейсмических
волн. М. Наука,1983.
Gorbatov A., Dominguez J., Suarez G., Kostoglodov
V., Zhao D. and Gordeev E. Tomographic imaging of the
P-wave velocity structure beneath the Kamchatka peninsula.
//Geophys. J. Int. (1999) 137, 269-279.
Kissling E. Geotomography with local earthquake
data. Res // Geophys., 26, 1988, 659-698.
Kissling E., Husen S., Haslinger F. Model parametrization
in seismic tomography: a choice of consequence for the
solution quality // Phys. Of the Earth and Planet. Int.. 123
(2001) 89-101.
Nizkous I., Gontovaya L., Kissling E., Sanina I. Highresolution approaches to Kamchatka seismic tomography.
Geophys. Res. Abstracts, Vol. 6, 2004, EGU General
Assembly 2004; Nice, France, 26-30 April; 1029 ? 7006.
Roecker S. W. Velocity structure of Pamir-Hindu Kush
region: possibly evidence of subducted crust // J. geophys.
Res. (1982), 87, 945-959.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ОДНОМЕРНЫЕ СКОРОСТНЫЕ МОДЕЛИ ЛИТОСФЕРЫ КАМЧАТКИ
One-Dimensional Velocity Models of the Kamchatka
Z. A. Nazarova
Kamchatka State Pedagogical University 683032, Petropavlovsk-Kamchatksky, Pogranichnaya street, 4; e-mail:
nio@kgpu.kamchatka.ru
It was analysed 1-D velocity models of Kamchatka and it was estimated the dependence of the earthquakes
location from the models.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
97
Copyright ??? «??? «??????» & ??? «A???????? K????-C?????»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 3
УДК 553.491:553.81+553.41
ПРЕДВАРИТЕЛЬНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ МАТЕРИАЛА ПЛЯЖНЫХ
ОТЛОЖЕНИЙ НИКОЛЬСКОЙ СОПКИ НА ПРЕДМЕТ ВОЗМОЖНОГО УСТАНОВЛЕНИЯ
РОССЫПЕЙ ЗОЛОТА, ПЛАТИНОИДОВ И АЛМАЗА
? 2004 г. А. В. Бологов, Т. И. Гагаринова, Д. Е. Подольский, А. Н. Рогозин
Камчатский Государственный Педагогический Университет,
Петропавловск-Камчатский, 683032, Пограничная 4; e-mai: nio@kgpu.kamchatka.ru
Институт в?
1/--страниц
Пожаловаться на содержимое документа