close

Вход

Забыли?

вход по аккаунту

?

1041.ВЕСТНИК КАМЧАТСКОЙ РЕГИОНАЛЬНОЙ АССОЦИАЦИИ «УЧЕБНО-НАУЧНЫЙ ЦЕНТР». Серия Науки о Земле №1 2011

код для вставкиСкачать
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
СОДЕРЖАНИЕ
Современные геологические процессы
ИЗВЕРЖЕНИЕ ВУЛКАНА КИЗИМЕН В ОКТЯБРЕ 2010 Г. – МАРТЕ 2011 г.
Малик Н.А., Овсянников А.А. 7
Научные статьи
ГРАВИТАЦИОННАЯ МОДЕЛЬ СОЧЛЕНЕНИЯ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ
И ОКЕАНИЧЕСКОЙ КОРЫ В СИХОТЭ-АЛИНЕ
Петрищевский А.М.
11
ФЛЮИДНЫЕ СИСТЕМЫ СРЕДИЗЕМНОМОРЬЯ
Петрова А.А., Петрищев М.С.
23
СТРОЕНИЕ ВУЛКАНА ВЕЗУВИЙ ПО ДАННЫМ АКТИВНОЙ СЕЙСМИЧЕСКОЙ
ТОМОГРАФИИ – НОВЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ ИНТЕРПРЕТАЦИИ ДАННЫХ,
ПОЛУЧЕННЫХ В ХОДЕ ПРОЕКТА TOMOVES
Тихоцкий С.А., Ахауер У.
34
АДАКИТЫ В ЗОНАХ СУБДУКЦИИ ТИХООКЕАНСКОГО КОЛЬЦА:
ОБЗОР И АНАЛИЗ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ ОБРАЗОВАНИЯ
Авдейко Г.П., Палуева А.А., Кувикас О.В.
45
КАЛЬДЕРА КАРЫМСКАЯ: СТРОЕНИЕ И СОСТАВ
ПИРОКЛАСТИЧЕСКИХ ПОТОКОВ
Гриб Е.Н., Леонов В.Л.
61
ВУЛКАН СТАРЫЙ ШИВЕЛУЧ: ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ,
РЕКОНСТРУКЦИЯ ЭРУПТИВНЫХ ЦЕНТРОВ И ХАРАКТЕР
ДЕЯТЕЛЬНОСТИ В ПОЗДНЕМ ПЛЕЙСТОЦЕНЕ
Горбач Н.В. 77
ЯДЕРНО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В ПРИРОДНОМ
ПАРКЕ «НАЛЫЧЕВО» (КАМЧАТКА)
Фирстов П.П., Рашидов В.А., Мельникова А.В., Андреев В.И., Шульженкова В.Н.
91
ИСТОРИЧЕСКИЕ ИЗВЕРЖЕНИЯ ВУЛКАНА ПИК САРЫЧЕВА
(о. МАТУА, КУРИЛЬСКИЕ ОСТРОВА)
Дегтерев А.В., Рыбин А.В., Разжигаева Н.Г. 102
РАЗВИТИЕ ПРИРОДНОЙ СРЕДЫ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ОСТРОВА ИТУРУП
В СРЕДНЕМ – ПОЗДНЕМ ГОЛОЦЕНЕ (КУРИЛЬСКИЕ ОСТРОВА)
Лящевская М.С., Ганзей К.С.
120
РУДНО-РОССЫПНЫЕ ПРОЯВЛЕНИЯ ЭЛЕМЕНТОВ ПЛАТИНОВОЙ ГРУППЫ
В АРЕАЛЕ ПРОИЗВОДНЫХ СЕВЕРО-АЗИАТСКОГО СУПЕРПЛЮМА
(ЮГО-ВОСТОК РОССИИ)
Хомич В.Г., Борискина Н.Г. 131
ГОРА РАННЯЯ И ОБРЫВ ШЕРИДАНА В АНТАРКТИДЕ – САМЫЕ СТАРЫЕ
И ВЫСОКОШИРОТНЫЕ ТЮЙЯ НА ЗЕМЛЕ
Мелекесцев И.В. 142
СОВРЕМЕННЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ ГИДРОХИМИЧЕСКОГО РЕЖИМА
РЕК АЗЕРБАЙДЖАНА
Абдуев М.А. 147
Дискуссии
ЭВОЛЮЦИЯ ГЛАВНЫХ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ НАПРАВЛЕНИЙ СОВРЕМЕННОЙ
ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ НАУКИ. ОБЗОР МАТЕРИАЛОВ РОССИЙСКОГО
РЕФЕРАТИВНОГО ЖУРНАЛА ЗА 2008-2009 гг.
(Часть вторая)
Антонов А.Ю.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
157
3
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Работы молодых ученых
ПРИМЕНЕНИЕ МЕТОДА МИКРОСЕЙСМИЧЕСКОГО ЗОНДИРОВАНИЯ
ДЛЯ ИЗУЧЕНИЯ ТРУБКИ ВЗРЫВА им. М.В. ЛОМОНОСОВА
(АРХАНГЕЛЬСКАЯ АЛМАЗОНОСНАЯ ПРОВИНЦИЯ)
Данилов К.Б.
172
СОВРЕМЕННАЯ ФУМАРОЛЬНАЯ И ГИДРОТЕРМАЛЬНАЯ АКТИВНОСТЬ
ВУЛКАНА СИНАРКА (о. ШИАШКОТАН, КУРИЛЬСКИЕ ОСТРОВА)
Жарков Р.В., Козлов Д.Н., Дегтерев А.В. 179
Юбилеи
К 80-летию Сергея Александровича Федотова
К 70-летию Павла Павловича Фирстова
186
188
Научные издания
190
Тематика журнала и правила для авторов 192
4
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Современные геологические процессы
ИЗВЕРЖЕНИЕ ВУЛКАНА КИЗИМЕН В ОКТЯБРЕ 2010 г. – МАРТЕ 2011 г.
В октябре 2010 г. началось извержение вулкана Кизимен, единственное извержение которого,
отмеченное в историческое время, происходило
в 1928-1929 гг. (Пийп, 1946).
Вулкан Кизимен находится на левобережье
р. Левая Щапина (рис. 1) и является единственным действующим вулканом в зоне сочленения
Щапинского грабена и горста хребта Тумрок.
Вулкан представляет собой одиночный конус
высотой 2376 м с выст у пами экструзивных
куполов и выделяющимися на склонах относительно короткими крупноглыбовыми мощными
лавовыми потоками (рис. 2). В прошлом для
него были характерны эксплозивно-эффузивноэкструзивные извержения. Его изверженные
продукты представлены рядом от базальтов
до дацитов (Иванов, 2008). На северо-северо-
западном склоне вулкана, в трехстах метрах ниже
вершины, расположена постоянно действующая мощная фумарольная площадка (рис. 2),
известная с 1825 г. (Влодавец, Пийп, 1957).
Сейсм и ческ а я под г о т овк а извержен и я
2010-2011 гг. началась в июле 2009 г. При обследовании Тумрокских источников и фумарол
вулкана Кизимен в августе 2009 г. видимых и
температурных изменений выявлено не было
(Тембрел, Овсянников, 2009).
Во второй половине октября 2010 г. в привершинной части вулкана образовалось два новых
газовых жерла. Одно из них находилось прямо
под вершиной на восток-юго-восток от нее,
второе – метров на 50-70 ниже по склону на юговосток от кромки Восточного кратера (рис. 3),
расположенного к востоку от вершины вулкана и
Рис. 1. Схема района вулкана Кизимен: 1 – точки отбора проб пепла вблизи вулкана и масса пепла в г/м 2;
2 – базы отдыха и кордоны; 3 – место отбора пемзовидных лапиллей. На врезке местоположение вулкана
Кизимен.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
7
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МАЛИК, ОВСЯННИКОВ
Рис. 2. Вид вулкана с запада. Эксплозивная активность 5.01.2011 г. Слева постоянно действующая фумарола.
Фото Е.С. Власова.
Рис. 3. Новые фумаролы в привершинной части вулкана Кизимен 20.11.2011 г. Вид с юга. Фото А.В. Сокоренко.
8
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИЗВЕРЖЕНИЕ ВУЛКАНА КИЗИМЕН
заполненного лавой. Из первого жерла газ белого
цвета выделялся довольно вяло, из второго жерла
интенсивно били три струи газа с примесью
вулканической пыли, которая отлагалась вокруг него. Порой происходили незначительные
взрывы с выбросом вулканической пыли. Первое
выпадение ее за пределами конуса вулкана было
отмечено в районе Тумрокских источников
(9 км к северо-западу от вулкана) в ночь с 12 на
13 ноября 2010 г.
В ночь с 9 на 10 декабря произошло резкое
усиление сейсмической и вулканической активности. Утром 10 декабря с кордона «Ипуин»
(23 км к западу от вулкана) сотрудники Кроноцкого заповедника наблюдали пепловые выбросы
на высоту до 1 км. При каждом взрыве по склону
вулкана проносились пирокластические потоки. Интенсивное извержение продолжалось до
14 декабря, пепел выпадал в поселках: Козыревск, Тигиль, Атласово, Лазо, Анавгай.
В эти же дни люди, проживающие на базах
Тумрокских источников, наблюдали сильное парение по всей долине ручья Поперечный (рис. 1).
13 декабря около кордона «Ипуин» по очень
мутной воде р. Левая Щапина понесло ломаные
Рис. 4. Последствия лахара в долине ручья Поперечный 30.01.2011 г. Фото С.Б. Самойленко.
деревья. Как выяснилось позднее, все это было
связано с прохождением мощного лахара по
долине руч. Поперечный длиной 17-18 км. Его
отложения полностью заполнили долину ручья
(глубиной около 15 м) и местами на поворотах выхлестнули за ее пределы. На своем пути он уничтожил весь древостой и завалил все огромными
глыбами (рис. 4). Отложения лахара полностью
запрудили р. Левая Щапина. Выше по течению
на реке образовалось озеро. Вскоре запруду
прорвало, рыхлые водонасыщенные отложения
стали быстро размываться и река проработала
два новых русла вдоль берегов, а в центральной
части реки образовался остров.
В да льнейшем и до настоящего времени
практически непрерывно отмечались пепловые
шлейфы разной длины и насыщенности.
К концу февраля 2011 г. пеплопадами была
охвачена территория п-ва Камчатка от п. Тигиль
до г. Петропавловск-Камчатский общей площадью ~ 300 тыс. км2. По предварительным оценкам,
основанным на обработке 200 площадных проб
пепла, отобранных в 100 точках из снежных шурфов, масса пепла, изверженного с декабря 2010 г.
по март 2011 г., составила 10 млн.т.
Все пробы пепла независимо от расстояния
от вулкана содержат значительное количество
(45-65%) пылеватой фракции (<0.05 мм).
Пепел и лапилли текущего извержения, по
химическому составу, относятся к высокоглиноземистым андезитам и высоко- и весьма высокоглиноземистым дацитам калиево-натриевой
серии (табл.). В пепле отмечается явный недостаток щелочей по сравнению с химическими
анализами пород слагающих вулкан. Пемзовидные же лапилли отвечают среднему составу
андезитов вулкана.
Необычной особенностью данного извержения по сравнению с извержениями других
вулканов Камчатки является то, что пирокластические потоки образуются даже при слабых
взрывах, временами наблюдалось практически
непрерывное их формирование преимущественно в юго-восточном секторе вулкана (рис. 5 на
2-ой стр. обложки), и редко на западных склонах.
В начале января 2011 г. отмечалось накопление значительных отложений пирокластических потоков.
При облете вулкана Кизимен 26 января 2011 г.
практически постоянно наблюдался парогазовый шлейф из северной части кратера. В южной
половине кратера временами происходили пепловые выбросы (рис. 6 на 1-ой стр. обложки),
а на юго-восточном ск лоне формирова лись
пирокластические потоки (рис. 5).
В конце февраля 2011 г. на юго-восточном
склоне вулкана был замечен небольшой вязкий
лавовый поток (рис. 7). Иногда борта потока обрушались на северо-восточные склоны вулкана
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
9
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МАЛИК, ОВСЯННИКОВ
Химический состав тефры вулкана Кизимен извержения 2010-2011 гг., масс. %.
Пепел
Дата пеплопада
Окислы 13.12.2010
Пемзы
13.01.2011
Расстояние точек отбора от вулкана, км
97
52
4
SiO2
61.2
64.5
59.6
TiO2
0.79
0.59
0.74
Al2O3
16.2
15.3
16.6
Fe2O3
3.10
3.02
4.70
FeO
3.22
2.53
2.75
MnO
0.11
0.01
0.15
MgO
2.40
1.89
2.52
CaO
5.59
4.99
7.10
Na2O
3.14
3.53
3.48
K2O
1.41
1.87
1.42
P2O5
0.14
0.12
0.14
ппп
2.24
-
0.76
Сумма
99.53
99.41
100.07
Рис. 7. Лавовый поток на юго-восточном склоне вулкана 08.03.2011 г. Фото А.А. Овсянникова.
Список литературы
При меча н ие. Х и м и ческ и й а на л из вы пол нен в
Аналитическом центре ИВиС ДВО РАН на рентгенофлуоресцентном спектрометре «S4 PIONEER».
Аналитики: Е.В. Карташева, Н.И. Чеброва, В.М. Рагулина, М.А. Назарова, Н.А. Соловьева.
и с Тумрокских источников наблюдали раскаленные лавины. Интенсивность эксплозивной
деятельности в это время упала.
В настоящий момент извержение продолжается. Характер деятельности вулкана оценивается
по сейсмическим и спутниковым данным. Так,
третьего мая 2011 г. вновь отмечалось усиление
эксплозивной активности с формированием протяженных пепловых шлейфов и мощных пирокластических потоков (http://www.kscnet.ru/ivs/kvert/).
10
Влодавец В.И., Пийп Б.И. Каталог действующих
вулканов Камчатки // Бюлл. вулканол. станции. 1957. № 25. С. 5-95.
Иванов Б.В. Андезиты камчатки (Справочник химических анализов вулканитов и основных
породообразующих минералов). М: Наука,
2008. 364 с.
Пийп Б.И. Вулкан Кизимен // Бюлл. вулканол.
станции на Камчатке. 1946. № 13. С. 22-32.
Тембрел И.И., Овсянников А.А. Состояние вулкана Кизимен на Камчатке летом 2009 г. //
Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле. 2009. № 2.
Вып. 14. С. 7-9.
Н.А. Малик
м.н.с. ИВиС ДВО РАН
А.А. Овсянников
с.н.с. ИВиС ДВО РАН
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Научные статьи
УДК 550.83 : 551.24 (571.6)
ГРАВИТАЦИОННАЯ МОДЕЛЬ СОЧЛЕНЕНИЯ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ
И ОКЕАНИЧЕСКОЙ КОРЫ В СИХОТЭ-АЛИНЕ
© 2011 А.М. Петрищевский
Институт комплексного анализа региональных проблем ДВО РАН,
Биробиджан, 679016; e-mail: petris2010@mail.ru
В результате анализа пространственных распределений формализованного параметра оценены
реологические свойства земной коры в двух районах Сихотэ-Алиня, которые характеризуются
существованием двух слоев высокой и двух слоев пониженной вязкости. Относительно более
вязким (жестким) средам соответствуют нижний кристаллический слой Амурской плиты,
кровля которого плавно погру жается по направлению к побережью Японского моря, и
клиноформные пластины океанической коры в основании Таухинского и Кемского терейнов,
надвинутые на нижний слой континентальной коры. Вязким средам соответствуют подкоровая
зона частичного плавления в основании Восточно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса
и аккреционные комплексы Самаркинского, Журавлевского, Журавлевско-А мурского и
Киселевско-Маноминского террейнов, вовлеченные в процесс сдвиговых деформаций. Границы
континентального жесткого слоя нашли независимое подтверждение в сейсмических данных.
С помощью решения прямой линейной задачи гравитационного потенциала показано, что
понижение плотности тектонических и магматических сред может быть связано с уменьшением
их вязкости. Модели доказывают аллохтонную природу Сергеевского и Анюйского выступов
додевонских метаморфических пород, структурно не связанных с континентальным слоем
кристаллической коры. Установлены и описаны черты близкого сходства глубинного строения
южных и северных районов Сихотэ-Алиня.
Ключевые слова: гравитационная модель, земная кора, Сихотэ-Алинь.
Проблема глубинного строения окраинноматериковых складчатых систем и в особенности характер соч ленени я материковых и
океанических (субокеанических, окраинноморских) тектонических структур на протяжении
многих лет являются предметом острых дискуссий. Геологическими наблюдениями (Аккреционная…, 1993; Геодинамика…, 2006а, 2006б;
Голозубов, 2006; Маркевич и др., 1997; Соколов,
1992 и др.) на современных и палеограницах
«континент ‒ океан», или «континент ‒ окраинное
море», установлены многочисленные признаки
активных коллизионных и надсубдукционных
тектоно-магматических процессов, основным
содержанием которых являются: интенсивный
вулканизм, надвигание осадочных толщ с подножий континентальных склонов на континент
(или островные дуги), микширование и смятие
их в аккреционных призмах, горизонтальные
перемещения вулканогенно-кремнистых пластин в тектонических покровах. Однако эти
данные до последнего времени находят весьма
слабое отражение в геофизических моделях
окраинно-материковых ск ладчатых систем,
строение которых обычно трактуется исходя
из устоявшейся концепции унаследованного
прогибания архейско-протерозойского материкового «фундамента» и подошвы земной коры
под окраинно-материковыми складчатыми системами (Апрелков, Попруженко, 2009; Валитов,
2009; Злобин и др., 2007; Кулинич и др., 2007).
На Камчатке такой прогиб ослож нен рифтогенным сокращением мощности коры под
Центрально-Камчатской депрессией (Апрелков,
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
11
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПЕТРИЩЕВСКИЙ
Попруженко, 2009). В Сихотэ-Алине сочленение
континентальной и океанической земной коры
отображается в виде плавной трансформации ее
физических свойств и мощности в широкой (шириной 220-250 км) переходной зоне, без расшифровки ее геологического смысла и внутреннего
строения (Валитов, 2009; Кулинич и др., 2007),
а восточная граница распространения континентальной коры совпадает с современной границей
«суша ‒ море» (Геодинамика..., 2006а).
Новые да н н ые о гл у би н ном ст роен и и
Сихотэ-Алинской складчато-надвиговой системы (САСНС) на ее северном и южном отрезках
(рис. 1) получены с помощью формализованных
гравитационных моделей, априорно не связанных с существующей геолого-геофизической
информацией и какими-либо тектоническими
концепциями. Эти модели основываются на
самых общих представлениях о плотностных
неоднородностях земной коры Сихотэ-Алиня,
Рис. 1. Обзорна я карта районов исследовани я:
1-4 ‒ тектонические структуры: архейские и протерозойские (1), палеозойские (2), мезозойские (3)
и к а й н о з о й с к и е (4 ). О б о з н ач е н и я с т р у к т у р:
САК ‒ Северо-Азиатский кратон, супертеррейны:
БСТ ‒ Буреинский, ХСТ ‒ Ханкайский; складчатона двиговые системы: МО ‒ Монголо-Охотская,
СА ‒ Си хотэ-А линска я. Районы исследований:
1 ‒ Южно-Сихотэ-А линский, 2 ‒ Северо-СихотэАлинский.
12
в которых гравитационные аномалии не связываются с конкретными геологическими телами,
а отражают только степень плотностной дифференциации (контрастности) геологического
пространства. Они регламентируются простыми физико-математическими и в то же время
весьма широкими пространственными ограничениями на форму элементарных неоднородностей, распределения которых в геологическом
пространстве несут информацию о структурных
и вещественных, в первую очередь ‒ реологических свойствах изучаемых сред (Петрищевский,
2006а, 2006б, 2008, 2010).
МЕТОДОЛОГИЧЕСКИЙ ПОДХОД
И ТЕХНОЛОГИЯ ПОСТРОЕНИЯ
ФОРМАЛИЗОВАННЫХ
ГРАВИТАЦИОННЫХ МОДЕЛЕЙ
Методологической предпосылкой конструирования рассматриваемых далее гравитационных моделей является связь пространственных
распределений нормированной (по глубине
центра масс) поверхностной плотности сферических источников гравитационных аномалий
(μ z), эквивалентных плотностным неоднородностях компактного класса, с реологическими
свойствами геологических сред (Петрищевский,
2006б, 2008).
На первом этапе расчетных процедур вычислялись глубины залегания центров (Z 0) и
амплитуды (Vzm) локальных возмущений аномального гравитационного поля в редукции Буге
по сети профилей, равномерно пересекающих
изучаемую территорию по оптимальному направлению, поперек преобладающего простирания гравитационных аномалий. Каждое возмущение поля трактовалось как аддитивное
отображение комплексного влияния множества
геологических источников, а результаты элементарных вычислений представлялись как случайные. В южном районе Сихотэ-Алиня число единичных определений (Z0 и Vzm) составило 683,
на северном – 248. На втором этапе изучаемый
объем геологического пространства был разбит
на 25 условных слоев, внутри каждого из которых
аномальные массы объемных источников выметались на поверхности эквивалентных сфер по
Пуанкаре (Сретенский, 1946) так, чтобы сферы соприкасались с поверхностями (Нс), равноотстоящими от кровли слоев, и вычислялся параметр:
Vzm Z0
μz =
,
4pK(Z0 - Нс)2
где K – гравитационная постоянная; Нс – условная поверхность, касательная к сферам, на которые выметаются аномальные массы источников
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРАВИТАЦИОННАЯ МОДЕЛЬ СОЧЛЕНЕНИЯ
исследуемого слоя земной коры или верхней
мантии. Нс всегда располагается выше поверхности слоя, поэтому функция μz не терпит разрыв
в точках Z0 = Нс. Пиковые значения μz-параметра
сглажива лись. По физико-математическому
смыслу μz-параметр соответствует поверхностной плотности сферы, нормированной по глубине центра масс. Каждая сфера эквивалентна
сложной системе объемных источников, симметрично рассеянных в 3D-пространстве относительно общего (для системы и сферы) центра,
а ее нормированная поверхностная плотность
(μz-параметр) имеет размерность кг/м 2/км. Изолинии этого параметра на рисунках подписаны
в условных еденицах: 1 усл. ед. = 10-2 кг/м2/км.
Таким образом, во множественных точках
специализированного 3D-геологического пространства μ z(x, y, Hc) оценивалась степень его
плотностной дифференциации (контрастности)
на вертикальном отрезке, заключенном между
центром эквивалентной возмущающей массы
(Z0) и ближайшей к нему поверхностью слоя (Нс).
В жестких кристаллических средах μz-параметр имеет большее значение, а в пластичных,
вязких и частично расплавленных – меньшее, по
причине расползания (растекания) плотностных
неоднородностей и стирания резких границ
(Петрищевский, 2006а, 2006б, 2008, 2010, Петрищевский, Злобин, 2004; Ханчук, Петрищевский,
2007). В изученных автором районах СевероВосточной Азии максимумам μ z-параметра в
земной коре соответствуют жесткие массивы
и блоки древних кристаллических комплексов
(AR-PR) и пластины вулканогенно-кремнистых
пород (MZ), а минимумам ‒ турбидитовые комплексы, зоны милонитизации и аккреционные
призмы, харак теризу ющиеся микститовой
структурой, а также области и участки термогенного понижения вязкости в переходном слое
«кора ‒ мантия» под гранитоидными и вулканическими поясами (Петрищевский, 2008). В
верхней мантии по значениям μ z-параметра
уверенно различаются литосферные плиты
(максимумы) и разделяющие их выступы астеносферы (минимумы) (Петрищевский, 2006б;
Петрищевский, Злобин, 2004; Ханчук, Петрищевский, 2007). В разрезах объемных моделей
этого параметра μz-минимумы повсеместно совпадают с зонами поглощения и уменьшения
скорости сейсмических волн (ГСЗ и МОВЗзондирования), минимумами электрического сопротивления (МТЗ) и зонами нарушенного фазового состояния (частичного плавления), предполагаемыми в тепловых моделях (Петрищевский,
2006а, 2006б; 2008, 2010).
Пр ед ме т ом г е о лог и че ског о а н а л из а в
данной статье являются 3D-форма лизованн ые г рави тац ион н ые модел и μ z (x, y, Hc),
о т обра ж аем ые г оризон та л ьн ы м и среза м и
μz(x, y, Hc = Const) и разрезами μz(x, Нс), построенными с помощью стандартных средств преобразования цифровой информации в графическую (Surfer 8) и вспомогательного интерфейса
обработки 3D-массивов геолого-геофизической
информации (Глаголев, Петрищевский, 2010).
В вертикальных разрезах Сихотэ-Алинских
моделей μz(x, y, Hc) максимумы значений совпадают с жесткими пластинами кристаллической
континентальной (на западе) и океанической
(на востоке) коры, что находит подтверждение в
сейсмических разрезах (рис. 2).
Для построения структурных схем рельефа
главных гравитирующих границ раздела в земной
коре рассматриваемых районов Сихотэ-Алиня
были составлены 38 разрезов, из которых 10 представлены на рис. 3 и 5. В каждом из разрезов положение кровли жестких кристаллических слоев земной коры определялось по верхним границам μz-максимумов (рис. 3, 5).
Привязка абстрактных формализованных
гравитационных моделей к более привычному физико-геологическому отображению плотностных свойств геологического пространства (рис. 4) осуществлялась путем подбора
плотности под геометрические формы элементарных неоднородностей, определяемые в результате анализа распределений μ z-параметра.
В качестве расчетного использован алгоритм
Голиздры-Старостенко (Гравиразведка, 1981) для
элементарных тел, ограниченных вертикальными гранями.
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЛУБИННОГО
СТРОЕНИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ
В ПЕРЕХОДНОЙ ЗОНЕ
«СИХОТЭ-АЛИНЬ ‒ ЯПОНСКОЕ МОРЕ»
Южный Сихотэ-Алинь. Южная половина
САСНС, занимающая территорию Приморского
края (рис. 1), располагается в зоне сочленения
разновозрастных океанических, окраинноморских, островодужных и континентальных тектонических комплексов, активные тектонические
и магматические процессы внутри которых и на
границах между ними происходили на протяжении второй половины палеозоя (Изосов, Коновалов, 2005) в мезозое и первой половине кайнозоя
(Геодинамика …, 2006а, 2006б; Голозубов, 2006).
На северо-западе САСНС примыкает к Ханкайскому метаморфическому массиву ‒ фрагменту
Амурской плиты (Геодинамика..., 2006б; Малышев и др., 2007; Петрищевск ий, Злобин,
2004), а на юго-востоке перекрывается вулканитами Восточно-Сихотэ-А линского вулканического пояса (ВСАВП). Здесь выделяют
(Ханчук и др., 1995) пять крупных террейнов:
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
13
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПЕТРИЩЕВСКИЙ
0
а
50
136
100
О
137
0
б
150 км
О
46
О
50
100
136 О
137 О
0
в
150 км
46
50
100
136 О
О
150 км
137
О
46
О
16
О
О
6
44
О
45 20
ь
О
10
20
30
25
м
50 45
20
25
20
40
40
5
15
10
35
к
30
50
5
25
м
1
15
2
6
150
200
20
25
10
15
25 30
м
к
3
20
10
30
16
250 км
к
40
км
М
4
О
20
к
45
35
134
р. В. Кема
30
20
20
10
О
Бикин-Кема
100
10
10
20
15
133
р. Арму
250 км
10
25
132 О
г
5
40
км
134
ГСЗ
200
30
30
О
133
30
20
150
5
10
к
40
О
132
Спасск -Зеркальная
100
О
12
Кавалерово
50
25
О
135
135 О
44 40
40
35
30
м
25
15
132
Спасск
10
14
12
6
О
134
О
О
26
24
22
14
20
16 18
132
133 О
ГСЗ
44
О
О
44 40
О
СР
О
44
О
45 20
О
14
16
132
136
14
135
10
Т
МН
О
О
18
8
ал
0
ас
рк
136
О
45 20
4
п
ЗС
ГС
О
44 40
ск
е
-З
я
на
22
20
О
24
8
136
10
16
14
10
О
4
46
СМ
О
44 40
8
14
16
О
Ж
46
О
134
44О 40 О
46
20
О
28
10
8
О
134
О
44 40
45 20
12
КЕ
О
26
22
46
МН
О
О
45 20
46 О 40
16
12
40
О
134
20
О
45 20
10
ГСЗ Б и к и н - К е м а
46 40
135
135
О
135
30
40
км
СМ Ж
Рис. 2. Террейны (а), рельеф поверхности континентального (б) и океанического (в) кристаллических слоев земной
коры; корреляция распределений m z-параметра с сейсмическими границами в разрезах ГСЗ
Южного Сихотэ-Алиня (г): 1 ‒ изолинии m z-параметра (усл. ед.); 2 ‒ изолинии глубин кровли кристаллических слоев земной коры, км; 3 ‒ наиболее контрастные сейсмические границы: Конрада (К) и Мохо (М)
(Аргентов и др., 1976; Потапьев, 1980); 4 ‒ границы террейнов на схеме «а» (Ханчук и др., 1995). Обозначения
террейнов: МН ‒ Матвеевско-Нахимовский, СМ ‒ Самаркинский, Ж ‒ Журавлевский, СР ‒ Сергеевский,
T ‒ Таухинский, KЕ ‒ Кемский.
позднекембрийский Матвеевско-Нахимовский
с Вознесенским и Спасским субтеррейнами,
юрский Самарский, меловые Журавлевский,
Таухинский и Кемский (рис. 2а). Последние
два террейна почти полностью перекрыты
вулканитами ВСА ВП. Возрастные взаимоотношени я меж ду меловыми террейнами в
значительной степени условные, поскольку в
каждом из них содержатся различные по возрасту,
происхождению и структурно-формационным
характеристикам блоки, глыбы и пластины в аллохтонном залегании (тектонических покровах и
олистостромах). При этом внутри тектонических
комплексов и террейнов нередко наблюдается
обратная стратиграфическая последовательность п ластин, чеш у й и обломков пород –
омоложение разрезов по направлению сверху
14
вниз (Геодинамика…, 2006а; Голозубов, 2006).
Условия формирования, структурные взаимоотношени я мезозойск и х тек тони ческ и х
комплексов и петрохимические характеристики
магматических пород Сихотэ-Алиня часто сопоставляются с надсубдукционными процессами
(Геодинамика..., 2006а; Маркевич и др., 1997;
Ханчук и др, 1995; Martynov et al., 2007).
В разрезах объемной модели m z (x, y, Hc)
(рис. 2, 3) кристаллический (метаморфический)
слой земной коры Южного Сихотэ-Алиня отображается повышенными значениями m z -параметра (20-50 усл. ед.) и кровля его погружается в
юго-восточном направлении. Наиболее резкое
погружение кровли совпадает с положением
восточной границы Матвеевско-Нахимовского
террейна. В восточных частях разрезов повы-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРАВИТАЦИОННАЯ МОДЕЛЬ СОЧЛЕНЕНИЯ
Рис. 3. Распределения m z-параметра в разрезах земной коры Южного Сихотэ-А линя: 1 ‒ изолинии
m z-параметра (усл. ед.); 2, 3 ‒ кровля кристаллического слоя континентальной (2) и океанической (3) коры;
4 ‒ границы террейнов на схеме; 5 ‒ линии разрезов. Обозначения террейнов показаны на рис. 2.
Рис. 4. П лотностна я модель земной коры Си хотэ-А лин я по профи лю ГСЗ «Спасск-Зерка льная»:
1, 2 ‒ кривые аномалий Буге: наблюденная (1) и расчетная (2); 3 ‒ рыхлые отложения наложенных впадин;
4 ‒ вулканогенно-осадочный слой; 5 ‒ гранитно-метаморфический слой; 6 ‒ нижний слой континентальной коры; 7 ‒ океаническая кора «япономорского» типа; 8 ‒ вязкий подкоровый слой; 9 ‒ наиболее
контрастная сейсмическая граница в кристаллическом слое земной коры, интерпретируемая как граница
Конрада (Аргентов и др, 1976; Потапьев, 1980); 10 ‒ плотность тектонических сред, г/см3 ; 11 ‒ границы
террейнов. Вулканические пояса: ЗСАВП ‒ Западно-Сихотэ-А линский, ВСАВП ‒ Восточно-СихотэАлинский. Другие обозначения показаны на рис. 3.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
15
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПЕТРИЩЕВСКИЙ
138
О
140
О
142
УН
О
ЖА
50
10
100
150
200
250
10
км
5
10
15
10
Охотское море
20
10
54
10
50
КМ
ЖА
100
150
200
ЖА
40
70
20
8
8
КМ
52
У
7
50
7
10
60
1
4
55
50
50
140
25
О
142
О
5
УН
ЖА
55
35
6
9
50
7
40
км
75
60
50
200
250
40
км
км
10
20
30
40
45
40
10
20
30
25
40
60
20
30
30
25
40
35
40
40
км
6
150
200
250
15
35
45
300 км
5
0
10
20
10
20
7
55
50
30
0
100
55
8
35 30
КЕ
6
КМ
150
50
50
40
20
40
7
5
15
55
10
КЕ
35
45
45
40
55
КМ
50
30
7
50
40
100
40
км
3
8
км
20
40
УН
2
250
35
40
УН
7
О
20
100 км
200
30
60
40
км
30
О
150
45
10
0
30
10
35
СМ
20
35
55
50
КМ
100
30
50
45
40
км
УН
20
О
138
20
35
5
Татарский
пролив
Ж
25
15
ЖА
6
КЕ
50
40
О
8
БД
6
30
40
км
50
В С
А В
П
О
52
20
9
45
50
30
км
10
50
60
Л
250
10
20
30
5
УН
30
55
40
км
УН
10
35
55
9
9
40
30
25
40
км
20
35
30
30
О
9
10
25
30
35
45
50
60
55
35
50
65
35
40
30
25
10
20
30
10
20
20
30
40
км
Рис. 5. Распределения m z-параметра в разрезах земной коры Северного Сихотэ-А линя: 1 ‒ изолинии
m z-параметра (усл. ед.); 2, 3 ‒ кровля кристаллического слоя континентальной (2) и океанической (3) коры;
4 ‒ жесткая пластина в «охотоморской» верхней мантии; 5, 6 ‒ границы террейнов на схеме (5) и над разрезами (6 ); 7 ‒ позднемеловые надсубдукционные (Маркевич, 1997) вулканиты среднего и основного
состава (андезиты, андезибазальты, базальты); 8 ‒ кайнозойские рыхлые отложения; 9 ‒ линии разрезов. Обозначения террейнов: УН ‒ Ульбанский, Ж А ‒ Журавлевско-Амурский, БД ‒ Баджальский,
КМ ‒ Киселевско-Маномиский, КЕ ‒ Кемский, СМ ‒ Самаркинский, Ж ‒ Журавлевский, У ‒ Удыльская
впадина, Л ‒ Лимурчанский разлом.
шенными значениями m z-параметра фиксируется тонкая (мощностью 15-18 км) клиновидная
жесткая пластина, кровля которой наклонена в
противоположном ‒ северо-западном направлении. Форма и структурное положение этой
пластины позволяют предполагать ее надвигание
на криста ллический слой континента льной
коры. Океаническая, или субокеаническая природа этой пластины предполагалась (Глаголев,
Петрищевский, 2010) исходя из широкого присутствия в составе прибрежно-материковых
Таухинского и Кемского террейнов гипербазитов, базальтов и кремней (Геодинамика…,
20 06а; Голозу бов, 20 06), харак терн ы х д л я
океанического типа земной коры, и мантийного
16
источника андезитовых магм ВСАВП (Martynov
et al., 2007). Однако не исключено, что жесткие пластины в прибрежной части разрезов
(рис. 2, 3) могут быть перемещенными фрагментами островных дуг, или гайотов, признаки
которых наблюдаются в прибрежных районах
Сихотэ-Алиня почти повсеместно (Голозубов,
2006; Малиновский, Маркевич, 2007; Ханчук и
др, 1995; Malinovsky et al., 2006). В любом из двух
случаев эти пластины не являются восточным
продолжением континентального слоя кристаллической коры, отличаясь от него значительно
меньшей мощностью и глубиной залегания.
В разрезах, совпадающих с сейсмическими
разрезами (рис. 2г), кровля континентального
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРАВИТАЦИОННАЯ МОДЕЛЬ СОЧЛЕНЕНИЯ
жесткого слоя совпадает с границей Конрада, а подошва – с границей Мохоровичича.
В восточной части разрезов Сихотэ-А линя
вторая г раница прослеж ивается неу веренно, а на профиле ГСЗ «Спасск-Зерка льная»
(Аргентов и др, 1976; Потапьев, 1980) она совпадает с подошвой океанической жесткой
пластины, надвинутой на континентальный
гранитно-метаморфический слой. В интервале x = 120-180 км горизонтальной разметки
этого разреза (рис. 2г) и в разрезе 2-2 (рис. 3) локально проявлена еще одна тонкая (мощностью
7-8 км) пластина, структурно обособленная от
жесткой континентальной коры на западе и океанической на востоке. Она пространственно коррелируется с Сергеевским террейном – выступом
метаморфических пород, сложенным додевонскими габброидами (на 80%), мраморами, кристаллическими сланцами и амфиболитами (Ханчук
и др., 1995). Таким образом, формализованная
гравитационная модель, полученная без использования априорных тектонических концепций
и какой-либо вспомогательной (к аномальному
гравитационному полю) геолого-геофизической
информации, подтвердила геологические предположения (Голозубов, 2006; Khanchuk, 2001)
об аллохтонной природе Сергеевского выступа,
ранее длительное время считавшегося «фундаментом» мезозойских складчатых комплексов.
Поведение рельефа поверхности континентального (рис. 2б) и океанического (рис. 2в) жестких слоев Южного Сихотэ-Алиня в плане характеризуется резко противоположными тенденциями.
Кровля континентального слоя погружается на
восток и юго-восток, при этом наиболее резкое
погружение наблюдается на границе МатвеевскоНахимовского архейско-протерозойского метаморфического террейна. Южный и северный
блоки этого террейна на 6-8 км различаются по
уровню залегания кровли метаморфического слоя
земной коры, что соответствует возрасту картируемых на поверхности тектонических комплексов.
В Южном блоке вдоль границы террейна (рис. 2а)
обнажаются архейские и протерозойские и комплексы, а Северный блок перекрыт палеозойским
терригенным чехлом и мезозойскими вулканитами
Алчанской зоны (Геодинамика..., 2006а).
В ориентировках преобладающих простираний изолиний рельефа кровли континентального (рис. 2б ) и океанического (рис. 2в)
слоев земной коры ясно проявлено угловое
несогласие, которое может быть следствием
трансформного сдвига на позднемезозойской
окраине континента (Геодинамика…, 2006а,
2006б; Голозубов, 2006; Khanchuk, 2001). Судя по
полученным данным (рис. 2, 3), подошвой этого
сдвига может быть кровля жесткого метаморфического слоя континентальной коры.
Формализованное представление о строении земной коры Юж ного Си хотэ-А лин я
(рис. 2, 3) дополняет плотностной разрез (рис. 4),
при построении которого в качестве границ
раздела сред разной плотности приняты гран и ц ы резк и х изменен и й значен и й и морфологических особенностей распределений
m z-параметра (рис. 2г). По-существу, была решена 2D-линейная обратная задача по нахождению распределений плотности в средах с
закрепленными границами. Расчеты выполнены в относительной шкале плотности, а соответствующие им абсолютные значения вычислены
исходя из средней плотности вулканогенноо с а доч ног о ( s = 2.68 г/см 3 ) и г ра н и т но метаморфического (s = 2.75 г/см3) слоев.
В иллюстрируемом разрезе (рис. 4) отчетливо
проявлены два слоя повышенной жесткости и
плотности (2.87-2.92 г/см 3), соответствующие
зонам повышенных значений m z-параметра.
На западе этот слой соответствует нижнему слою
континентальной коры, кровля которого совпадает с сейсмической границей Конрада (Аргентов и др, 1976; Потапьев, 1980), а на востоке –
криста ллическому слою океанической, или
«переходной» (Валитов, 2009; Геодинамика…,
2006а; Кулинич и др., 2007) япономорской коры.
Мощность последнего (23-25 км) приблизительно
соответствует гравитационным оценкам мощности коры у подножия континентального склона
(Кулинич и др., 2007). Пространственное расположение жестких слоев указывает на отсутствие
каких-либо унаследованных связей между ними,
или плавной трансформации континентальной
коры в океаническую, как это предполагается
некоторыми исследователями (Геодинамика…,
2006а; Кулинич и др., 2007).
По полученным данным региональные особенности гравитационных аномалий Южного
Сихотэ-Алиня объясняются пространственными параметрами и взаимным расположением
4 структурных элементов: (1) – нижним кристаллическим слоем земной коры Амурской
плиты, (2) – нижнекоровой жесткой пластиной
япономорской коры, (3) – аккреционной призмой
в центральном Сихотэ-А лине, (4) – подкоровым слоем пониженной вязкости в Восточном
Сихотэ-А лине. Последний пространственно
коррелируется со слоем аномальной электропроводности (Никифоров, Дмитриев, 2007) и
позднемезозойскими вулканитами в ВосточноСихотэ-Алинском поясе. Судя по геофизическим
признакам, подкоровый слой пониженной вязкости в Восточном Сихотэ-Алине, являвшийся источником позднемезозойских и раннекайнозойских вулканических магм, до сих пор находится
в расплавленном или частично расплавленном
(вязком) состоянии.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПЕТРИЩЕВСКИЙ
Северный Сихотэ-Алинь. В геологическом
строении Северного Сихотэ-Алиня принимают
участие юрские терригенные, преимущественно т урбидитовые, комп лексы с небольшим
присутствием кремней и базальтов, смятые в
Ульбанской и Самаркинской аккреционных
призмах, меловые терригенные комплексы и турбидиты Журавлевско-Амурского террейна (фрагмента синсдвигового бассейна турбидитовой
седиметации), Кемский террейн с выраженными
признаками островодужного происхождения
(Ханчук и др, 1995; Malinovsky et al., 2006) и
Киселевско-Маноминский террейн, сложенный
преимущественно кремнистыми образованиями
с подчиненным присутствием известняков,
аргиллитов и а левролитов (Геодинамика...,
2006а). Последний террейн отождествляется
(Маркевич и др., 1997) с надсубдукционной
аккреционной призмой а лбьского возраста.
Жу рав левско-А м у рск и й террей н я в л яется
северным аналогом Журавлевского (рис. 2а), а
Кемский островодужный террейн продолжается с юга на территорию Северного Сихотэ-Алиня
без видимых осложнений. По мнению А.В. Кудымова (2002), нижнемеловые терригенные отложения Северного Сихотэ-А линя в составе
Журавлевско-Амурского и части КиселевскоМаноминского террейнов можно рассматривать
как осадочное выполнение задугового бассейна.
Таким образом, геологическое строение
Северного Сихотэ-Алиня незначительно отличается от строения его южных районов: в обоих
районах наблюдается направленное омоложение
складчатых и магматических комплексов с запада на восток и ясно проявлены признаки последовательного надвигания, или «наволакивания»
(Голозубов, 2006) тектонических чешуй с востока на запад.
В разрезах объемной модели распределения
m z-параметра в земной коре Северного СихотэАлиня (рис. 5) проявлены те же особенности, которые наблюдались в разрезах Южного СихотэАлиня (рис. 2, 3). В западных частях разрезов
высокими значениями нормированной плотности эк вива лентны х сфер ( m z) четко отобра жается криста л ли ческ ий жестк ий слой
континентальной коры, кровля которого погружается под окраинно-материковые КиселевскоМаноминский и Кемский террейны. Наиболее
резкое изменение наклона кровли этого слоя
происходит в зоне Лимурчанского разлома, отделяющего Ульбанский и Баджальский юрские
террейны от меловых Журавлевско-Амурского и
Киселевско-Маноминского (рис. 5). Мощность
континентальной коры сокращается по направлению с юга на север: на широте 50° с.ш. она составляет 38-40 км , а в Сахалинском заливе Охотского
моря ‒ 26-28 км. Эти оценки, основывающиеся
18
на формализованных гравитационных моделях,
совпадают с данными глубинных сейсмических
зондирований (ГСЗ). На профиле Комсомольск ‒
мыс Сюркум (Потапьев, 1980) мощность земной
коры составляет 35 км, а на охотоморских профилях ГСЗ (Злобин, 2002; Структура…, 1996),
пересекающих северную оконечность о. Сахалин
и Шантарские острова – 28-30 км. В недавней
обобщающей работе (Геодинамика…, 2006а),
компилирующей сейсмические и гравитационные модели земной коры в южных районах
Дальнего Востока России, мощность земной
коры Сихотэ-Алиня тоже уменьшается с юга на
север: от 40 км на широте 44° с.ш. до 28-30 км на
широте 54° с.ш.
В восточных частях разрезов, в интервале
глубин 15-27 км, регистрируется m z-максимум,
структурно обособленный от жесткой континентальной коры. По аналогии с Южным
Си хо тэ-А л и нем т ек т он и ческ а я п ласт и на,
соответству ющая этом у максим у м у, может
иметь океаническое происхождение, чему не
противоречат океаническ ий тип осадконакопления вулканогенно-терригенных толщ в
Журавлевско-Амурском террейне (Голозубов,
2006) и значительное присутствие андезитов,
базальтов, их туфов и лав в составе Кемского
террейна (Голозубов, 2006). С другой стороны,
пред положен ие об ост ровод у ж ном происхождении Кемского террейна (Голузубов, 2006;
Malinovsky et al., 2006) позволяет связывать этот
m z -максиму м с перемещенным фрагментом
палеостровной дуги, подобным Сергеевскому,
Анюйскому (Голозубов, 2006) или СрединноКамчатскому (Петрищевский, 2006а) выступам
метамофических комплексов.
На всем протяжении северной половины
Сихотэ-Алиня сочленение описанной структуры с континентальной корой характеризуется
дискордантными взаимоотношениями (рис. 5),
при этом к зонам их контактов приурочены излияния андезитов и базальтов, сопровождаемые
зонами пониженной вязкости (уменьшением
m z-параметра) в ни ж нем слое земной коры,
а также Удыльская кайнозойская впадина –
северо-восточный фрагмент Средне-Амурского
садочного бассейна.
Полученные данные дают основание согласиться с выводами тех исследователей (Маркевич
и др., 1997), которые отождествляют КиселевскоМаноминский террейн с аккреционной призмой.
На всех разрезах (рис. 5) эта структура выражена
прогибанием приповерхностного (вулканогеннооса дочного) слоя земной коры до гл убины
15-20 км. В южных районах Сихотэ-Алиня такой
же прогиб имеет место под Самаркинским и
Журавлевским террейнами (рис. 3, разрезы 3-3,
4-4 и 5-5).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРАВИТАЦИОННАЯ МОДЕЛЬ СОЧЛЕНЕНИЯ
В основании разреза объемной модели
m z-параметра в северо-восточной (охотоморской)
части рассматриваемого района (рис. 5) в верхней
мантии предполагается еще один слой повышенной жесткости (выраженный m z-максимумом),
вертикальная мощность и глубина проникновения которого под континентальные структуры
убывают с севера на юг, то есть. по мере удаления
от северо-восточной границы Амурской плиты
(Петрищевский, Злобин, 2004).
В плане поведение рельефа поверхностей
континентального (рис. 6а) и океанического
(рис. 6б) кристаллических слоев земной коры
в Северном Сихотэ-А лине характеризуется
противоположными трендами. На первой схеме
(рис. 6а), также, как и в Южном Сихотэ-Алине
(рис. 3б), ясно проявлено погружение кровли
жесткой (метаморфической) континента льной коры с запада на восток. Рельеф кровли
океанической коры (рис. 6б ) более сложный.
В северной половине рассматриваемого района
происходит резкое погружение этой границы: от
9 км в Охотском море до 18 км на северном фланге
Сихотэ-Алинской складчато-надвиговой системы. Под Кемским и южной частью КиселевскоМаноминского террейнами рельеф кровли
океанической коры осложнен локальным поднятием до глубины 9-11 км от поверхности Земли.
Вероятная двойственная природа этой обособленной в пространстве структуры с размерами
в плане 80-220 км (рис. 6б) рассмотрена выше
при описании разрезов (рис. 5), однако автор в
большей степени склоняется к островодужному
варианту ее происхождения.
ВЫВОДЫ
Анализ пространственных распределений
m z -параметра, описывающего п лотностные
свойства земной коры Сихотэ-Алиня в двух его
районах, выявил устойчиво повторяющиеся в
38 разрезах признаки дискордантного сочленения континентальной и океанической (либо
субокеанической) коры в переходной зоне от
Амурской плиты к Тихому океану, граничащему
с северо-восточной континентальной окраиной
Рис. 6. Схемы рельефа кровли кристаллической континентальной (а) и океанической (б) коры в Северном
Сихотэ-Алине: 1 ‒ глубина залегания границ, км. Обозначения структур показаны на рис. 5.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПЕТРИЩЕВСКИЙ
Евразии в позднем мезозое, то есть. до раскрытия
Япономорской рифтогенной впадины.
В ф орма л из ов а н н ы х г ра ви т а ц ион н ы х
моделях по высоким значениям этого параметра уверенно диагностируется метаморфический слой земной коры, обнажающийся в
Матвеевско-Нахимовском террейне и залегающий в основании Ульбанской и Самаркинской
аккреционных призм, сложенных с поверхности
юрскими комплексами. В разрезах ГСЗ верхняя
граница этого слоя совпадает с границей Конрада, а нижняя ‒ с границей Мохо. В прибрежной полосе Сихотэ-Алиня по этому же признаку
картируются тонкие (мощностью от 12 до 18 км)
клиноформные пластины, надвинутые на нижний (жесткий) слой континентальной коры. Эти
пластины представляют собой перемещенные
фрагменты океанической, или островодужной,
коры. Их выражением на поверхности Земли
являются, по-видимому, Сергеевский и Анюйский выступы древних (додевонских) метаморфических и магматических комплексов в окружении мезозоид.
Обнаружены отчетливые черты сходства
распределен и й m z -парамет ра в северн ы х и
юж ных районах Сихотэ-А линя, свидетельствующие о близком строении и однотипном
характере коллизионных процессов на всем изученном (рис. 1) протяжении позднемезозойской
палеограницы «континент ‒ океан». В обоих
районах, в частности, подтверждена островодужная природа Кемского террейна, в основании
которого за легает перемещенный фрагмент
океанической (и ли окраиноморской) коры.
Ее мощность не превышает 25 км. В прибрежной полосе Сихотэ-Алиня шириной 100-150 км
отсутствует континентальный гранитно-метаморфический слой. На севере и юге САСНС
одинаково диагностируется утолщение приповерхностного вулканогеннно-осадочного слоя
под Самаркинской и Киселевско-Маноминской
аккреционными призмами.
Полученные данные приводят к предположению, что Журавлевский и Самаркинский
террейны в Южном Сихотэ-Алине представляют собой единую структуру, которая в начале
своего формирования развивалась как аккреционная призма, а на завершающих этапах была
вовлечена в сдвиговые процессы на трансформной
северо-восточной окраине Азии с образованием
локальных зон растяжений типа пулл-апарт.
Восточной границей широкой сдвиговой зоны являются Прибрежный и Колумбинский разломы,
а западной ‒ Арсеньевский. В северных районах
Сихотэ-Алиня аналогичными особенностями
глубинного строения характеризуются сопряженные в сдвиговой зоне Журавлевско-Амурский и
Киселевско-Маноминский террейны.
20
Формализованные гравитационные модели,
полученные без привлечения вспомогательной
геолого-геофизической информации, обнаружили их адекватное соответствие сейсмическим
(ГСЗ) и магнитотеллурическим (МТЗ) данным,
в том числе независимо от них подтвердили закономерное уменьшение мощности земной коры
по простиранию Сихотэ-Алинской складчатонадвиговой системы с юга (от 40 км) на север
(до 28 км).
Выполненные расчеты иллюстрируют вероятную связь между уменьшением плотности тектонических и магматических сред с понижением из вязкости.
Работа выполнена при поддержке гранта
ДВО РАН 09 – III – 08 – 437.
Список литературы
Аккреционная тектоника Восточной Камчатки.
М.: Наука, 1993. 272 с.
Аргентов В.В., Гнибиденко Г.С., Попов А.А., Потапьев С.В. Глубинное строение Приморья (по
данным ГСЗ). М.: Наука, 1976. 89 с.
Апрелков С.Е., Попруженко С.В. ПенжинскоЗападно-Камчатская ск ладчатая зона и
Укэла я т-Сред и н н ы й блок в ст ру к т у ре
Корякского нагорья и Камчатки // Тихоокеанская геология. 2009. Т. 28. № 4. С. 90-104.
Валитов М.Г. Структурно-плотностная трансформация земной коры в зоне сочленения
Центральной котловины Японского моря
с континентом. Автореф. дисс. канд. геол.мин. наук. Владивосток, 2009. 24 с.
Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России. / Под ред. А.И. Ханчука. Владивосток: Дальнаука, 2006а. Кн. 1. 572 с.
Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России / Под ред. А.И. Ханчука. Владивосток: Дальнаука, 2006б. Кн. 2. 981 с.
Глаголев В.Н., Петрищевский А.М. Простой алгоритм построения разрезов с использованием
3D-массивов геолого-геофизических данных
(Юго-Восток России) // Тихоокеанская геология. 2010. Т. 29. № 3. С. 78-85.
Голозубов В.В. Тектоника юрских и нижнемеловых комплексов северо-западного обрамления Тихого океана: Владивосток: 2006,
Дальнаука. 239 с.
Гравиразведка. Справочник геофизика. М.: Недра, 1981. 397 с.
Злобин Т.К. Строение земной коры Охотского моря
и нефтегазоносность ее в северо-восточной
(Прикамчатской) части (по сейсмическим данным). Южно-Сахалинск: Дальнаука, 2002. 97 с.
Злобин Т.К., Сафонов Д.А., Злобина Л.М. Очаги
землетрясения и глубинное строение земной
коры и верхней мантии по профилю Южный
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРАВИТАЦИОННАЯ МОДЕЛЬ СОЧЛЕНЕНИЯ
Сахалин ‒ Охотское море – Камчатка // Тихоокеанская геология. 2007. Т. 26. № 3. С. 46-55.
Изосов Л.А., Коновалов Ю.И. Западно-СихотэА линск ий окраинно-континента льный
вулканический пояс и его тектоническая
позиция в Западно-Тихоокеанской зоне
перехода континент-океан. Владивосток:
Дальнаука, 2005. 314 с.
Кудымов А.В. Строение нижнемеловых отложений Восточно-Сихотэ-Алинского прогиба
и его тектоническая природа (на примере
Северного Сихотэ-Алиня). Автореф. дисс.
канд. геол.-мин. наук. Хабаровск, 2002. 23 с.
Кулинич Р.Г., Валитов М.Г, Николаев С.М., Колпащикова Т.Н. Рельеф поверхности Мохо и
типы земной коры в северо-западной части
Японского моря по гравиметрическим данным // Дальневосточные моря России. Т. 3.
Геологические и геофизические исследования. М.: Наука, 2007. С. 48-52.
Ма линовский А.И., Маркевич П.В. Тя желые
обломочные минералы островодужных комплексов Дальнего Востока // Тихоокеанская
геология. 2007. Т. 26. № 1. С. 81-93.
Малышев Ю.Ф., Подгорный В.Я., Шевченко Б.Ф
и др. Глубинное строение структур ограничения Амурской литосферной плиты // Тихоокеанская геология. 2007. Т. 26. № 2. С. 3-17.
Маркевич П.В., Филиппов А.Н, Малиновский А.И.
и др. Меловые вулканогенно-осадочные
образования Нижнего Приамурья (строение,
состав и обстановки седиментации). Владивосток: Дальнаука, 1997. 300 с.
Никифоров В.М., Дмитриев И.В. Геоэлектрический разрез тектоносферы в зоне сочленения Япономорской впадины с материковым
обрамлением // Тихоокеанская геология.
2007. Т. 23. № 1. С. 3-14.
Петрищевский А.М. Тектоническая интерпретация плотностных неоднородностей в земной
коре и верхней мантии Камчатки // Тихоокеанская геология. 2006а. Т. 24. №3. С. 53-61.
Петрищевский А.М. Гравитационный индикатор
реологических свойств тектоносферы дальневосточных окраин России // Физика Земли. 2006б. № 8. С. 43-59.
Петрищевский А.М. Вязкий слой на границе
кора-мантия (Дальний Восток) // Геотектоника. 2008. № 5. С. 37-48.
Петрищевский А.М. О гравитационной томографии // Геофизика. 2010. № 2. C. 71-80.
Петрищевский А.М. Злобин Т.К. Плотностная
неоднородность тектоносферы Охотоморского региона // Ученые записк и Сахалинского государственного университета:
Сборник научных статей. Вып. 4. ЮжноСахалинск: Изд-во CахГУ, 2004. С. 10-20.
Потапьев С.В. Авиасейсмические исследования
земной коры. М.: Наука, 1977. 170 с.
Потапьев С.В. Соотношение поверхностной и
глубинной структуры земной коры Приамурья и Приморья. Глубинное строение литосферы Дальневосточного региона / Под ред.
В.В. Онихимовского. Владивосток: Изд-во
ДВНЦ АН СССР, 1980. С. 43-53.
Соколов А.Д. Аккреционная тектоника КорякскоЧукотского сегмента Тихоокеанского пояса.
М.: Наука, 1992. 182 с.
Сретенский Л. Н. Теория ньютоновского потенциа ла. М.-Л.: ОГИЗ-ГОСТЕХИЗДАТ.
1946. 332 с.
Структура и динамика литосферы и астеносферы Охотоморского региона. Результаты
исследований по международным геофизическим проектам / Под ред. А.Г. Родникова.
М.: Национальный геофизический комитет,
1996. 337 с.
Ханчук А.И., Раткин В.В., Рязанцева М.Д. и др.
Геология и полезные ископаемые Приморского
края: очерк. Владивосток: Дальнаука, 1995. 66 с.
Ханчук А.И., Петрищевский А.М. Астеносфера и
плиты Северо-Восточной Азии // ДАН. 2007.
Т. 412. № 5. С. 689-693.
Khanchuk A. I. Pre-Neogene tectonics of the Sea-ofJapan region: A view from Russian side // Earth
Science (Chikyu Kagaku). 2001. V. 5. № 5.
С. 275-291.
Malinovsky A.I., Golozubov V.V. Simanenko V.P. The
Kema Island-Arc Terrane, Eastern Sikhote Alin:
Formation Settings and Geodynamics // Doklady
Earth Sciences. 2006. V. 410. № 7. P. 1026-1029.
Martynov Yu. A., Chashchin A. A., Simanenko V.P.
et al. Maestrichtian-Danian Andesite Series of the
Eastern Sikhote Alin: Mineralogy, Geochemistry,
and Petrogenetic Aspects // Petrology. 2007. V. 15.
№. 3. P. 275-295.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
21
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПЕТРИЩЕВСКИЙ
GRAVITY MODEL OF THE CONTINENT-OCEAN CRUST
ADJASTMENT IN SIKHOTE-ALIN
A.M. Petrishchevsky
Institute of Complex Analysis of Regional Problems FEB R AS, Birobijan
Results of the space distributions of the formalized parameter allowed evaluating the rheological properties
of the crust within two regions in the South Sikhote-Alin area. These properties are characterized by two
highly viscous and two lesser viscous layers. Relatively more viscous structures correspond to low crystal
layer of the Amur plate which roof is submerging slowly towards the coast of Sea of Japan, and wedge-like
slabs of the ocean crust beneath the Taukhinsky and Kemsky terranes which thrust over the lower layer of
the continental crust. Viscous layers correspond to the subcrustal zone with partial melting beneath the
East-Sihote-Alin Volcanic Belt, and accretion complexes of the Samarka, Zhuravlevka and KiselevkaManominka terranes, which were later involved in a process of the strike-sleep deformations.
Seismic data proved the continental rigid layer boundaries to be true. The calculated linear gravity problem
revealed that less density of both tectonic and magmatic structures may be caused by their low viscosity.
The introduced models show the allochthonous nature of the Sergeevsky and Anyuysky upwarps of the PreDevonian metamorphic rocks which have no structural connection with continental layer of crystal crust.
The article describes features of deep structure affinity of southern and northern zones of Sikhote-Alin.
Keywords: gravity model, crust, Sikhote-Alin.
22
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
УДК 550.838.5+550.8.05
ФЛЮИДНЫЕ СИСТЕМЫ СРЕДИЗЕМНОМОРЬЯ
© 2011 А.А. Петрова, М.С. Петрищев
Санкт-Петербургский филиал Учреждения Российской Академии Наук
Института земного магнетизма, ионосферы и распространения радиоволн им. Н.В. Пушкова РАН,
Санкт-Петербург, 191023; e-mail: mp@izmiran.spb.ru
В работе проведено исследование неоднородностей внутреннего строения земной коры
Средиземноморья по результатам анализа данных гидромагнитной съемки, магнитных аномалий
карты WDMAM 2007 и спутника CHAMP. Глубины очагов землетрясений и сейсмические
границы соотнесены с положением марк иру ющих горизонтов геомагнитных разрезов.
По материалам площадных приземных и спутниковых съемок геомагнитного поля построены схемы
распределения слабомагнитных ареалов флюидных систем для глубин 5 и 20 км. Сопоставление
характера расположения этих ареалов с тектоническим режимом Средиземного моря подчеркнуло
основные особенности строения, влияющие на размещение природных ресурсов региона.
На основе изучения известных месторождений моря Леванта и Тирренского моря в работе показана
роль элементов флюидных систем в подпитке нефтегазовых и геотермальных месторождений.
По результатам исследований предложен региональный критерий мелкомасштабного прогноза для
постановки геологоразведочных работ на нефть, газ и геотермальные месторождения в районах
южного побережья Средиземного моря, юго-западной части моря Леванта и восточнее о. Кипр.
Ключевые слова: геомагнитное поле, флюидные системы, нефть, газ, геотермальное месторождение.
ВВЕДЕНИЕ
Опыт интерпретации геомагнитной съемки
на территории России и за ее пределами при
работах на нефть, газ и гидротермальные ресурсы
показал, что аномальное магнитное поле модуля
(∆T ) a и вертика льной компоненты (ΔZ ) a на
месторождениях таких типов обладает специфическими особенностями (Копытенко и др., 2011;
Мавричев, Петрова, 2001; Мавричев и др., 2002;
Петрищев и др., 2011). В верхней коре выделяются
треки слабомагнитных подводящих каналов,
которые прослеживаются из низов земной коры.
Субгоризонтальные слабомагнитные слои в
средней части коры ассоциируются с областями
пониженных значений сейсмической cкорости,
плотности и повышенной электропроводности.
По совокупности признаков выделенные структуры идентифицируются как реологически ослабленные слои (Киссин, 2009; Копытенко и др.,
2011; Петрищев и др., 2011). Ослабленные зоны
связываются с процессами динамотермального
метаморфизма пород и играют важную роль в
процессе транспорта флюида к поверхности.
Эти особенности отражаются на структуре гео-
термического поля в виде повышенных значений
теплового потока. Наличие основных элементов
флюидной системы в виде ослабленных зон и
подводящих каналов является важным условием возобновляемости ресурсов как в случае
углеводородных (УВ), так и геотерма льных
месторождений.
Поиск подводящих каналов подпитки нефтегазовых месторождений осадочного чехла за счет
притока УВ из глубин фундамента представляет
большой интерес при оценке перспектив нефтегазоносности бассейна. В этом случае формирование месторождений происходит за счет вертикально восходящей миграции углеводородных
флюидов через разломы, секущие кристаллический фундамент и нижние горизонты осадочного чехла. Так, например, на Ромашкинском
месторождении Татарстана (Ларочкина, 2008) и
Куюмбино-Юрубчено-Тохомском ареале нефтегазонакопления Восточной Сибири (Харахинов
и др., 2011) установлена доминирующая роль
восходящей миграции нефти. Для этих месторождений и месторождений Северного моря
показано, что пути миграции потоков тепла и
флюидов в нефтегазоносных бассейнах четко
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
23
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПЕТРОВА, ПЕТРИЩЕВ
отражаются в особенностях структуры геомагнитного поля (Петрова, Демина, 2009; Petrova,
Demina, 2010). Флюидопроводящие каналы,
по-видимому, возникают под действием восходящего потока тепла и флюидов, поднимающихся по разломам с больших глубин и расходящихся в верхней части коры на отдельные струи.
Внутри каналов идет направленное преобразование пород, изменяющее их физические свойства, в том числе магнитные. В результате этого
процесса пути миграции флюидизированных
потоков прослеживаются на глубинных геомагнитных разрезах в виде сквозных немагнитных
треков, секущих слои земной коры. Латеральная
расслоенность литосферы проявляется в виде
зоны пониженной магнитности с квазислоистой структурой. Чередование магнитных неоднородностей и слабомагнитных образований в
разрезе идентифицируется с положением маркирующих границ по сейсмическим данным
(Маловицкий, Осипов, 1975; Москаленко, 1981;
Петрова, Баткова, 2009; Петрова и др., 2009; Grad
et al., 2009 и др.).
Детальные исследования месторождений
гидротермальных вод в России и за рубежом
(Копытенко и др., 2011; Петрищев и др., 2011)
подтвердили наличие в земной коре системы
ослабленных линз, выстроенных в субвертикальную систему, которую можно ассоциировать с каналом флюидной проработки.
Целью настоящей работы является анализ особенностей флюидной системы Средиземноморья на примере наиболее кру пных
проявлений нефтегазовой и геотерма льной
активности для выявления потенциала всего
этого региона и составления прогноза площадей,
перспективных на проведение поисковых геологоразведочных работ.
Исследование магнитных и слабомагнитных неоднородностей земной коры проведено
методом спектрально-пространственного анализа (Петрова, 1976), позволяющим конвертировать спектрально-пространственное представление геомагнитного поля в глубинный
геомагнитный разрез (Мавричев, Петрова,
2001; Петрова, 1980; Петрова, Демина, 2009;
Petrova, Demina, 2010). Расчеты намагниченности выполнены по системам профилей, пересекающих известные газонефтеносные структуры (Eppelbaum, Katz, 2011) моря Леванта.
Результаты представлены в виде глубинных геомагнитных разрезов. В результате выполненных
исследований выявлены особенности флюидной
системы Средиземного моря, исследованы зоны
сочленения блоков с различными типами земной
коры и специфика тектонических нарушений,
проявившихся в виде контактов пород разной
намагниченности.
ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ
РАЙОНА СРЕДИЗЕМНОМОРЬЯ
По особенностям строения и тектоническому режиму Средиземное море отчетливо
разделяется на два сектора, расположенные к
западу и востоку от Ионического моря (рис. 1).
Рис. 1. Глубина погружения границы Мохоровичича Средиземноморья и положение очагов глубинных
землетрясений в пределах Тирренского моря: 1 – граница береговой линии; 2 – профили гидромагнитной
съемки; 3 – профили по материалам Мировой карты WDMAM 2007; 4 – места проявления геотермальной
активности.
24
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ФЛЮИДНЫЕ СИСТЕМЫ СРЕДИЗЕМНОМОРЬЯ
Западный сектор считается вовлеченным в процесс формирования океанической коры, для восточного сектора такого рода явления не характерны, он отличается большей стабильностью
и гомогенностью (Хаин и др., 1998). Западный
сектор находится в пределах альпийского пояса,
составной частью которого являются морские
впадины. Восточный сектор, называемый морем
Леванта, находится на продолжении АфриканоАравийской платформы вне альпийского пояса.
Изучение глубинного строения Средиземного
моря выполнено на основе цифровой базы
данных, созданной по материалам гидромагнитной компонентной съемки, выполненной
нау ч но-исследовател ьск и м суд ном «Заря»
(Баткова и др., 2007; Карасик и др., 1986).
Проведенное исследование по протяженным
(более 3500 к м) профи л ям 1 и 2 от четливо
отражает особенности строения осадочного
чехла и фундамента геологических структур
Средиземноморья (рис. 1, 2). В качестве исходных
данных использована аномальная составляющая
вертикальной компоненты геомагнитного поля
(ΔZ )a.
Профиль 1 (рис. 2а) пересекает северную
часть главных геоструктур – область ЗападноСредиземноморского опускания и ВосточноСредиземноморскую плиту. На магнитном разрезе отражаются неоднородности строения
разных тектонических блоков. Блоки отличается
степенью насыщенности магнитоактивными
телами и глубинами залегания поверхности
Мохоровичича (М). На разрезе по профилю 2
(рис. 2б) между 10 и 16 меридианами выделяется
блок Африкано-Сицилийского порога. Характер
сочленения мегаблоков отражает своеобразие
Рис. 2. Геомагнитные разрезы по профилям 1 (а) и 2 (б). Пунктиром отмечено положение границы М.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
25
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПЕТРОВА, ПЕТРИЩЕВ
строения зон тектонических нарушений, проявляющихся в виде вертикальных и наклонных
контрастных контактов пород с разной намагниченностью.
НЕФТЕГАЗОНОСНОСТЬ
Большой интерес при исследовании глубинного строения земной коры нефтегазоносных
бассейнов вызывают неоднородности внутрикоровых слоев в диапазоне глубин от 10 до 40 км
(Павленкова, 2001; Петрова, Баткова, 2009;
Петрова, Демина, 2009; Petrova, Demina, 2010).
Это – реологически ослабленные слои в средней и
нижней коре, которые характеризуются пониженными значениями скоростей сейсмических волн,
намагниченности, плотности и повышенной
электропроводностью. Исследование нефтегазоносных бассейнов по магнитометрическим данным позволяет уточнить характер расслоенности
среднего и нижнего слоев земной коры. Так, например, флюидный канал, выходящий в районе нефтегазоносного Валенсийского бассейна (рис. 2а),
проходит через ослабленные флюидонасыщенные
слои, расположенные в диапазоне глубин 12-20 км
и 30-35 км. Слабомагнитные проницаемые зоны
на геомагнитном разрезе отражают пути миграции
восходящих струй флюидизированных потоков,
выходящих из верхней мантии.
Для нефтегазоносных бассейнов Северного
и Баренцева морей по особенностям структуры
анома льного магнитного поля (ΔZ ) a и (ΔT ) a
най дена закономерност ь в распределен и и
латера льных и вертика льных неоднородностей в зонах нефтегазогенерации (Петрова,
Баткова, 2009; Петрова, Демина, 2009; Petrova,
Demina, 2010). Изучение областей с известной
нефтегазоносностью позволяет уточнять
специфику строения нефтегазоносных бассейнов в конкретном регионе исследования.
В Средиземном море такой областью может
служить восточная часть моря Леванта, где
известны нефтегазоносные поля с месторождениями нефти и газа.
Наши исследования выполнены по профилям 1-5 (рис. 1, 2, 3), которые проходят
вблизи газоносной зоны дельты р. Ни л
(Eppelbaum, Katz, 2011). Эти области газоскопления тяготеют к слабомагнитным флюидонасыщенным слоям, расположенным в
средней части коры (рис. 2, 3).
Профиль 1 в юго-восточной части пересекает зону газовых и нефтяных месторождений дельты р. Нил (рис. 2а). На разрезе эта
зона видна как слабомагнитная область в
интервале глубин от 3 до 6 км, приуроченная
к ослабленному слою средней коры на глубине около 12-15 км. По нашему мнению возможно, что в 300 км к северо-западу от дельты
р. Нил существует мощная зона нефтегазообразования, подпитываемая по флюидоподводящему каналу с глубины около 17 км.
На разрезе по профилю 2 (рис. 2б) наиболее мощная подпитка проявляется по
сквозному каналу в зоне месторождений к
западу от дельты р. Нил. Кроме того, на геомагнитных разрезах хорошо прослеживается
путь продвижения наклонного канала, на
выходе которого на глубинах от 2 до 5 км возможно скопление УВ с глубинной подпиткой,
которая является основой долгосрочности и
возобновляемости месторождений.
На разрезе по профилю 3 области газообразования западнее дельты р. Нил приуро-
Рис. 3. Геомагнитные разрезы чехла и фундамента вдоль профилей 3 (а), 4 (б) и 5 (в). Известные месторождения углеводородов: 1 – газа; 2 – нефти; 3 – предполагаемые зоны нефтегазонакопления.
26
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ФЛЮИДНЫЕ СИСТЕМЫ СРЕДИЗЕМНОМОРЬЯ
чены к трекам пониженной намагниченности в
интервале глубин от 4 до 7 км (рис. 3а). Возможно,
что они подпитываются с глубины около 20 км.
Кроме того, к месторождению возле южного
побережья о. Кипр из этой же глубинной зоны
выходит наклонная ветвь северо-восточного
направления, что говорит о наличии здесь флюидного канала и возможной перспективности
района на УВ.
Профиль 4 на юго-западе пересекает месторождение, приуроченное к мощному флюидоподводящему каналу углеводородной проработки, идущему с глубины 10-13 км (рис. 3б).
В северо-восточной части профиль 4 проходит
через северную окраину газового месторождения Тамар. Оно находится на глубине 1700 м и
имеет глубину залегания газоносного слоя около
4900 м, что проявляется на геомагнитном разрезе (рис. 3б).
Профиль 5 на юге пересекает нефтяное
месторождение, а в центральной части – газовое
месторождение Далит (рис. 3в). Северная часть
профиля пересекает зону потенциального нефтегазонакопления, расположенную к востоку от
о. Кипр. Газовый карман Далит приурочен к слабомагнитной области на глубине около 3-4 км,
расположенной над ослабленной флюидонасыщенной линзой с глубиной залегания 10-12 км.
Можно предположить, что в 100 км севернее
месторождения Далит существует аналогичное
газоскопление, так как именно туда выходит
центральная ветвь восходящего потока флюидопроницаемого кана ла, идущего из ослабленного слоя с глубины около 12 км. Другая
ветвь центрального канала выходит в 200 км от
месторождения Далит, юго-восточнее о. Кипр.
Так как внутри ослабленных слоев (волноводов) периодически могут возникать вертикальные движения флюидов, захватывающие
вышележащие слои, присутствие их в средней
коре приводит к определенным геологическим последствиям (Дмитриевский и др., 1997).
Вертикальные движения как бы «промывают»
весь осадочный покров, увлекая за собой УВ.
В итоге УВ, рассеянные первоначально по всему
объему осадочного покрова, могут концентрироваться в ограниченных зонах, образуя скопления.
Так и м обра зом, исследован ие гл у би нного строения нефтегазоносных бассейнов
Средиземноморья по магнитометри ческ им
данным позволило зафиксировать в средней
части земной коры расслоенность среды и
выделить слабомагнитные линзы флюидонасыщенных слоев. Кроме того, на известных
месторождениях газа и нефти восточной части
моря Леванта идентифицированы треки углеводородной проработки, образующиеся под
действием восходящего потока тепла и флюидов.
В литосфере Ба леарского, Тирренского,
Ионического морей, в западной части моря
Леванта и вблизи о. Крит выявлены ана логичные глубинные флюидопроницаемые каналы
(рис. 2а), выходящие из флюидонасыщенных
слоев средней коры. Весьма возможна высокая
перспективность этих зон на УВ. Кроме того, на
разрезе по профилю 2 (рис. 2б) прослеживается
несколько треков флюидопроницаемых каналов
вдоль южного побережья Средиземного моря.
Возможно, что ареалы выходов каналов у побережья Африки являются перспективными для
поиска и разведки зон скопления УВ.
ГЕОТЕРМАЛЬНАЯ АКТИВНОСТЬ
Геотермальная энергия относится к возобновляемым энергетическим ресурсам, области
ее проявления приурочены к районам тектонической активности. Проведем изучение строения зон геотермальной активности на примере региона Тирренского моря. Тирренское
море представляет собой тектоническую котловину глубиной в центральной части до 3719 м.
Положение границы М по данным (Grad et al.,
2009) предполагается на глубинах менее 15-20 км,
что означает высокое залегание мантии (рис. 1).
Наиболее глубоко граница М расположена
под Альпами, наименьшее ее погружение зарегистрировано для центральной части котловины Тирренского моря. Построенное распределение положения очагов мантийных землетрясений (рис. 1) по данным каталога Геологической
службы США (USGS) показывает близость центров аномального поднятия границы М и центра
зоны глубинных землетрясений и, по-видимому,
является свидетельством того, что эта зона глубокого заложения.
Для исследования областей тектоническиактивного региона со значительными проявлениями терма льной активности в качестве эталонов выбраны наиболее известные
места ее проявления – геотермальные поля
Лардерелло и горы Амиата на континентальной
части (Апеннинский полуостров, Италия), а
также подводный вулкан Марсили в котловине
Тирренского моря (рис. 1).
Гео т ерма л ьн ые подзем н ые резервуары
Лардерелло и горы Амиата характеризуются
температурами 200-350°C в интервале глубин
500-3500 м (Caso et al., 2010). Положение границы
перехода хрупкое‒пластичное состояние в коре
под Южной Тосканой по оценкам разных авторов
предполагается на глубинах 6-8 км и 8-10 км
(Gianelli et al., 1997). При этом допускается, что
хрупкое разрушение может происходить при
очень высоких скоростях деформации, так как
верхняя кора здесь характеризуется высоким
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
27
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПЕТРОВА, ПЕТРИЩЕВ
тепловым потоком, проявившимся на поверхности вблизи гидротермального поля Лардерелло
и горы Амиата. Землетрясения в регионе в пределах коры отличаются магнитудами менее трех
баллов по шкале Рихтера. При этом на глубинах
8-10 км они почти исчезают, что может указывать
на изменение реологических свойств коры, и
является маркером поверхности реологически
измененных пород. Практически на этой же
глубине отмечается увеличение проводимости по
данным магнитотеллурических зондирований
(Gianelli et al., 1997). Во всем районе отмечена
высокая проводимость в метаморфическ их
формациях верхней коры, а также в средней
и нижней коре, где значения сопротивлений
более нескольких сотен Ом•м нигде не встречаются. Наиболее вероятными причинами этого
предполагаются минерализованные флюиды и
частичное плавление вещества (Jones, 1992).
Детальные исследования самого крупного
в Европе подводного вулкана Марсили проводились как в России, так и за рубежом (Беляев
и др., 1989, 1991; Cella et al., 2008). С конца
1960-х годов нача лось его исследование как
источника геотермальных вод (Caso et al., 2010).
Установлено, что разогретые магматические
постройки расположены на глубинах менее 10 км,
тепловой поток в окрестности вулкана Марсили
значительно повышен (250 мВт/м 2 при региональном фоновом значении 120 мВт/м 2), а непосредственно над вулканом Марсили он достигает
500 мВт/м2 (Вержбицкий, 2007).
Сопоставление положения выбранных эталонов с мощностью коры по сейсмическим
данным и положением очагов мантийных землетрясений (рис. 1) показало следующее. Континентальные геотермальные поля Лардерелло
и горы Амиата находятся в зоне поднятия границы М, но не в непосредственной близости
от положения очагов глубинных мантийных
землетрясений. Вулкан Марсили расположен в
области как значительного поднятия границы
М, так и в непосредственной близости от очагов
глубокофокусных землетрясений, достигающих
глубины 100 км. На основании этих данных
можно допустить, что подпитка выбранных
эталонов – вулкана Марсили, Лардерелло и
горы Амиата – осуществляется из единой зоны
глубинного заложения.
Исследование зон проявлений геотермальной активности в рассматриваемом регионе
выполнено вдоль системы профилей (рис. 1)
по магнитным аномалиям (ΔT )a мировой цифровой карты WDMAM 2007 Италии и соседних
областей (Chiappini et al., 2000). Для каждого
из профилей выполнен геомагнитный разрез
(рис. 4а-в). Профиль 6 проходит через Лардерелло,
далее через котловину Тирренского моря с ано28
мальным поднятием границы М и среднюю
часть зоны мантийных землетрясений, а затем
пересекает Сицилию. Профиль 7 пересекает
геотермальное поле горы Амиата, следует через
край зоны мантийных землетрясений и проходит
через западный берег Сицилии. Профиль 8 начинается в Лигурийском море, идет по Корсике,
да лее следует через центр зоны глубинных
землетрясений, пересекает область подводного
вулкана Марсили и южную часть Апеннинского
полуострова и заканчивается в Ионическом море.
Такая система профилей выбрана не только с
целью установления характера проявления геотермальной активности в структуре аномального
магнитного поля, но и с целью изучения специфики магнитных неоднородностей литосферы в
области регистрации очагов наиболее глубокофокусных землетрясений.
На разрезе по профилю 6 геотермальное поле
Лардерелло (рис. 4а) проявляется в виде серии
слабомагнитных линз, выстроенных субвертикально. Положение сейсмической границы
Конрада совпадает с кровлей размагниченной
линзы на глубине порядка 8 км. Это позволяет
ассоциировать ее с нача лом зоны перехода
хрупкое‒пластичное состояние пород. На геомагнитном разрезе видно, что подпитка месторождения осуществляется с глубин более 30-35 км, а
флюидонасыщенный поток, поднимающийся к
глубинам 15-20 км, делится далее на 4 широкие
струи. Одна из струй уходит в северо-западную
часть профиля. Вторая выходит к провинции
Лардерелло. Третья следует к области очагов
глубоких землетрясений, а четвертая – в юговосточную часть профиля. На глубинах 8-12 км
указанные струи делятся на ряд более узких
струй, которые в интервале глубин 4-6 км вновь
разбиваются на серию еще более узких треков,
поднимающихся к поверхности субвертикально.
Геомагнитный разрез по профилю 7 (рис. 4б)
проходит через геотермальное поле горы Амиата
и запа д н у ю част ь Си ц и л и и. На представленном разрезе проявился ряд протяженных
размагниченных линз на глубине 40-45 км.
На глубине 30-35 км флюидонасыщенный поток
делится на две широкие струи, одна из них следует к Апеннинскому полуострову, вторая – субвертикально в юго-восточную часть профиля.
В интервале 15-20 км эти струи дробятся на ряд
более узких, а в интервале 8-12 км – на еще более
узкие треки. После очередного деления на глубинах 4-6 км, одна из струй субвертикально поднимается к геотермальному полю у горы Амиата.
Из построенных геомагнитных разрезов следует,
по нашему мнению, что подпитка геотермальных
полей Лардерелло и горы Амиата действительно
осуществляется из единого источника с глубины
более 20 км.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ФЛЮИДНЫЕ СИСТЕМЫ СРЕДИЗЕМНОМОРЬЯ
Рис. 4. Геомагнитные разрезы по профилям 6 (а), 7 (б) и 8 (в) и площадное распределение слабомагнитных
зон на глубине 5 км (г): 1 ‒ места проявления геотермальной активности; 2 ‒ профили по материалам Мировой карты WDMAM 2007.
Глубина расположения размагниченных
линз и деления восходящего флюидного потока
по профилю 8 (рис. 4в) та же, что и для предыдущих разрезов 6 и 7. Анализируя пути восхождения флюида к поверхности можно предположить, что основная часть флюидизированного потока поднимается, в основном, с
юго-восточной стороны от вулкани ческой
постройки Марсили с глубины более 20-25 км.
Зона положения очагов мантийных землетрясений на этом разрезе фиксируется в виде субвертикальной системы размагниченных линз.
Помимо подводного вулкана Марсили, профиль проходит через известный действующий
островной вулкан Стромболи. Он извергается
с периодичностью 10-20 минут на протяжении
многих сотен лет (Speranza et al., 2008). На разрезе
этот вулкан представлен в виде вертикального
трека, поднимающегося с глубины около 4 км,
который имеет подпитку из области пониженной
намагниченности с центром на глубине порядка
10 км. Сопоставление положения этой области
с положением границы М (рис. 1) показало,
что она расположена в мантии. Таким образом,
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
29
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПЕТРОВА, ПЕТРИЩЕВ
подпитка вулкана Стромболи осуществляется в
пульсирующем режиме мантийным веществом.
В результате сопоставления особенностей
глубинного строения зон геотермальной активности Тирренского моря с другими регионами, в
частности, с районом Прибайкалья (Копытенко
и др., 2011) и Запада США (Петрищев и др.,
2011), установлено, что струйный характер проявления треков на разрезах и интервалы глубин
дроблени я флюи дизированного потока на
треки носят идентичный характер. Это говорит
о том, что на отмеченных интервалах глубин
4-6 км может происходить сходное изменение
вещественного состояния пород. По комплексу
признаков (низкая намагниченность, высокая
электропроводность, пониженная плотность
и скорость сейсмических волн) эти слои идентифицированы как реологически ослабленные
(Киссин, 2009; Копытенко и др., 2011; Петрищев
и др., 2011).
С целью выявления ареалов флюидопроницаемых каналов на рассматриваемой площади по
аномалиям WDMAM построено площадное распределение слабомагнитных зон для глубины 5 км
(рис. 4г). Оно показало, что геотермальные поля
Лардерелло и горы Амиата, помимо единого глубинного центра разогрева, имеют связную структуру и на глубинах около 5 км в виде элемента
флюидной системы в верхней части земной коры.
Подпитка этих геотермальных полей, видимо,
осуществляется из выявленного канала пониженной намагниченности северо-восточного простирания. Построенное распределение отражает
положение зон, перспективных на использование
геотермальной энергии в практических целях.
Таким образом, по результатам исследования
глубинного строения зон геотермальной активности региона Тирренского моря можно сделать
следующие выводы:
– в средней коре термальных зон, как и в
нефтегазоносных областях, зафиксирована расслоенность среды и выделены слабомагнитные
зоны внутри ослабленных слоев;
– в областях гидротермальных месторождений установлен струйный характер проявления
треков и определены интервалы глубин деления
флюидизированных каналов, которые идентичны
результатам, полученным в других регионах.
ГЛУБИННОЕ СТРОЕНИЕ
ФЛЮИДНЫХ СИСТЕМ
Обобщение результатов ана лиза магнитометрических данных по Средиземноморью
показало следующее. В рассматриваемом регионе
граница смены вертикальной раздробленности
на латеральную расслоенность расположена на
глубине около 10 км и соответствует подошве
30
верх ней част и коры. Учи т ы ва я, ч то т рек и
температ у рной проработк и вы дел яются на
геомагнитных разрезах в верхней части коры, а
подводящие каналы подходят к этой границе из
средней части коры, можно предположить, что
вместе с ослабленными слоями средней части
коры они представляют собой некую единую
флюидную систему. Вся система связана между
собой каналами реологически ослабленного
вещества, изменение которого происходит в
результате процесса динамотермального метаморфизма пород. Этот процесс ведет к флюидонасыщению пород ослабленных слоев средней
части коры (Павленкова, 2001) и поэтому, в
целом, такие системы по данному признаку
могут быть идентифицированы как флюидные.
Как же устроены эти системы в глубинном
плане? Представленное ранее площадное распределение ареалов слабомагнитных треков
в верхней коре термальной зоны на отметке
5 км (рис. 4г) показывает на достаточно широкое
проявление и значительную активность этой
системы в верхней коре. Можно предположить,
что фиксируемая смена характера раздробленности коры с вертикальной на латеральную с
одновременным увеличением линейных размеров неоднородностей с глубиной (в связи с
гомогенизацией среды) могут принципиально
изменять картину внутреннего строения флюидной системы в средней и нижней коре.
С целью проверки выдвинутых предположений выполнен площадной расчет намагниченности и построена схема распределения слабомагнитных ареалов для глубины 20 км в рамках
рассматриваемого региона. Расчет выполнен
по магнитным аномалиям для высоты 100 км
(спутник CHAMP) (Mandea, Thebault, 2007).
На рис. 5 представлены наименее намагниченные
области, которые здесь предположительно ассоциируются с наиболее сильными проявлениями
температурных процессов Средиземноморья.
Построенное распределение выявило на
глубине 20 км ряд крупных элементов флюидных
систем: связную область с двумя центрами в
районе Балеарского моря, линейно-вытянутый
канал в районе Африкано-Сицилийского порога
(рис. 1), изометрическую область в котловине
Ионического моря, две области на территории
Т у рц и и и ее юг о-за па д ног о побереж ья, а
так же обширн у ю зон у слож ного ст роени я
в юго-восточной части моря Леванта и др.
Субширотный сейсмический профиль (IsmailZadeh et al., 2010) пересекает слабомагнитный
канал в районе о. Сицилия и фиксирует наличие
пониженных скоростей в интерва ле глубин
от 20 до 30 км. Из этого следует, что на таких глубинах действительно имеется ослабленная зона
реологически измененного вещества.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ФЛЮИДНЫЕ СИСТЕМЫ СРЕДИЗЕМНОМОРЬЯ
Рис. 5. Сопоставление положения слабомагнитных зон на глубине 20 км с тектоническими особенностями
региона (Хаин и др., 1998): 1 – Альпийский фронт; 2 – области повышенного сжатия; 3 – направление латерального выжимания масс; 4 – вулканические островные дуги.
Сопоставим результаты расчета с тектоническими особенностями региона (Хаин и
др., 1998), представленными на рис. 5. Следует
отметить, что формирование областей в районе
Балеарского моря, территории Турции, котловины Ионического моря и фрагмента канала в
центральной части Африкано-Сицилийского
порога, вероятнее всего, связано с разломной
тектоникой блоков земной коры и с латеральным
выжиманием вещества. Сравнение характера
расположен и я слабома г н и т н ы х ареа лов с
тектоническим режимом Средиземного моря
подчеркнуло основные особенности строения,
влияющие на размещение природных ресурсов
региона. В качестве примера рассмотрим результаты сопоставления выявленных слабомагнитных зон флюидных систем с расположением
известных углеводородных и геотермальных
месторождений.
Так, ряд известных крупных газовых месторождений юго-восточной части моря Леванта,
месторождений УВ у побережья Туниса, группы
месторождений УВ вблизи юго-восточной части
побережья Италии и северо-западной части
Ва ленсийского бассейна при у рочен к центральным и средним частям ареалов с минимальными значениями намагниченности (рис. 5).
Это свидетельствует о том, что зоны нефтегазоносных бассейнов тяготеют к проницаемым
зонам глубокого заложения, что подтверждается геомагнитными разрезами, полученными
по гидромагнитным измерениям (рис. 2, 3).
Обнаружение таких ослабленных зон в коре
нефтегазоносных бассейнов позволяет предположить долгоживучесть и возобновляемость этих
месторождений за счет глубинной подпитки.
В то же время, сопоставление слабомагнитных ареалов Средиземноморья с областями
проявления геотермальной активности показало,
что они приурочены к периферийной части зон
флюидной системы (рис. 5). Наибольший интерес
для нас представляла область юго-восточного
сектора Тирренского моря, для которой приведены исследования по системе пересекающихся
профилей (рис. 4). Согласно работе В.Е. Хаина с
соавторами (1998) в этом секторе выделена вулканическая островная дуга, фронт которой совпал с
периферийной частью канала, проходящей через
Африкано-Сицилийский порог. Именно в этом
секторе проводятся исследования по разведке
термальных вод подводного вулкана Марсили
(Caso et al., 2010). Постановка здесь поисковых
работ целесообразна с точки зрения распределения давлений в земной коре. Считается, что
миграция термальных вод, создаваемая в зоне
поддвига литосферных плит, осуществляется,
во-первых, за счет избыточных закритических
давлений и, во-вторых, за счет процесса дегидратации океанической коры (Дмитриевский
и др., 1997). При этом возникший поток термальных вод всегда будет направлен в сторону
уменьшения давления. По результатам нашего
исследования можно предположить наличие
аналогичных подводных месторождений геотермальных вод в окрестностях позднекайнозойской вулканической островной дуги между
Грецией и Турцией.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Исследование строения Средиземного моря
по геомагнитным данным позволило выявить
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
31
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПЕТРОВА, ПЕТРИЩЕВ
в нефтегазоносных бассейнах флюидонасыщенные зоны в ослабленных слоях земной коры
с низкой намагниченностью, а также флюидоподводящие каналы, подпитывающие месторождения осадочного чехла. В зоне высокой
термальной активности зафиксированы восходящие треки теплового потока термальных зон.
На основе изучения известных месторождений
показана роль элементов флюидных систем
в подпитке нефтегазовых и геотерма льных
месторождений.
Анализ глубинных геомагнитных разрезов
помог раскрыть роль флюидной концепции в
процессе нефтегазообразования, так как именно
величина намагниченности геологических образований зависит от температуры сильнее, чем
другие параметры среды, такие как пористость,
трещинноватость и флюидонасыщенность.
Построение п лоща дных распределений
слабомагнитных зон и сопоставление их с тектоническими особенностями Средиземноморья
позволило выработать прогнозный критерий
мелкомасштабных поисковых работ.
Список литературы
Батко ва Л. А., Боярски х В.Г., Де мина И.М.
Комплексная база данных компонент геомагнитного поля на акватории океанов по
результатам съемок, выполненных на немагнитной шхуне «Заря» // Геомагнетизм и аэрономия. 2007. Т. 47. С. 571-576.
Беляев И.И., Брусиловский Ю.В., Городницкий А.М.
и др. Детальное геомагнитное изучение подводной горы Марсили (Тирренское море) //
Океанология. 1989. Т. 23. Вып. 1. С. 81-84.
Беляев И.И., Брусиловский Ю.В., Городницкий А.М.
и др. Геомагнитное изу чение подводных
гор Тирренской котловины // Бюлл. М0ИП.
Отдел геол. 1991. Т. 66. Вып. 3. С. 45-61.
В е рж биц ки й Е.В. Теп ловой поток и вещественный состав литосферы Мирового
океана // Океанология. 2007. Т. 47. № 4.
С. 605-612.
Дмитриевский А.Н., Баланюк А.В., Каракин А.В.
и др. Флюидодинамическая модель формирования залежей углеводородов в зоне коллизии литосферных плит // Геология, геофизика и разработкиа нефтяных и газовых
месторождения. 1997. № 3. С. 19-28.
Карасик А.М., Л.Г. Касьяненко Л.Г., Цуцкарев Б.М.
и др. Морские геомагнитные исследования на
НИС «Заря». М.: Наука, 1986. 184 с.
Киссин И.Г. Флюиды в земной коре: геофизические и тектонические аспекты. М.: Наука,
2009. 328 с.
Копытенко Ю.А., Петрова А.А., Петрищев М.С.
Гл у би н ное ст роен ие ослаблен н ы х зон
32
Прибайкалья // Вопросы и практики геологической интерпретации геофизических
полей: материалы 38-й сес. Междунар. науч.
семинара им. Д.Г. Успенского. Пермь: ГИ УрО
РАН, 2011. С. 140-142.
Ларочкина И.А. Рациональная методика поисков
и разведки залежей нефти в нефтегазоносных
комплексах // Георесурсы. 2008. Т. 27. № 4.
С. 6-9.
Мавричев В.Г, Петрова А.А. Крупномасштабная
аэромагнитная съемка осадочных бассейнов //
Разведка и охрана недр. 2001. № 9. С. 14-18.
Мавричев В.Г., Козеев С.И., Петрова А.А. и др.
Роль аэрогеофизической съемки в решении
нефтегазопоисковых задач // Разведка и
охрана недр. 2002. № 12. С. 4-9.
Маловицкий Я.П., Осипов Г.В. Аномальное магнитное поле Средиземного моря и его возможная геологическая природа // Геофиз. сб.
АН УССР. 1975. Вып. 65. С. 37-49.
М о с к а л е н к о В.Н. С т р о ен ие з ем ной коры
Ср ед из ем ног о моря по с ейсм и че ск и м
данным. М.: Наука, 1981. 110 с.
Павленкова Н.И. Стру ктура земной коры и
верхней мантии и механизм движения глубинного вещества // Вестник ОГГГГ РАН.
2001. № 4(19). 18 с. (Электронный научноинформационный журнал).
Петрищев М.С., Петрова А.А., Копытенко Ю.А.
Глубинное строение терма льных зон по
результатам комплексирования геофизических полей // Вопросы и практики геологической интерпретации геофизических полей:
материалы 38-й сес. Междунар. науч. семинара им. Д.Г. Успенского. Пермь: ГИ УрО
РАН, 2011. С. 219-222.
Пе т р о в а А . А . Ме т од и к а спек т ра л ьно корреляционного анализа аномального геомагнитного поля // Автореф. дисс. канд. ф.-м.
наук. М.: ИЗМИРАН. 1976. 25 с.
Петрова А.А. О влиянии рельефа фундамента
на спектральную структуру аномального
магнитного поля континентальных и океанических регионов // Геомагнитное поле и
внутреннее строение Земли. М.: ИЗМИРАН,
1980. С. 137–144.
Петрова А.А., Демина И.М. Строение нефтегазоносных зон Северного моря по магнитометрическим данным // Материалы XVIII международной научной конференции (школы)
по морской геологии. «Геология морей и океанов». М., 2009. Т. II. С. 82-86.
Петрова А.А., Баткова Л.А. Гетерогенность
земной коры морей Западной Атлантики по
магнитометрическим данным // Материалы
меж ду н. конф. «Пятые нау чные чтени я
Ю.П. Булашевича. Глубинное строение.
Геодинамика. Тепловое поле Земли. Интер-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ФЛЮИДНЫЕ СИСТЕМЫ СРЕДИЗЕМНОМОРЬЯ
претация геофизических полей». Екатеринбург: ИГ УрО РАН, 2009. С. 388-392.
Петро ва А. А., Де мина И.М., Батко ва Л. А.
Неоднородности строения земной коры
Средиземноморья по результатам анализа
измерений геомагнитного поля // Материалы
XVIII международной научной конференции
(школы) по морской геологии. «Геология
морей и океанов». М., 2009. Т. V. С. 119-223.
Хаин В.Е., Леонов Ю.Г., Брежнев В.Д. и др. Некоторые
особенности фанерозойской тектоник и
Европы в новом издании Международной тектонической карты Европы // Вестник ОГГГГ
РАН. 1998. № 1(3). 14 с. (Электронный научноинформационный журнал).
Харахинов В.В., Шленкин С.И., Зеренинов В.А. и др.
Нефтегазоностность докембрийских толщ
Куюмбинско-Юрубчено-Тохомского ареала
нефтегазонакопления // Нефтегазовая геология. Теория и практика. 2011. Т. 6. № 1. 31
с. (Электронный научный журнал).
Caso C., Signanini P., De Santis A. et al. Submarine
geothermal systems in southern Tyrrhenian Sea as
a future energy resource: the example of Marsili
seamont // Proceedings world geothermal congress
2010. Bali, Indonesia, 25-29 April. 2010. P. 3709-3717.
Cella F., Fedi M., G. Florio et al. A review of the gravity
and magnetic studies in the Tyrrhenian Basin and
its volcanic districts // Annals of geophysics. 2008.
V. 51. №. 1. P. 1-23.
Chiappini M., Meloni A., Boschi E. et al. On shore-off
shore integrated shaded relief magnetic anomaly
map at sea level // Annali di Geophysica. 2000.
V. 43. № 5. P. 983-989.
Eppelbaum L., Katz Y. Tectonic-geophysical mapping
of Israel and the Easter n Mediter ranean:
Implications for hydrocarbon prospecting //
Positioning. 2011. V. 2. №. 1. P. 36-54.
Gianelli G., Manzella A., Puxeddu M. Crustal models of
the geothermal areas of southern Tuscany (Italy) //
Tectonophysics. 1997. V. 281. P. 221-239.
Grad M., Tiira T., ESC working group. The Moho
depth map of the European Plate // Geophys. J.
Int. 2009. V. 176. P. 279-292.
Ismail-Zadeh A., Aoudia A., Panza G.F. Threedimensional numerical modeling of contemporary
mantle f low and tectonic stress beneath the
Central Mediterranean // Tectonophysics. 2010.
V. 482. P. 226-236.
Jones A.G. Electrical properties of the lower continental
crust / Fountain, D.M., Arculus, R., Kay, R.W.
(Eds.), Continental Lower Crust. Developments
in Geotectonics, Elsevier, Amsterdam, 1992.
V. 23. P. 81-143.
Mandea M., Thebault E. The Changing Faces of the
Earth’s Magnetic Field. Paris: IPGP, 2007. 48 p.
Petrova A.A., Demina I.M. Features of the Earth’s crust
structure of oil-gas pools of the North Sea on the
base of magnetic data // Proceedings EAGE of
4th Saint Petersburg International Conference &
Exhibition. Saint Petersburg: EAGE, 2010. P. 143.
Speranza F., Pompilio M., Caracciolo F.D. and Sagnotti L.
Holocene eruptive history of the Stromboli
volcano: Constraints from paleomagnetic dating //
J. Geophys. Res. 2008. V. 113. B09101. 23 p.
doi:10.1029/2007JB005139
USGS Ear thqu a ke Ha zard Prog ram (http://
earthquake.usgs.gov/earthquakes/recenteqsus/)
FLUID SYSTEMS OF THE MEDITERRANEAN
A.A. Petrova, M.S. Petrishchev
Saint-Petersburg Branch of Pushkov Institute ofTerrestrial Magnetism, Ionosphere and Radio
Waves Propagation of Russian Academy of Sciences, St.-Petersburg, 191023
The article presents an investigation of heterogeneities of the internal structure of the earth’s crust in
the Mediterranean region. The study is based on the data analysis from hydromagnetic survey, magnetic
anomalies of WDMAM 2007 and CHAPM satellite. A depth of the earthquakes focuses and seismic
boundaries have been associated with position of marking horizons on the geomagnetic sections. Using the
data from near-surface and satellite magnetic measurements we constructed the distribution of low-magnetic
areas of fluid systems for the depths 5 and 20 km. Comparison of these areas’ location and the tectonic mode
has underlined the basic features of the Mediterranean structure that influence natural resources distribution
in the region. Based on the known deposits studying of Levant and Tyrrhenian seas the role of fluid systems
in feed of oil-and-gas and geothermal deposits is shown. Results from studies were used for completing the
regional criteria of small-scale forecast for organization of geological prospecting for oil, gas and geothermal
deposits in the Mediterranean region
Keywords: geomagnetic field, fluid systems, oil, gas, geothermal deposit
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
33
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
УДК 550.34.01
СТРОЕНИЕ ВУЛКАНА ВЕЗУВИЙ ПО ДАННЫМ АКТИВНОЙ СЕЙСМИЧЕСКОЙ
ТОМОГРАФИИ – НОВЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ ИНТЕРПРЕТАЦИИ ДАННЫХ,
ПОЛУЧЕННЫХ В ХОДЕ ПРОЕКТА TOMOVES
© 2011 С.А. Тихоцкий1, У. Ахауер2
1
Учреждение Российской академии наук Институт физики Земли им. О.Ю.Шмидта РАН, Москва, 123995;
e-mail: sat@ifz.ru
2
Институт физики Земли, Страсбург (Франция)
При помощи метода лучевой сейсмической томографии с адаптивной параметризацией среды
выполнена инверсия сейсмических данных, полученных в ходе европейского проекта TOMOVES
(1994-1996 гг.), посвященного изучению внутреннего строения вулкана Везувий (Италия).
Полученная скоростная модель демонстрирует ряд ключевых черт, хорошо согласующихся с
результатами предшествующих исследований и имеющейся геолого-геофизической информацией:
высокоскоростная аномалия непосредственно внутри вулканического конуса, низкоскоростные
аномалии на флангах вулкана, воздымание поверхности известнякового основания к востоку.
Вместе с тем, модель характеризуется несколько большей, сравнительно с аналогами, детальностью
в пределах верхних 2 км разреза. Кроме того, в модели присутствует низкоскоростная аномалия
на глубинах 2-4 км, расположенная под центральной частью вулкана, положение которой хорошо
согласуется с положением очагов вулканических землетрясений.
Ключевые слова: лучевая сейсмическая томография, вулкан Везувий, адаптивная параметризация
среды.
ВВЕДЕНИЕ
Вулкан Везувий – один из наиболее активных
и потенциально опасных вулканов Земли (рис. 1),
расположенный в г устонаселенном районе
вблизи Неаполя (Италия), на Аппенинском полуострове. В течение более чем 2500 лет активность
Везувия играет важную роль в истории и привела к нескольким катастрофам. Известно, что
периоды затишья в вулканической активности
вулкана Везувий могут внезапно сменяться
весьма сильными извержениями. Последний
период вулканической активности закончился в
1944 г. и с этого времени регистрируются только
отдельные признаки вулканической деятельности – фумаролы и сейсмические события
малой магнитуды (De Natale et al., 2001; Scandone
et al., 1993). Такой сравнительно длинный период
затишья порождает беспокойство относительно
возможного приближающегося извержения, поэтому Везувий является объектом пристального
мониторинга и регулярных исследований различными методами (Berrino et al., 1993; De Natale
et al., 2001; Scandone et al., 1993). Тем не менее, эти
исследования до настоящего времени не при34
вели к единому мнению относительно такой
важнейшей особенности строения вулкана, как
положение магматической камеры.
В 1994-1996 гг. был проведен крупномасштабный эксперимент TOMOVES (Tomography
on Vesuvius), направленный на изучение внутреннего строения вулкана Везувий методом
сейсмической томографии. Одной из основных
целей эксперимента было заявлено обнаружение
предполагаемой расположенной близко к поверхности магматической камеры, которая может
быть индикатором приближающегося извержения, а также изучение структуры магмоподводящих каналов, что важно для определения
направления лавовых потоков при следующих
извержениях.
Целый ряд работ посвящен интерпретации
сейсмических данных, полученных в ходе проекта TOMOVES. В работе (Zollo et al., 2000) была
выполнена двумерная интерпретация вдоль
системы профилей, отработанных в ходе полевых
работ. В работе (Lomax et al., 2001) этот набор профилей был интегрирован в трехмерную модель
строения вулкана, которая затем использовалась
для перелокации очагов сейсмических событий.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СТРОЕНИЕ ВУЛКАНА ВЕЗУВИЙ
Рис. 1. Расстановка источников и приемников в ходе проекта TOMOVES и траектории сейсмических лучей,
рассчитанные в модели начального приближения, построенной по априорным данным.
В работе (Tondi, de Franco, 2003) применялся
метод поочередной инверсии данных сейсмической томографии и аномалий силы тяжести.
В результате были построены согласованные
двумерные сейсмоплотностные модели вдоль
той же системы профилей, которые затем были
интерполированы для полу чения объемной
модели. В работе (Tondi, de Franco, 2006) аналогичная поочередная инверсия выполнена уже
в трехмерном варианте. Трехмерная инверсия
времен пробега также представлена в работе
(Di Stefano, Chiarabba, 2003), где использовался
адаптированный алгоритм, описанный в работе
(Zhao et al., 1994).
Результаты всех перечисленных исследований согласуются в таких ключевых чертах
строения вулкана, как на личие высокоскоростной аномалии в центральной части конуса
и низкоскоростных аномалий на его флангах, но
различаются в других деталях. Поэтому результаты эксперимента TOMOVES представляются
весьма интересным объектом для дальнейшей
интерпретации с использованием современных
технологий и алгоритмов.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
35
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ТИХОЦКИЙ, АХАУЕР
В настоящей работе представлены результаты применения к упомянутым данным алгоритма активной лучевой сейсмической томографии с адаптивной параметризацией среды,
описанного в работах (Тихоцкий и др., 2011;
Tikhotsky, Achauer, 2008). Особенностью данного алгоритма является возможность автоматического построения модели среды переменной
детальности, адаптированной к локальной разрешающей способности, которая оценивается
на основании анализа плотности и углового
покрытия сейсмических лучей в объеме среды.
Сопостав л я я пол у ченные результаты с
результатами предшествующих исследований
можно судить как об их стабильности, так и о
новых возможностях, предоставляемых используемым алгоритмом.
ДАННЫЕ
В ходе эксперимента TOMOVES сейсмические станции располагались вдоль четырех
профилей (A-D), пересекающихся на вершине
конуса вулкана (рис. 1). Средний интервал между
источниками составлял 200 м – непосредственно
над вулканической постройкой и 500-1000 м на
флангах профилей.
Источниками сигнала являлись взрывы,
выполняемые в скважинах глубиной несколько
метров. В общей сложности было выполнено
14 взрывов и записано около 1800 сейсмических
трасс. Примеры записей приводятся на рис. 2-4.
Регистрация выполнялась как вдоль того профиля, к которому принадлежит соответствующий источник, так и для вкрест лежащего профиля: для источников, расположенных на профилях A и C велась одновременная регистрация
вдоль профилей A и C, то же – для источников
вдоль профилей B и D. Центральная частота
волн, регистрируемых в первых вступлениях,
составила на различных трассах 10-20 Гц.
К аче с т в о д а н н ы х до с т ат оч но н изко е,
поскольку мощность взрывных источников была
мала из-за густонаселенности района. Кроме
того, регистрации сигнала мешал интенсивный
антропогенный шум и весьма плохие грунтовые
условия для установки сейсмических станций:
ск лоны вулкана Везувий сложены рыхлыми
вулканогенными осадками, обеспечивающими
низкий коэффициент связи грунта с приемником
(Gasparini et al., 1998). На многих записях выделить первое вступление не удается. После анализа записей было отобрано 645 трасс с высоким
качеством записи, для которых вручную были
выделены первые вступления (рис. 2-4). Каждому
времени вступления в соответствие поставлена
погрешность, которая определялась как половина ширины временного окна, в которое точно
36
попадает первое вступление. Общая среднеквадратическая погрешность отпикированных
времен вступлений составила 0.16 с. Результаты
трассирования лучей, соответствующих отобранным сейсмотрассам (рис. 1), демонстрируют
высокую неоднородность лучевого покрытия,
как в плане, так и по глубине. Лучше всего освещена сейсмическими лучами область непосредственно под конусом вулкана: здесь максимально
не только число лучей в единице объема, но и их
угловое покрытие – разброс азимутов. Кроме
того, из-за рельефа вулканического конуса,
длина сейсмических лучей в этой области не
превышает 3-4 км, что, вкупе с низкими скоростями сейсмических волн, приводит к малому
размеру зоны Френеля, размер которой может
быть оценен по формуле (Nolet, 2008):
h=
1
1 V
L ,
λL =
2
2 f
(1)
где λ – длина волны, L – длина сейсмического
луча, V – скорость сейсмических волн. Поэтому
в области, непосредственно под вулканическим
кон усом возмож но построение скоростной
модели высокой детальности. На флангах модели
плотность сейсмических лучей уменьшается,
некоторые части модели и вовсе не попали в
зону, освещенную данными. Соответствующим
образом должна меняться и детальность скоростной модели. Поэтому результаты исследований по проекту TOMOVES – весьма интересный объект с точки зрения опробования
алгоритма с адаптивной параметризацией среды
(Тихоцкий и др., 2011; Tikhotsky, Achauer, 2008).
Ос о б ен но с т и пол у чен н ы х г одог раф ов
первых вступлений очевидно коррелированны
с расчлененным рельефом местности. Поэтому
для первоначального анализа годографов в значения времен первых вступлений были введены
станционные поправки, рассчитываемые по
∆t P = ( Z P − Z S ) VP , где ZP – абсолютная
формуле
высота приемника, ZS – высота источника, V P –
скорость под приемником. Из-за отсутствия
информации о деталях строения верхних частей
разреза скорость V P принималась постоянной
и равной 2 км/с, что соответствует средней
скорост и ву л к а ног ен но-оса доч н ы х т ол щ.
Поскольку скорость вулканогенных осадков на
склонах вулкана может уменьшаться до 1.5 км/c,
а внутри вулканического конуса, по-видимому,
присутствуют высокоскоростные изверженные
породы, такой способ введения станционных
поп ра вок не може т пол нос т ью ус т ра н и т ь
влияния рельефа. При дальнейшей инверсии
использовались исходные данные без какихлибо поправок, а скорость пород, слагающих
рельеф, полагалась неизвестной и определялась
в ходе инверсии.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СТРОЕНИЕ ВУЛКАНА ВЕЗУВИЙ
Рис. 2. Пример регистрации вдоль профиля. Сейсмические записи (вертикальная компонента) вдоль профиля A, источник – A1. Положение профиля показано на рис. 1. Горизонтальные линии показывают результаты пикировки первых вступлений. Высокий уровень шума в интервале 17-20 км соответствует сейсмическим станциям, установленным на склоне Везувия в рыхлых вулканогенных осадках.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
37
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ТИХОЦКИЙ, АХАУЕР
Рис. 3. Пример регистрации по вкрест лежащему профилю. Сейсмические записи (вертикальная компонента) вдоль профиля A, источник – C3. Положение профиля показано на рис. 1. Горизонтальные жирные линии показывают результаты пикировки первых вступлений.
Рис. 4. Пример регистрации по вкрест лежащему профилю. Сейсмические записи (вертикальная компонента) вдоль профиля B, источник – D2. Положение профиля показано на рис. 1. Горизонтальные жирные линии показывают результаты пикировки первых вступлений.
38
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СТРОЕНИЕ ВУЛКАНА ВЕЗУВИЙ
Рис. 5. Годографы первых вступлений, зарегистрированных при взрывах в пунктах B2 (а) и D2 (б): 1 – определенные в результате пикирования времена вступлений и их погрешности; 2 – времена вступлений со введенными станционными поправками.
Анализ полученных годографов (рис. 5) и
априорные сведения о геологическом строении
позволяют предположить, что на записях в
первых вступлениях представлены три типа волн:
P1 – рефрагированные в пределах вулканогенноосадочной тощи, для которых характерны кажущиеся скорости менее 5 км/с, P2 – головные,
образованные в результате закритического
преломления на поверхности юрских известн яков, расположенной на глубине 1.5-2 к м
(эта граница выходит на дневную поверхность к
востоку от района исследований и вскрыта скважиной, расположенной вблизи г. Помпеи, южнее
района исследований) и P3 – преломленнорефраг ирован н ые, прон и к ающ ие в тол щ у
известнякового основания и рефрагированные
на больших глубинах.
К сожалению, на большинстве записей не
удается выделить последующие вступления
отраженных волн, поэтому в ходе инверсии
использовались только волны перечисленных
типов.
МОДЕЛЬ НАЧАЛЬНОГО ПРИБЛИЖЕНИЯ
Как известно, близость модели начального
приближения к действительным усредненным
значениям скоростей может оказывать решающее
влияние на результаты инверсии. Поэтому при
подготовке модели начального приближения
использовалась доступная априорная геологогеофизическая информация, согласно которой
верхнюю часть разреза (в диапазоне -1.5 – 1.5 км)
слагают вулканогенно-осадочные толщи, причем
на склонах и в непосредственной близости от
вулкана в самых верхних частях разреза залегают толщи вулканических туфов со скоростями
1.5-2.5 км/с. К северу от вулканического конуса
подобные породы наблюдаются на поверхности в
пределах всей области исследований, тогда как к
востоку и северо-востоку, на расстоянии 10-15 км
они сменяются преимущественно карбонатными
толщами со средней скоростью P-волн 3 км/с. Эта
особенность скоростного строения хорошо прослеживается на годографах первых вступлений
по кажущейся скорости на небольших удалениях
от источников.
Граница меж ду толщами вулканических
туфов и карбонатами известна по геологическим
данным и была использована для построения
модели начального приближения. К востоку
и северо-востоку от этой границы скорость
в нача льной модели на поверхности Зем ли
полагалась постоянной (равной 3 км/с) и монотонно увеличивающейся с глубиной до 5 км/с на
глубине 1.5 км. В области радиусом 5 км вокруг
вершины вулкана, скорость изменялась с глубиной по закону
v ( z ) = 1.5 + 0.86 ( z + 1.5 ) к м/с,
что соответствует скорости в 1.5 км/с вблизи
вершины конуса – на абсолютной отметке -1.5 км
и скорости 5 км/с – на отметке +1.5 км (ось Z
направлена вниз). В промежутке между этими
двумя областями скорость определялась путем
сплайн-интерполяции.
Верхняя граница известняков полагалась
горизонтальной, залегающей на глубине 1.5 км,
а скорость в верхней части известняков – равной
5.5 км/с и возрастающей до 6.3 км/с на глубине
3.5 км, которая была принята за нижнюю границу известняковой толщи. Ниже границы 3.5 км
в начальной модели предполагалось наличие кристаллического основания со скоростью 7.0 км/с
в верхней части и монотонно увеличивающейся
до 7.5 км/с на глубине 8 км. Модель начального
приближения в двух вертикальных сечениях
показана на рис. 6a, 6б.
ПАРАМЕТРИЗАЦИЯ МОДЕЛИ
При выборе размера ячейки базовой сетки
для параметризации модели необходимо опираться на оценки предельной разрешающей
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
39
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ТИХОЦКИЙ, АХАУЕР
Рис. 6. Восстановление скоростной структуры вулкана Везувий в ходе итерационного процесса. Положение
сечений показано на рис. 1.
40
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СТРОЕНИЕ ВУЛКАНА ВЕЗУВИЙ
способности, вытекающие из размера зоны
Френеля и определяемые длиной волны и длиной
сейсмических лучей (формула (1)). В качестве
центральной частоты сейсмического сигнала при
определении разрешающей способности было
использовано значение 10 Гц, соответствующее
минима льно наблюдаемой частоте сигна ла
в первых вступлениях. На основе принятых
параметров модели начального приближения
и, используя в качестве оценки длины сейсмических лучей – длины лучей, рассчитанных в
модели начального приближения, получим, что
в пределах вулканогенно-осадочного слоя – в
диапазоне глубин до 1.5 км – предельная детальность модели может составлять 300-400 м. В
пределах слоя известняков на глубинах 1.5-3.5 км
физический предел разрешающей способности
составляет 400-600 м, на больших глубинах возможно восстановление деталей строения вплоть
до 1.5 км на глубине 5 км. В качестве размера
ячейки базовой сетки была выбрана величина в
300 м, что позволяет строить модель максимально
возможной детальности вблизи вулканического
конуса. В более глубоких слоях модели детальность уменьшается за счет уменьшения лучевого
покрытия (Тихоцкий и др., 2011).
Размер дискретной модели составил 27×27 км
по горизонтали (рис. 1) и 9 км по глубине, что,
при выбранном размере базовой ячейки составляет 90×90×30 ячеек. При решении прямой задачи
использовались значения скоростей и глубин
границ, интерполированные на детальную сетку
с шагом 100 м. Верхняя граница модели совпадает с рельефом дневной поверхности.
ИНВЕРСИЯ
предыдущей итерации). Те времена вступления,
для которых тип волны на синтетическом годографе не соответствовал типу, определенному в
результате первичной классификации, исключались на данной итерации из процесса инверсии.
В ходе первых четырех итераций выполнялось восстановление структуры верхнего
(вулканогенно-оса дочного) слоя, д л я чего
использовались только времена вступлений волн
P1 и P2. Ход инверсии иллюстрирует рис. 6в-к, а
изменение среднеквадратической погрешности
по итерациям – рис. 7.
Уже на первой итерации (рис. 6в, 6г) проявляются основные черты строения вулкана: высокоскоростные породы, слагающие внутреннюю
часть конуса и низкоскоростные аномалии на
склонах вулкана. Глубина границы, отвечающей
кровле известнякового основания уменьшается к
Северу и Востоку, что соответствует имеющейся
геологической информации, при этом образуется
прогиб, расположенный под восточным склоном
вулкана. В ходе последующих трех итераций
(рис. 6д-и) амплитуда указанных аномалий скорости возрастает. Высокоскоростная аномалия
внутри конуса вулкана постепенно дифференцируется, ее максимум оказывается сосредоточен непосредственно под вершиной конуса,
одновременно появляется второй максимум
меньшей амплитуды, расположенный в 2 км
севернее. После четвертой итерации среднеквадратическая погрешность приближения достигает уровня точности данных, поэтому процесс
инверсии структуры верхнего слоя на этом был
прекращен.
На пятой и шестой итерации проводилась
инверсия скоростной структуры нижележащего
При инверсии использова лся принцип
снятия слоев (Тихоцкий и др., 2011). Для этого
пикированные времена первых вступлений были
классифицированы в соответствии с предполагаемым типом сейсмической волны, который
определялся на основе анализа волновых форм
и их корреляций, а также качественного анализа
годографов и соответствующих различным их
интервалам кажущихся скоростей. В результате
272 времени вступления были отнесены к рефрагированной волне P1, 132 – к головной волне
P2, 241 – к преломленно-рефрагированной волне
P3. Затем на каж дой итерации проводилась
дополнительная проверка правильности выполненной классификации путем сопоставления
эксперимента льных и синтетических годографов, рассчитанных для начальной модели,
соответствующей данной итерации (то есть,
на первой итерации – для модели начального
приближения, описанной выше, а на всех последующих итерациях – для модели, полученной на
Рис. 7. Изменение среднеквадратической погрешности приближения времен первых вступлений по результатам соответствующей итерации. Нулевая итерация соответствует погрешности расчетных времен
для модели начального приближения: 1 – суммарная пог решность рефрагированных и головных
волн (P1+P2); 2 – суммарная погрешность головных
и преломленно-рефрагированных волн (P2+P3).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
41
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ТИХОЦКИЙ, АХАУЕР
известнякового основания, положение границы
и структура вышележащего слоя полагались
неизменными. Так же определялась глубина
н и жележащей г ран и ц ы, котора я в модел и
начального приближения составляла 3.5 км.
В ходе этих двух итераций было обнаружено, что
скорость в верхней части известнякового слоя
непосредственно под вулканом ниже, чем предполагалось в начальной модели, причем наиболее
низкие значения – менее 5.0 км/с, достигаются
в пределах субвертикального «корня» вулкана,
диаметром около 2.5 км (рис. 6л-о). В результате
инверсии средняя глубина нижележащей границы увеличилась до 4.2 км. Других деталей ее
строения по имеющимся данным обнаружить
не удалось. Поскольку после шестой итерации
суммарная погрешность приближения по волнам
всех типов достигла уровня точности данных,
инверсия на этом была завершена.
западном склонах из-за недостаточного лучевого
покрытия в этих областях (рис. 1). Аналогичная
структура низкоскоростных аномалий обнаружена в работах (Di Stefano, Chiarabba, 2003;
Tondi, de Franco, 2003, 2006), где аномалии также
не прослеживаются под юго-западным склоном
Везувия. В работе (Lomax et al., 2001) низкоскоростная аномалия обнаружена иск лючительно под северным склоном, что объясняется
двумерной интерпретацией данных и низкой
детальностью полученной в упомянутой работе
модели. Природа низкоскоростных аномалий
на флангах вулкана ясна – они хорошо соответствуют закартированным на поверхности
рыхлым толщам вулканических туфов.
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
Основные черты строения вулкана Везувий
и прилегающей к нему с северо-востока области,
выявленные по результатам сейсмической томографии, представлены на рис. 8. Скорости сейсмических волн в пределах вулканического конуса
повышены и достигают 4.25 км/с в пределах
изометричной структуры диаметром около 2 км,
расположенной непосредственно под вершиной
вулкана. Несколько меньшими (3.5-4.0 км/с) скоростями характеризуется остальная часть конуса
к северо-востоку от вершины. Этот результат
находится в хорошем согласии с результатами,
полученными в работе (Di Stefano, Chiarabba,
2003). В работах (Tondi, de Franco, 2003, 2006),
также обнаружена высокоскоростная аномалия
под конусом вулкана, однако из-за меньшего
разрешения соответствующих исследований
детальная структура, отраженная в настоящей
работе, не просматривается. По имеющимся
представлениям (Tondi, de Franco, 2003, 2006), эта
аномалия маркирует лаву, застывшую в подводящих каналах во время предшествующего извержения. Таким образом, полученные в настоящем
исследовании результаты дают основания для
идентификации двух систем подводящих каналов,
проявляющихся в двух максимумах скоростей
сейсмических волн (рис. 8б).
Под северо-восточными ск лонами вулкана проявлена низкоскоростная анома лия
(Vp = 1.5-2.0 км/с), охватывающая вулкан полукольцом. Низкоскоростные аномалии меньшей
интенсивности (Vp = 2.0-2.25 км/с) также обнаруживаются под южным и западным склонами.
Можно предполагать, что такие же аномалии
имеются вокруг всего вулкана, однако они не
были обнаружены на северо-западном и юго42
Рис. 8. Строение вулкана Везувий и прилегающей области по данным лучевой сейсмической томографии:
a – горизонтальное сечение модели на абсолютной
отметке Z=0; б, в – вертикальные сечения модели.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СТРОЕНИЕ ВУЛКАНА ВЕЗУВИЙ
Подъем области относительно повышенных
(Vp = 3.5-4.0 км/с) скоростей к дневной поверхности к востоку от вулкана соответствует изменению состава вулканогенно-осадочного слоя от
преимущественно рыхлых вулканогенных толщ
к преимущественно карбонатным отложениям.
Поверхность раздела вулканогенно-осадочного слоя и известнякового основания погружается от северных и восточных границ модели
к западу и достигает максимума глубины под
восточным склоном вулкана. Такое поведение
границы хорошо соответствует геологическим
данным, согласно которым граница выходит на
поверхность в нескольких километрах к северу и
востоку от области исследований.
Обнаруженное в восточной части модели увеличение скорости в верхней части известнякового слоя (рис. 8в) также согласуется с результатами, полученными в предшествующих исследованиях (Di Stefano, Chiarabba, 2003; Tondi, de
Franco, 2003, 2006). Вместе с тем, в этих работах
иных деталей строения известнякового слоя не
обнаружено, вероятно потому, что для получения стабильного результата потребовалось
вводить регуляризацию на основе меры гладкости решения.
Наиболее интересная черта, обнаруженная
по результатам данной работы, – низкоскоростной «корень» вулкана в пределах известнякового слоя на глубинах 1.5-4.2 км. В предшест ву ющ и х рабо та х дета л ьност ь модел и
на соответствующих глубинах не позволила
выделить каких-либо структур. Следует понимать, что в полученном решении аномалия под
вулканической постройкой носит дипольный
характер: под высокоскоростной аномалией в
пределах верхнего вулканогенно-осадочного
слоя находится низкоскоростная аномалия в
известняковом слое. А нома лии дипольного
харак тера в за дачах л у чевой сейсми ческой
томографии всегда вызывают настороженность,
поскольку, в случае близкого направления лучей,
пересекающих аномалии двух знаков, существует
очевидная эквивалентность в перераспределении
скорости. В данном случае, однако, указанные
две аномалии реконструированы по данным о
временах пробега независимых лучей волн различных типов: как положение, так и амплитуда
высокоскоростной аномалии в верхнем слое
надежно заверяется данными о временах пробега
рефрагированных волн, лучи которых пересекают аномалию под разнообразными углами:
от бл изверт и к а л ьн ы х до горизон та л ьн ы х.
Низкоскоростная аномалия в нижнем слое опирается на независимую информацию о временах
пробега преломленно-рефрагированных волн.
Полученные результаты позволяют предположить, что низкоскоростная аномалия в
основании вулкана соответствует нарушенным
во время подъема магматического материала и
вулканических землетрясений слоям известняка.
Это предположение подтверждается тем, что
положение данной аномалии хорошо согласуется
с положениями очагов вулканических землетрясений, определенными в работе (Lomax et al., 2001).
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Применение алгоритма лучевой сейсмической томографии с адаптивной параметризацией
среды к интерпретации результатов исследований по проекту TOMOVES позволило получить
весьма дета льную модель строения вулкана
Везувий и прилегающих областей. Эта модель в
ряде черт, касающихся строения вулканической
постройки и верхнего вулканогенно-осадочного
слоя, хорошо согласуется с результатами предшествующих исследований (Di Stefano, Chiarabba,
2003; Lomax et al., 2001; Tondi, de Franco, 2003,
2006), обладая несколько большей детальностью.
Кроме того, в результате выполненной интерпретации удалось достичь большей, сравнительно
с предшественниками, детальности в модели
строения нижележащего известнякового слоя,
в частности – обнаружена низкоскоростная
аномалия непосредственно под вулканической
постройкой.
Пол у ченные результаты подтверж дают
эффективность и достоверность интерпретации,
выполняемой при помощи алгоритма, представленного в работах (Тихоцкий и др., 2011;
Tikhotsky, Achauer, 2008), и демонстрируют новые
возмож ности, предоставляемые этим а лгоритмом, в отношении повышения детальности
моделей в вулканических областях, неравномерно освещенных сейсмическими лучами.
Список литературы
Тихоцкий С.А., Фокин И.В., Шур Д.Ю. Активная
лучевая сейсмическая томография с использованием адаптивной параметризации среды
системой вэйвлет-функций // Физика Земли.
2011. № 4. С. 67-86.
Berrino G., Coppa U., De Natal G., Pingue F. Recent
geophysical investigation at Somma–Vesuvius
volcanic complex // J. Volcanol. Geotherm. Res.
1993. V. 58. P. 239-262.
De Natale G., Troise C., Pingue F. et al. Structure
and dynamics of the Somma-Vesuvius volcanic
complex // Mineralogy and Petrology. 2001.
V. 73. P. 5-22. doi: 10.1007/s007100170007.
Di Stefano R., Chiarabba C. Active source tomography
at Mt.Vesuvius: Constraints for the magmatic
system // JGR. 2002. V. 107. № B11. P. 2278.
doi:10.1029/2001JB000792,2002.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
43
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ТИХОЦКИЙ, АХАУЕР
Gasparini P. and TOMOVES Group. Looking inside
Mt. Vesuvius // Eos Trans. AGU. 1998. V. 79.
P. 229-230.
Lomax A., Zollo A., Capuan P.O., Virieux J. Precise,
absolute earthquake location under SommaVesuvius volcano using a new 3D velocity model //
JGR. 2001. V. 146. P. 313-331.
Nolet G. A Breviary of seismic tomography. N-Y:
Cambridge Univ. Press, 2008. 344 p.
S c a n d o n e R ., G i a c o m e l l i L ., G a s p a r i n i P.
Mt. Vesuvius: 2000 years of volcanological
observations // J. Volcanol. Geotherm. Res.
1993. V. 58. P. 5-26.
Tikhotsky S., Achauer U. Inversion of controlled-source
seismic tomography and gravity data with the
self-adaptive wavelet parametrization of velocities
and interfaces // Geophys. J. Int. 2008. V. 172.
P. 619-630.
Tondi R., de Fran R. Three-dimensional modeling
of Mount Vesuvius with sequential integrated
inversion // JGR. 2003. V. 108. № B5. P. 2256.
doi:10.1029/2001JB001578,2003.
Tondi R ., de Franco R . Accurate assessment of
3D crustal velocity and density parameters:
Application to Vesuvius data sets // Phys. Earth
Planet. Inter. 2006. V. 159. P. 183-201.
Zhao D., Hasegawa A., Kanamor H. Deep structure
of Japan subduction zone as derived from local,
regional and teleseismic events // J. Geophys. Res.
1994. V. 99. P. 22313-22329.
Zollo A., De Matteis R., De Auria L., Virieux J. A 2-D
non linear method for travel time tomography:
application to Mt. Vesuvius active seismic data //
Problems in Geophysics for the Next Millenium /
Eds Boschi E., Ekstroem G., Morelli A., ING-Ed.
Compositori, Bologna, 2000. P. 125-140.
VESUVIUS VOLCANO STRUCTURE BASED ON SEISMIC TOMOGRAPHY.
RESULTS FROM NEW INVERSION OF THE TOMOVES DATA
S.A. Tikhotsky1, U. Achauer2
1
Foundation of the Russian academy of sciences Schmidt institute of the Physics of the Earth R AS; e-mail: sat@ifz.ru
2
Institute de Physique du Globe de Strasbourg (France). CNRS UMR 7516
In order to study Vesuvius Volcano (Italy), active traveltime seismic tomography algorithm with the adaptive
media parameterization were applied to the TOMOVES (1994 - 1996) experiment dataset. The velocity
model shows certain key features that are in a good agreement with the previous studies and geologic and
geophysical data: high-velocity anomaly inside the volcano cone, low-velocity anomalies over the volcano
flanks and the upwelling of the limestone basement towards East. At the same time our model shows better
resolution in the upper 2 km of the crust and reveals a low-velocity anomaly at 2-4 km depth beneath the
volcano edifice. The position of this anomaly coincides with the cluster of the volcano earthquakes.
Keywords: traveltime seismic tomography, Vesuvius Volcano, adaptive media parameterization.
44
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
УДК 551.21:551.24
АДАКИТЫ В ЗОНАХ СУБДУКЦИИ ТИХООКЕАНСКОГО КОЛЬЦА:
ОБЗОР И АНАЛИЗ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ ОБРАЗОВАНИЯ
© 2011 Г.П. Авдейко1,2, А.А. Палуева1, О.В. Кувикас1
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, 683006;
e-mail: gavdeiko@kscnet.ru
2
Камчатский государственный университет им. Витуса Беринга, Петропавловск-Камчатский, 683031
1
Проведенный обзор и анализ условий образования адакитов и магнезиальных андезитов
с адакитовыми характеристиками показал, что в пределах зон субдукции Тихоокеанского
кольца наблюдается большое разнообразие тектонических и геодинамических обстановок,
обеспечивающих дополнительный разогрев, достаточный для плавления слэба в зонах
субдукции. В большинстве случаев наблюдается плавление головной части слэба на контакте с
горячей астеносферой в начальный период субдукции. В этом случае наблюдается их ассоциация
с базальтами NEB типа. Большое число проявлений адакитов связано с дополнительным
разогревом и плавлением слэба в субдукционных окнах независимо от условий их образования.
Кроме того образование адакитов может быть связано с субдукцией еще горячих центров
спрединга. Косая субд у к ци я и т рансформное взаимодействие п лит мог у т обеспечить
дополнительный разогрев, достаточный для проявления адакитового вулканизма.
Ключевые слова: адакиты, субдукция, плавление слэба, Тихоокеанское кольцо, геодинамические
условия.
ВВЕДЕНИЕ
А дак иты – сравнительно новый петрологический термин, предложенный (Defant,
Drummond, 1990) для определения средних и
кислых пород, образовавшихся путем непосредственного плавления базальтов молодой, относительно горячей субдуцируемой плиты (слэба).
Возможность плавления базальтов и осадков океанической коры обсуждалась со времени появления модели субдукции (Marsh, Carmichel, 1974;
Nichols, Ringwood, 1973). В последующие годы
было установлено, что основные геохимические
характеристики лав островных дуг и активных
окраин континентов образованы путем плавления перидотита мантийного клина, метаморфизованного флюидами из поддвигаемой океанической плиты (Gill, 1981; Hawkenthworth et al.,
1993; Tatsumi et al., 1986). Это подтверждено не
только петрогеохимическими, но и экспериментальными данными по плавлению перидотитов и
базальтов (эклогитов) в определенных Р-Т условиях, а также температурными моделями зон субдукции (Eggler, 1989; Honda, Uyeda, 1993; Tatsumi
et al., 1986 и др.).
Начиная с работы Р.У. Кея (Kay, 1978) по условиям образования магнезиальных андезитов на
о. Адак (Алеутская дуга), стали появляться геохимические и минералогические данные из разных зон
субдукции о том, что в некоторых случаях возможно
плавление океанической коры. Появились данные о
плавлении океанической коры не только молодой,
но и достаточно древней плиты в геодинамических
условиях, обеспечивающих разогрев ее верхней
части. В большинстве случаев появления адакитов,
показанных на рис. 1, возраст субдуцируемых плит
моложе 25 млн. лет, что соответствует представлениям (Defant, Drummond, 1990), но по математической модели (Peacock et al., 1994) их температуры
недостаточны для плавления. Да и в районе о. Адак,
где получены достоверные данные о плавлении
океанической коры (Kay, 1978; Yogodzinski, Keleman,
1998) возраст Тихоокеанской плиты около 52 млн.
лет, а возраст этой же плиты, поддвигаемой под
Восточную Камчатку еще больше, около 93 млн.
лет (Syracuse et al., 2010). Совершенно очевидно,
что для образования адакитов и магнезиальных
андезитов, образованных в результате плавления
субдуцируемой океанической коры, требуется
дополнительный источник тепла.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
45
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АВДЕЙКО и др.
Рис. 1. Местоположение адакитов в субдукционных системах Тихоокеанского кольца.
В работах (Castillo, 2006; Defant, Drummond,
1990; Peacock et al., 1994) обобщены геохимическ ие характеристики адакитов (табл.).
В настоящей статье даны названия пород, употребляемые авторами цитируемых публикаций.
Термин адак иты у потребляется только для
пород, образованных в результате плавления
базальтов и осадков океанической коры и имеющих геохимические характеристики в соответствии с определением (Defant, Drummond, 1990).
В породах с адакитовыми характеристиками
возможен дополнительный вклад метаморфизованного расплавом слэба вещества мантийного
клина.
Условия, при которых происходит парциальное плавление субдуцируемой океанической
коры с образованием адакитов, рассмотрены в
работе (Peacock et al., 1994) на основе экспериментальных данных по плавлению базальтовых
систем и с учетом температурных моделей зон
субдукции. Результаты, проведенного численного моделирования, показали, что плавление
поддвигаемой океанической коры может происходить в очень ограниченных условиях: 1 – при
46
высокой степени разогрева за счет сдвигового
напряжения более 1 кбар при Т ≥ 750°С в реакциях бесфлюидного парциального плавления (за
счет разложения амфибола) и 2 – при субдукции
молодой океанической литосферы (менее 5
млн. лет) и низкой скорости конвергенции.
Не все проявления адакитового вулканизма,
показанные на рис. 1, соответству ют этим
условиям.
В обзоре петрогенезиса адакитов (Castillo,
2006) приведены данные об образовании адакитов в начальный период субдукции. Эксперименты по плавлению база льтовых систем
в водонасыщенных (Beard, Lofgren, 1991) и в
водоненасыщенных условиях при дегидратации
амфибола (Sen, Dunn, 1994) показали принципиальную возможность получения адакитов из
базальтов. Также в результате экспериментов
установлено (Liu et al., 1996), что при субдукции
горячего слэба с геотермальным градиентом
более 7°С/км возможно плавление слэба даже
на глубинах менее 60 км. Обогащение Mg, по
экспериментальным данным (Rapp et al., 1999),
происходит при реакции адакитового расплава
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АДАКИТЫ В ЗОНАХ СУБДУКЦИИ
Геохимические характеристики адакитов по данным (Castillo, 2006; Defant, Drumond, 1990; Peacock et al.,
1994).
Характеристики
Высокое содержание:
Причина
SiO2≥56%
Al 2O3≥15%
Y
Низкое содержание:
Yb
HFSE(Nb,Ta)
HREE
Высокое содержание:
Sr
LILE
Sr/Y
Высокое отношение:
La/Yb
П л а в лен ие эк лог и т а/г ра н ат ов ог о а мфи б о л и т а п ри
Р=2.5-3 ГПа (глубина 70-100 км)
Наличие граната, амфибола и клинопироксена в источнике
Наличие граната в остаточной фазе
Наличие титаномагнетита и амфибола в источнике
Наличие граната в источнике
Плавление плагиоклаза/отсутствие плагиоклаза в остатке
Низкая степень плавления N MORB
Наиболее характерная черта, резко отличная от типичных
ОД андезитов и дацитов, отражает высокое содержание Sr
при низком содержании Y
Наличие титаномагнетита и амфибола в источнике иллюстрирует обогащение LREE по сравнению с HREE
K/La
Низкое отношение:
Rb/La
Унаследование меток N MORB
Ba/La
с перидотитом мантийного клина, образуя магнезиальные андезиты с адакитовыми характеристиками. Состав конечного расплава зависит от
соотношения адакитовый расплав/ перидотит
мантийного клина. При этом отношении 2/1 и
давлении 3.8 ГПа конечный расплав будет высококремнистым обогащенным Mg. Необходимо
отметить, что имеются данные о возможности
образования пород с адакитовыми характеристиками не только при плавлении субдуцируемой
океанической коры, но и при плавлении водонасыщенных базальтов континентальной коры,
например, (Arculus et al., 1999; Castillo, 2006).
В статье рассмотрены геодинамические
условия образования адакитов в пределах зон субдукции Тихоокеанского кольца, приводящие к
дополнительному разогреву. Наиболее подробно
рассмотрены условия образования адакитов и
магнезиальных андезитов Камчатки, где поддвигается наиболее древняя Тихоокеанская плита.
АДАКИТЫ СЕВЕРНОЙ АМЕРИКИ
Дациты вулкана Сент Хеленс, расположенного в пределах Каскадной дуги (рис. 2), имеют
типичные для адакитов геохимические характеристики. Плавление базальтов субдуцируемой
плиты обусловлено молодым возрастом еще
горячей океанической плиты, образованной
в цент ре спрединга Хуан де Фу ка (Defant,
Drummond, 1993). Глубина до поверхности слэба
Рис. 2. Тектоническое положение адакитов и «внутриплитных» базальтов в Каскадной дуге (Северная
Америка) (Jicha et al., 2009) с упрощениями и дополнениями. На врезке – разрез А – А' по (Defant,
Drummond 1993). СХ – вулкан Сент Хеленс, А – вулкан Адамс. Треугольниками обозначены вулканы.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
47
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АВДЕЙКО и др.
под вулканом Сент Хеленс составляет 80 км
(рис. 2, врезка). По расчетам (Syracyse et al., 2010)
температура слэба на этой глубине составляет
749°С. По (Defant, Drummond, 1993) присутствие
граната и амфибола в остаточной фазе ведет к
уменьшению содержаний иттрия, иттербия,
увеличению содержаний стронция и легких
лантаноидов и, соответственно, к высоким Sr/Y
и La/Yb отношениям, что согласуется с экспериментами по плавлению базальтов (Helz, 1976;
Stern, Willie, 1978).
Лавы вулкана Сент Хеленс, извергавшиеся
в период 2.2-1.7 тыс. лет назад , имеют отчетливые низкие концентрации редких элементов
с кру пными ионными ра ди усами (LILE) и
высокие концентрации ниобия, что сближает
их с внутриплитными породами. В отличие от
лав вулкана Сент Хеленс, лавы вулкана Адамс,
расположенного в 135 км над зоной субдукции
(рис. 2, врезка), имеют типичные известковощелочные (островодужные) характеристики
(Defant, Drummond,1993). По последним данным
лавы вулкана Адамс проявляют и внутриплитные геохимические характеристики. Так, изотопные составы Sr, Nd, Pb, Hf, Os и O тридцати
четвертичных лавовых потоков стратовулкана
А дамс и близлежащих базальтов Каскадной
дуги свидетельствуют о том, что основной вклад
в их состав вносят внутриплитные мантийные
источники при небольшой роли субдукционных
компонентов (Jicha et al., 2009).
Итак, в поперечной зоне Сент Хеленс – Адамс
встречаются как адакиты, обусловленные плавлением молодой океанической коры на уровне перехода амфиболит-эклогит, так и базальты с внутриплитными геохимическими и изотопными
характеристиками. Образование последних,
по-видимому, можно связать с вызванным субдукцией мантийным плюмом или мантийным
диапиром по модели (Faccenna et al., 2010).
В пределах п-ова Ка лифорния имеются
так же данные о п лавлении субд у цируемой
океанической коры с образованием магнезиальных андезитов, которые были названы
баяитами (Saunders et al., 1987), хотя в настоящее время зона субдукции здесь отсутствует.
Образование баяитов указанные авторы рассмотрели на фоне геодинамической эволюции.
До 12.5 млн. лет назад изливались типичные
известково-щелочные лавы вулканической провинции Сьерра Мадре, связанные с субдукцией
плиты Гвадалупе под Калифорнию (рис. 3а, 3б).
Рис. 3. Тектоническая эволюция Тихоокеанско-Гвадалупского центра спрединга и связанной с ним зоной
субдукции по (Saunders et al., 1987): ТП – Тихоокеанская плита, ГП – плита Гвадалупе, РП – плита Ривера,
К – часть плиты Кокос.
48
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АДАКИТЫ В ЗОНАХ СУБДУКЦИИ
После 12.5 млн. лет состав магматических продуктов резко изменился, что, по-видимому, было
связано с субдукцией более молодой и, соответственно, более горячей части плиты Гвадалупе,
а затем и субдукцией рифтовой зоны (центра
спрединга меж ду плитами Тихоокеанской и
Гвада лупе) с погру жением под Ка лифонию
(рис. 3в, 3г). Доминирующими стали магнезиальные андезиты (баяиты) с 8% MgO при 57%
SiO2. Редкоэлементный состав характеризуется
высокими концентрациями Sr, низкими концентрациями Rb, выcокими La/ Y b отношениями и другими параметрами, сближающими
их с аналогичными породами о. Адак и южной
части Чили. Авторы (Saunders et al., 1987) предположили, что баяиты образовались путем плавления слэба в необычных физико-химических
условиях в результате субдукции молодой океанической литосферы и/или субдукции центра
спрединга (рис. 3г), которые явились источником
дополнительного тепла в условиях стабильности
эклогита.
Последующими работами (Aguillon-Robles
et al., 2001; Calmus et al., 2003) выявлено шесть
полей магнезиальных андезитов (баяитов) в
ассоциации с магнезиа льными база льтами
и ан дезибаза льтами. Эти пол я протягиваются на 600 к м в центра льной части п-ова
Калифорния, параллельно заливу Калифорния.
Породы с возрастом от позднего миоцена до
п лейстоцена имеют специфи ческ ие геох им и ческ ие х ара к т ерист и к и: SiO 2 = 50-58%,
выс око е с оде рж а н ие MgO, очен ь н и зко е
FeO*/MgO, высокое фракционирование РЗЭ с
низким содержанием Y и тяжелых РЗЭ и очень
высокое содержание Sr (обычно 2000-3000 г/т
и Ba (до 2300 г/т). Концентрации большинства
некогерентных элементов варьируют в широких
пределах и, по мнению указанных авторов, отражают скорее гетерогенность источника, чем парциальное плавление, фракционную кристаллизацию и контаминацию. Вклад расплава слэба
возрастает от северо-запада до юго-востока полуострова и в этом же направлении уменьшается
возраст пород.
Рассмот рен н ые особен ност и при вод я т
авторов работы (Calmus et al., 2003) к модели образования баяитов путем плавления мантийных
перидотитов, ранее метаморфизованных расплавом слэба, и открытия субдукционного окна
в раннем-среднем миоцене на севере и в позднем
миоцене на юге полуострова. Высокий термальный режим обусловлен субдукцией центра
спрединга или разрыва слэба, а затем в плиоплейстоцене – раскрытием Калифорнийского
залива. Специфические геохимические черты
рассмотренных пород обусловлены инконгруентным плавлением паргаситового амфибола при
температуре около 1000°С на глубине 70-110 км
с гранатом в остаточной фазе.
Кроме баяитов на п-ове Ка лифорни я в
вулканическом поле Санта К лара встречаются типичные адакитовые купола с возрастом
от 11 до 8 млн. лет в ассоциации с обогащенными ниобием (внутриплитными) базальтами
(Aguillon-Robles et al., 2001). Вулканическое поле
Санта Клара располагается сравнительно близко
к палеожелобу (около 100 км), что свидетельствует об образовании адакитов и Nb-базальтов
при высоком термальном режиме при субдукции
центра спрединга и образовании мантийного
окна.
ЦЕНТРАЛЬНАЯ АМЕРИКА
В пределах Центрально-Американской дуги
наблюдается большое разнообразие тектонических и геодинамических условий, ответственных
за образование адакитов и базальтов с внутриплитными геохимическими характеристиками
(рис. 4). Площадное распространение адакитов
показано на рис. 5. Адакиты слагают вулканический купол вулкана Эль-Валле (El Valle) (Панама)
и его пирок ластические потоки с возрастом
0.9-0.2 млн. лет (Defant et al., 1991a). На вулкане
Ла Йегвада (La Yeguada) (Панама) отмечается
смена известково-щелочного вулканизма первой
фазы (13-7.5 млн. лет) адакитовым вулканизмом
(<2.5 млн. лет), что свидетельствует о том, что
субдуцируемая плита становится горячее (Defant
et al., 1991b). Адакиты также отмечены в пределах
хребта Таламанка.
В центральной Америке наблюдается тройное
сочленение плит Кокос, Наска и Карибской,
осложненное субдукцией хребта Кокос. По
представлениям (Johnston, Thorkelson, 1997),
основанном на современном движении плит, под
юго-восточной частью Коста-Рики и западной
частью Панамы образуется субду к ционное
окно за счет растягивающих усилий, обусловленных Га лапагосским центром спрединга.
По их данным, в интервале 6-10 млн. лет назад
началась субдукция хребта Кокос под Карибскую
плиту. Когда в интервале 1-3 млн. лет началась
субдукция разломной зоны Панама – то есть
трансформного разлома типа хребет-дуга, субдукция хребта Кокос завершилась. Наличие субдукционного окна подтверждается отсутствием
сейсмофокальной зоны под Карибской плитой, а
также наличием адакитов и пород, отделенных от
источника типа OIB. На рис. 5 показано, что вулканические породы с адакитовыми риодацитами
вулканов Эль-Валле и Ла Йегвада приурочены к
головной части плиты Наска, непосредственно
на контакте с субдукционным окном, и в хребте
Таламанка вблизи контакта плиты Кокос с тем же
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
49
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АВДЕЙКО и др.
субдукционным окном. Между этими выходами
адакитов, располагающимися к востоку и западу
от тройного сочленения, отмечен выход пород
связанных с мантийным источником типа OIB.
Несколько иную точку зрения на образование субдукционного окна и связанных с ним адакитов и пород OIB-типа обосновывают (Abratis,
Wörner, 2001), основываясь на своих определениях абсолютного возраста пород. По их данным, в связи с субдукцией асейсмичного хребта
Кокос субдукционный вулканизм ЦентральноАмериканской дуги, связанный с плавлением
мантийного клина, прекратился около 8 млн. лет
назад с последующим формированием субдукционного окна (slab window). Геохимический и
изотопный составы небольшого объема адакитов
и щелочных лав задугового типа в интервале
2-5.8 млн. лет свидетельствуют о том, что источником этих лав является Галапагосский плюм.
Присутствие этого источника объясняется внедрением Тихоокеанской (?) мантии в Карибский
мантийный клин через субдукционное окно, где
щелочные породы образуются путем плавления
поднимающейся мантии, а адакиты являются
результатом плавления головной части субдуцируемого хребта Кокос. Используя геохимические
и изотопные метки, авторы (Abratis, Wörner,
2001) проследили верхнемантийный поток под
Центральной Америкой от южной части КостаРики со скоростью 40 мм/год.
Для объяснения наблюдающихся характеристик авторы (Abratis, Wörner, 2001) построили
модель эволюции субдукционного окна предложенного (Johnston, Thorkelson, 1997):
1. Столкновение хребта Кокос с желобом,
последующая пологая субдукция и формирование субдукционного окна обусловили прекращение типичного известково-щелочного
магматизма. Пологая субдукция и формирование субдукционного окна обусловили подъем
горного хребта (Таламанка) за счет комбинации
тектонических и термальных процессов.
2. Эволюция субдукционного окна объясняет быстрое появление щелочного магматизма,
который связан с совершенно другим источником, отличным от источника известковощелочных магм. Источник связан с Галапагосским плюмом на Тихоокеанской плите. Поэтому
авторы предполож и ли, что Ти хоокеанска я
мантия внедряется через субдукционное окно в
Карибское пространство. Первое свидетельство
внедрения Тихоокеанского мантийного источника в лавы Коста-Рики появилось 5.8 млн.
лет назад. Это внедрение, зафиксированное в
щелочных OIB магмах, происходит с ЮВ на СЗ
со скоростью 40 мм/год.
3. А дакитовый магматизм начался после
формирования субдукционного окна. По мнению
авторов (Abratis, Wörner, 2001) субдуцируемая
океани ческа я кора Га лапагосского цен т ра
Рис. 4. Схема геодинамического взаимодействия литосферных плит в районе проявления вулканизма Центра льно-А мериканской дуги по (Johnston, Thorkelson, 1997) с упрощениями: М – Мексика,
Г – Гватемала, Гн – Гондурас, Н – Никарагуа, К-Р – Коста-Рика, П – Панама, РЗП – разломная зона Панама (трансформный разлом).
50
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АДАКИТЫ В ЗОНАХ СУБДУКЦИИ
(Peacock et al., 1994). Дополнительное тепло
поставляет поднимающаяся Тихоокеанская
мантия в субдукционное окно, разогревая край
слэба. Дополнительное тепло может быть и за
счет косой субдукции в результате уменьшения
ее скорости.
ЭКВАДОРСКИЕ АНДЫ
Рис. 5. Тектоническое положение адакитов и базальтов OIB-типа в Центрально-Американской вулканической дуге относительно субдукционного окна
в Карибской плите по (Johnston, Thorkelson, 1997):
РЗП – разломная зона Панама (трансформный разлом). Цифрами обозначены: 1 – вулкан Эль-Валлье,
2 – вулкан Ла Йегвада, 3 – массив Таламанка.
сп ред и н г а, и мея молодой возраст, т ем не
менее, не может быть источником адакитов,
к а к п р ед полож и л и (Joh n ston, T horkel son,
1997), так как их изотопный состав свинца
отличен от Галапагосского центра спрединга.
Поэтому адакитовый расплав может образоваться путем плавления головной части субдуцируемого хребта Кокос, который отделен от
Галапагосской горячей точки. Субдуцируемый
хребет Кокос слишком старый (15 млн. лет) и
слишком быстрый (7-9 см/год) для плавления
В пределах Эквадорских Анд, где вулканическая дуга расположена в 250-400 км от желоба,
наблюдается поперечная вулканическая зональность (Bourdon et al., 2002; Gutcher et al., 1999;
Monizier et al., 1999). Во фронтальной части дуги
породы вулканов Атаказа (Atakaza) и Пичинча
(Pichincha) имеют отчетливые адакитовые характеристики, свидетельствующие о плавлении
слэба (рис. 6а). Кроме того, встречаются и магнезиальные андезиты, которые говорят о взаимодействии адакитового расплава с астеносферой мантийного клина (Bourdon et al., 2003).
В тыловой части дуги вулкан Сумако производит
высоко-Nb (внутриплитные) базальты, а лавы
расположенного между ними вулкана Антизана
имеют промежуточные геохимические характеристики. Детальное изучение вулкана Антизана
(Bourdon et al., 2002) показало, что вулкан сложен
породами близкими к адакитам, но не идентичными им. Изотопные характеристики лав всех
трех вулканов почти одинаковы и свидетельствуют о незначительной ассимиляции континентальной коры.
Бордон с соавторами (Bourdon et al., 2003)
предлагают следующую модель генерации магм
(рис. 6б). Во фронтальной части дуги под вулканом Пичинча океаническая кора плавится,
производя адакиты. На пути к поверхности
часть этой магмы метаморфизует мантийный
клин, что приводит к кристаллизации паргасита,
флогопита и граната. В свою очередь, магма обогащается магнием и поднимается на поверхность
в виде магнезиальных андезитов. Плавление
модифицированной мантии, перемещенной вниз
в результате наведенной конвекции, приводит
к образованию адакитоподобных лав вулкана
Антизана. При дальнейшем перемещении вниз
происходит частичное плавление мантии в условиях разрушения флогопита, в результате чего
образуются высокониобиевые (NEB) базальты
вулкана Сумако в тыловой части дуги.
Очевидные вариации пространственного
распределения вулканов и их геохимических
характеристик в северной вулканической зоне
между Колумбией и Эквадором ясно указывает
на то, что субдукция хребта Карнеги под Эквадор
сильно влияет на связанный с субдукцией вулканизм. Предполагается, что выполаживание
слэба вызвано субд у к цией хребта Карнеги
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
51
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АВДЕЙКО и др.
Рис. 6. Положение адакитов и высоко Nb базальтов в Северной вулканической дуге Анд (NVZ) в пределах
Эквадора (а) и модельный разрез вкрест простирания NVZ (б) по (Bourdon et al., 2002) с дополнением положения вулкана Атаказа.
(<5 млн. лет?), производящего прогрессивный
разогрев океанической коры и ее плавление 1.5 млн.
лет назад. Впоследствии произошло плавление
океанической коры, образование адакитов и трансформация типичного известково-щелочного вулканизма, связанного с метаморфизацией мантийного
клина. Это привело к образованию в пространстве
и времени ряда адакиты – высокомагнезиальные
андезиты – адакитоподобные андезиты – высокониобиевые базальты (Bourdon et al., 2003).
Проанализировав данные о пространственност ру к т у рны х особенностя х в Чи лийск и х и
Эквадорских Андах и в Коста-Рике (Gutcher et
al., 2000) предложили гипотезу, объясняющую
плавление океанической коры слэба на субгоризонтальном участке субдукции за счет ее
разогрева (рис. 7). Они выделили три стадии
эволюции: 1 – крутая субдукция с образованием
узкой известково-щелочной дуги над астеносферным клином примерно в 300 км от желоба;
2 – однажды начавшись, субгоризонтальная
субдукция продолжается на несколько сотен км
примерно на одной и той же глубине, выделяя Р-Т
окно, где происходит плавление слэба, образуя
широкую вулканическую дугу; 3 – затем, через
несколько млн. лет астеносферный клин исчезает
(закрывается) и вулканизм завершается, как в
Центральном Чили или Перу. В этой модели
дополнительное тепло получается за счет нагревания верхней части слэба горячей астеносферой
мантийного клина.
Австралийской вулканической зоны сложены
андезитами и дацитами с отчетливыми адакитовыми характеристиками (MgO = 1.5-2.8, а
на острове Кука 5.5-4.4; Sr > 3000; Yb = 0.8-1.5;
Sr/Y = 100-400), свидетельствующими о том,
что в рестите адакитового расплава остается
гранат, амфибол и пироксен, но отсутствуют или
имеются в небольшом количестве оливин или
плагиоклаз. Эти авторы полагают, что наиболее
вероятным источником этих адакитов являются
субдуцированные океанические базальты, перекристаллизованные в гранатовые амфиболиты
или эклогиты. Кроме того, по модели авторов,
п лави тся до 15% су бд у ц ируем ы х оса д ков.
Дополнительный разогрев для плавления коры
с возрастом менее 24 млн. лет происходит при
небольшой скорости субдукции (около 2 см/год).
Состав адакитов зависит от угла взаимодействия
плит. Адакиты андезитового состава вулкана
на о. Кука (около 54° ю.ш.) образовались в условиях косой субдукции при небольшой степени
частичного плавления (2-4%) и ограниченном
взаимодействии с вышележащей мантией (≥90%
расплав базальтов, ≤10% расплав мантийного
к лина). В северном направлении, вплоть до
49° ю.ш., при более ортогональном угле субдукции модель магматической эволюции требует
плавления смеси базальтов и осадков и взаимодействия не только с вышележащей мантией, но
и с корой (Stern, Kilian, 1996).
ФИЛИППИНЫ
ЮЖНАЯ ОКОНЕЧНОСТЬ
ЮЖНОЙ АМЕРИКИ
По данным (Stern, Kilian, 1996) все шесть
голоценовы х вулкани ческ и х цент ра А н до52
В пределах плиоцен-плейстоценовой дуги
Замбоанга (Zamboanga) встречаются как базальты
(реже андезибазальты) с высоким содержанием
ниобия (NEB), пользующиеся довольно широким
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АДАКИТЫ В ЗОНАХ СУБДУКЦИИ
распространением, так и значительно более
редкие адакиты (Sajona et al., 1996). В пространственном отношении NEB-лавы распространены
в тыловой части дуги относительно адакитов.
Возраст адакитов варьирует в интервале 0.7-3.8
млн. лет, возраст NEB – в интервале 1-2 млн.
лет, а возраст единственного калиевого андезибазальта – 0.4 млн. лет. Авторы (Sajona et al., 1996)
различают три группы NEB-лав: почти примитивные высокомагнезиальные базальты с отсутствующим Nb-минимум на спайдерграммах,
более распрост раненные низкока лиевые и
известково-щелочные, но обогащенные Nb лавы.
Ими рассмотрены пространственно-временные
отношения в объемной модели, состоящей из
трех стадий эволюции (рис. 8):
Стадия 1 (около 5 млн. лет назад). Вслед за
завершением коллизии в Центральном Минданао
начала субдуцироваться в истощенную мантию
и дегидратироваться молодая кора моря Сулу,
возможно, вместе с центром спрединга.
Стадия 2 (3-4 млн. лет назад). На глубине
Рис. 7. Модель геодинамической эволюции вулканизма с образованием адакитов в результате выполаживания слэба на примере Центрального Чили и Эквадора по (Gutscher et al., 2000).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
53
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АВДЕЙКО и др.
несколько типов обогащенных ниобием магм.
Тем временем субдуцируемый слэб продолжает
дегидратироваться, производя флюиды, обогащенные элементами с большим радиусом (LILE)
и легкими редкоземельными элементами и обедненные Nb. Около 0.4 млн. лет назад плавление
этой, обогащенной флюидами, мантии приводит
к образованию известково-щелочных пород с
отрицательной Nb-аномалией.
ЮГО-ЗАПАДНАЯ ЯПОНИЯ
В отличие от других вулканов Японии, где
извергаются типичные субдукционные лавы,
вулканы Дайсен (Daisen), Самбе (Sambe) и
Эйнояма (Aonoyama) Юго-Западной Японии в
неоплейстоцене и голоцене извергали среднека лиевые ан дезиты и дациты, по х имизм у
соответствующие адакитам (высокое содержание Al 2O3, Sr, низкие содержание Y, низкие
Sr/Y-отношения, крутой график распределения
редкоземельных элементов без Eu-минимума).
Образование адакитов объясняется (Morris,
1995) плавлением переднего края Филиппинской п литы на гл убине 75-100 к м (рис. 9).
Плавление на этой глубине должно давать в
остатке гранатовый эклогит, приводя к уменьшению содержаний иттрия и тяжелых редкоземельных элементов. Отсутствие сейсмичности
под вулканами также подтверждает представление о плавлении переднего края субдуцируемой плиты.
АДАКИТЫ КАМЧАТКИ
Рис. 8. Модель геодинамической эволюции вулканизма дуги Замбоанга с образованием адакитов и
обогащенных Nb базальтов по (Sajona et al., 1996) с
упрощениями.
75-85 к м, в област и перехода амфибол и тэклогит под воздействием высокого теплового
потока субдуцируемая кора подвергается плавлению, производя адакитовый расплав. Только
небольшая часть адакитового расплава достигает
поверхности, а основная его часть метаморфизует
перидотит мантийного клина с формированием
амфибола и ильменита. При этом происходит
обогащение мантийного клина высокозарядными элементами (HFSE), включенными во
вновь образованные минералы.
Стадия 3 (<2 млн. лет назад). В результате
наведенной субдукцией конвекции обогащенная
мантия погружается на большие глубины, где
происходи т ра зру шение метаморфи ческой
фазы, преимущественно амфиболов. В результате различной степени плавления образуется
54
Первые сведени я о возмож ности образова н и я а да к и т ов на К а м чат ке (в ра йоне
р. Валоваям) содержатся в работе (Kepezhinskas
et al., 1996). В этом районе (рис. 10, поз. 1) в обогащенных ниобием базальтах содержатся многочисленные ксенолиты шпинельных перидотитов
и пироксенитов с прожилками дацитов, имеющих адакитовые характеристики. По мнению
указанных авторов, адакитовый расплав, отделяющийся от молодой субдуцируемой плиты,
поступает в мантийный клин и взаимодействует
с расплавом мантийного клина, производя обогащенные Nb базальты. Адакиты на поверхности
не обнаружены. Обогащенные Nb базальты и
включенные в них ксенолиты подробно описаны
А.В. Колосковым (Колосков, 2003).
Первые данные о находках магнезиальных
андезитов адакитового типа на полуострове
Камчатский мыс (рис. 10, поз. 3) содержатся в
работе (Волынец и др., 1998). Авторами подробно
описаны верхнемиоцен-нижнеплейстоценовые
дайки спессартитов и вогезитов мощностью
0.1-1.5 м и протяженностью до нескольких сот
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АДАКИТЫ В ЗОНАХ СУБДУКЦИИ
метров, имеющих адакитовые характеристики,
аналогичные характеристикам адакитов о. Адак.
На Восточной Камчатке в составе верхнемиоценплиоценового щапинского комплекса (рис. 10,
поз. 4) выявлены андезиты и дациты с близкими
к адакитам геохимическими характеристиками
(Hoernle et al., 2009). Эти породы встречаются
в ассоциации со щелочными базальтами NEB
типа, которые являются более древними (7-12
млн. лет) по сравнению с адакитами (3-8 млн.
лет).
А дакиты и ассоциирующие с ними магнезиальные андезиты и NEB базальтоиды выявлены (Перепелов и др., 2009, 2010) в южной
части Центра льной Камчатской депрессии
(рис. 10, поз. 5) в пределах эродированной
вулканической постройки, возраст которой
3.13 – 2.72 млн. лет. Интересно, что в окрестностях расположенного вблизи позднеплейстоценголоценового вулкана Бакенинг (рис. 10, поз. 6)
имеются небольшие вулканические постройки
андезитов и дацитов, которые, судя по геохимическим характеристикам, также могут быть
отнесены к а дак итам. Из два дцати приведенных в работе (Dorendorf et al., 2000) анализов
дацитов и андезитов десять имеют отчетливые
а дак и товые харак терист и к и (Sr/ Y=40-283,
La/Yb=8-16, Nb/La=0.2-0.3) и три – переходные
к известково-щелочным лавам. Породы лавового
купола активного вулкана Шивелуч (рис. 10,
поз. 2) также имеют адакитовые характеристики
(Ferlito, 2010), хотя Н.В. Горбач и М.В. Портнягин
(2011) не связывают их образование с плавлением
океанической коры.
Условия образования пород с адакитовыми
характеристиками рассмотрим на фоне позднекайнозойской геодинамической эволюции
Камчатки. За исключением адакитов района р.
Валоваям (рис. 10, поз. 1), образование которых
связано с плавлением базальтов молодой субдуцируемой океанической плиты Командорского
бассейна, все оста льные местонахож дени я
адакитов, где возраст субдуцируемой Тихоокеанской плиты более 93 млн. лет (Syracuse et al.,
2010) приурочены к зоне перескока субдукции
на современное положение (Авдейко и др., 2003).
Эволюци я геодинамического реж има зоны
перескока и образования адакитов показана на
разрезах рис. 11. На Восточной Камчатке (рис.
10, поз. 4), где наблюдается последовательное
образование «внутриплитных лав», адакитов и
затем типичных островодужных лав (Hoernle et
al., 2010), по-видимому, происходит плавление
базальтов переднего края субдуцируемой плиты
на контакте с горячей астеносферой (рис. 11б),
причем разогрев ее, возможно, связан с флексурным вулканизмом Тихоокеанской плиты
(Авдейко и др., 2010) по модели (Hirano et al., 2006).
Рис. 9. Местоположение и тектоническая позиция
адакитов в Юго-Западной Японской вулканической
дуге по (Morris, 1995): ТП – Тихоокеанская плита.
Вулканы: А – Эйонама, С – Самбе, Д – Дайсен.
Рис. 10. Тектоническое положение адакитовых построек Камчатки: 1 – местоположение позиций адакитов, упомянутых в тексте; 2 – вулканические пояса,
вулканы, и вулканический фронт; 3 – палеорифты и
трансформные разломы; 4 – желоба и палеожелоба;
5 – разрывные нарушения; 6 – субдукционное окно.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
55
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АВДЕЙКО и др.
Адакиты южной части Центральной Камчатской
депрессии (рис. 10, позиции 5 и 6), возможно,
образова лись так же на контак те с горячей
астеносферой, но не на переднем крае слэба,
а в субд у к ционном ок не, образованном на
южной границе зоны перескока субдукции.
Кратковременность проявления адакитового
вулканизма объясняется кратковременностью
перескока субдукции.
Адакитовый вулканизм зоны КамчатскоА леутского сочленения (рис. 10, поз. 2 и 3),
видимо, также связан с формированием субдукционного окна и/или на контакте северовосточного края Тихоокеанской плиты с астеносферой (Ferlito, 2011). Так как субдукционное
окно и, соответственно, контакт с горячей астеносферой сохраняется (Avdeiko et al., 2007), адакитовый вулканизм продолжается и в настоящее
время (вулкан Шивелуч).
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
Проведенный обзор адакитов показывает,
что в пределах зон субдукции Тихоокеанского
кольца наблюдается большое разнообразие тектонических обстановок и геодинамических
условий, обеспечивающих повышенные температуры или разогрев субдуцируемой плиты и
Рис. 11. Модель миоцен-четвертичной геодинамической эволюции и образования адакитов: 1 – континентальная кора; 2 – континентальная кора Кроноцкой палеодуги; 3 – океаническая кора; 4 – адакитовые постройки; 5 – вулканы.
56
плавление ее океанической коры. Несмотря на
то, что в большинстве районов возраст субдуцируемой плиты моложе 25 млн. лет, образование
адакитов, по-видимому, обусловлено контактом
океанической коры с горячей астеносферой либо
в головной части слэба в начальный период субдукции (Sajona et al., 1996), либо по краям субдукционных окон (Abratis, Wörner, 2001), либо
при выполаживании. Для оценки геодинамических условий образования адакитов проведем
анализ некоторых особенностей их проявления.
Прежде всего следует отметить, что почти
во всех рассмотренных зонах субдукции наблюдается ассоциация адакитов и магнезиальных
андезитов с адак итовыми геохимическ ими
характеристиками с обогащенными Nb базальтами (NEB), то есть с базальтами, имеющими
вн у трип литные геох ими ческ ие харак теристики. Наблюдается три типа таких ассоциаций.
В одних случаях наблюдается совместное нахождение адакитов и NEB в пределах одной вулканической постройки, например, вулк. Сент Хеленс,
вулк. массив Санта Клара (п-ов Калифорния),
ра йон р. Ва лов а я м (С еверна я К а м чат к а).
В других случаях отмечается поперечная зональность: адакиты приурочены к фронтальным
частям дуг, а породы NEB типа – к их тыловым
частям (система вулканы Сент Хеленс – Адамс
в Каскадной дуге, северная вулканическая зона
Южной Америки, Филиппинская дуга и др.).
В третьих случаях, как, например, в ЦентральноАмериканской дуге, намечается продольная
зональность с породами NEB типа посредине и
адакитами по краям.
Адакитовый вулканизм, как правило, проявляется в течение короткого интервала времени
и предшествует или проявляется одновременно
с NEB вулканизмом. Объемы извергн у ты х
адакитов и базальтов NEB типа обычно незначительные. Исключение составляют вулканические постройки Австралийской вулканической зоны (АВЗ) Южной Америки, сложенные
адакитами (Stern, Kilian 1996). Рассмотренные
особенности позволяют уточнить некоторые
модели образования адакитов в зонах субдукции
Тихоокеанского кольца. Образование адакитов
вулканов Сент Хеленс (Северная А мерика)
и района р. Ва ловаям (Северная Камчатка)
связано не только с субдукцией молодых плит,
но и с плавлением головных частей субдуцируемых плит, так же как и по модели (Sajona et
al., 1996) образования адакитов дуги Замбоанга
(Филиппины). По-видимому, такая же модель
применима и для Восточной Камчатки. На вулкане Сент Хеленс и в районе р. Валоваям образуются базальты NEB типа как за счет внедрения
адакитового расплава в мантийный клин, так и
в результате апвеллинга мантийного материала
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АДАКИТЫ В ЗОНАХ СУБДУКЦИИ
в головной части слэба по модели (Faccenna et al.,
2010). Такой же сценарий образования адакитов
в головной части молодой плиты наблюдается и
в Юго-западной Японской вулканической дуге,
но базальты NEB типа в ассоциации с адакитами
здесь не обнаружены.
На Восточной Камчатке, где возраст субдуцируемой плиты более 93 млн. лет, предварительный разогрев плиты и нижележащей астеносферы мог быть обусловлен проявлением вулканизма флексурного типа по модели (Hirano et
al., 2006), а формирование адакитов произошло
на контакте головной части слэба с горячей астеносферой (Авдейко и др., 2010).
Еще один тип сценариев образования адакитов связан с субдукцией центра спрединга.
На п-ове Калифорния наблюдается обратная
последоват ел ьност ь п роя в лен и я ма г незиальных андезитов (баяитов), обусловленная,
по-видимому, субдукцией Тихоокеанско-Гваделупского центра спрединга (рис. 3). Сначала,
после 12.5 млн. лет субдуцируется и подвергается частичному плавлению все более горячая
Гва дел у пская п лита. При этом и мен яется
состав баяитов, отмеченный (Aguillon-Robles
et al., 2001). Вклад расплава слэба возрастает
с северо-запада на юго-восток полуострова.
При наиболее горячей части слэба образуются
типичные адакиты, а образование базальтов
NEB типа, вероятно, связано с мантийным
диапиром еще активного центра спрединга,
который поддвигается под п-ов Калифорния.
Так ие услови я набл юдаются в вул кан и ческом поле Санта-К лара на юго-западе п-ова
Калифорния, расположенном наиболее близко
к палеожелобу.
Третий тип сценариев проявления адакитового вулканизма связан с плавлением слэба
на контакте с горячей астеносферой в субдукционных окнах независимо от условий их
образования. Наиболее типичное достоверно
установленное субдукционное окно наблюдается в Центрально-Американской дуге. Его
образование, видимо, связано как с кинематикой
движения плит (Johnston, Thorkelson, 1997),
так и с выполаживанием слэба при субдукции
асейсмичного хребта, в данном случае хребта
Кокос (Abratis, W ö rner, 2001). Отмеченн у ю
выше продольную зональность мы связываем
с тем, что адакиты хребта Таламанка связаны с
плавлением плиты Кокос на контакте с горячей
астеносферой северной части субдукционного
окна. Далее на север наблюдаются породы NEB
типа и переходные породы (Коста-Рика), а в пределах гондурасского сегмента дуги – типичные
известково-щелочные породы. А дакиты вулканов Эль-Вáлье и Ла Йегвада (Панама) связаны
с плавлением плиты Наска на контакте с асте-
носферой южной части субдукционного окна, а
образование базальтов на контакте центральной
части субдукционного окна (Abratis, Wörner,
2001) обосновывают внедрением Тихоокеанской
мантии из под плиты Наска в субдукционное
окно. При этом конфигурация мантийного окна
будет несколько иной, чем показано на рис. 5 по
модели (Johnston, Thorkelson, 1997), что связано с
субдукцией асейсмичного хребта Кокос.
Генезис проявления адакитового вулканизма в Эквадорских Андах, где наблюдается
отчетливая поперечная зональность, может быть
обусловлен двумя моделями, обе из которых
связаны с субдукцией асейсмичного хребта
Карнеги. По модели (Gutscher et al., 2000) происходит выполаживание сегмента субдуцируемой
плиты за счет положительной плавучести асейсмичного хребта. В этой модели дополнительное
тепло получается за счет нагревания верхней
части слэба горячей астеносферой мантийного клина. Модель имеет одно ограничение.
Сценарий образования адакитов по этой модели
может реализовываться в случае, когда сегмент
с асейсмичным хребтом погружается достаточно
глубоко, ниже границы литосферы, для образования мантийного клина. По нашему мнению,
более вероятен сценарий по второй медели с
образованием субдукционного окна, которое
образуется по разрыву на контакте двух участков
слэба с разной плавучестью (Gutscher et al., 1999).
В этом случае во фронтальной части дуги на
контакте с астеносферой образуются адакиты
вулканов Атаказа и Пичинча, в тыловой части
дуги – базальты NEB типа вулкана Сумако,
а в основной части дуги – промежуточные лавы
вулкана Антизана.
Кроме того возможны сценарии образования
адакитов при косой субдукции в результате
дополнительного разогрева слэба. Таким путем
образуются адакиты в пределах АВЗ Южной
Америки (Stern, Kilian, 1996) и на о. Адак (Kay,
1980; Yogodzinski, Kelemen, 1998). Дополнительный
разогрев может происходить при медленной скорости субдукции (около 2 см/ год в АВЗ) в результате высокого напряжения сдвига (Peacock et
al.,1994) и за счет формирования субдукционных
окон при разных скоростях взаимодействующих
плит. Возможность формирования субдукционных окон при переходе от косой субдукции к
трансформному разлому в Алеутско-Камчатском
сочленении рассмотрена нами ранее (Avdeiko
et al., 2007). С формированием этого субдукционного окна мы связываем формирование
магнезиальных андезитов на п-ове Камчатский
мыс и, возможно, на вулкане Шивелуч, хотя
Н.В. Горбач и М.В. Портнягин (2011) обосновывают образование здесь этих пород процессом
дифференциации.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
57
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АВДЕЙКО и др.
Несколько необычная позиция адакитов
и база льтов NEB типа на юге Центра льной
Камчатской депрессии, описанных в работах
(Перепелов и др., 2009, 2010). Они приурочены
к системе трансформных разломов, по которым
в конце миоцена произошел перескок зоны
субдукции на современное положение (Avdeiko
et al., 20 07), и м ы связы ваем обра зован ие
адакитов с формированием субдукционного
окна во время перескока. Необычность положения определяется тем, что глубина до слэба
в настоящее время составляет около 210 км.
По-видимому, здесь возможно плавление слэба
предыдущей зоны субдукции под Срединный
хребет, глубина до которого здесь, вероятно, не
превышает 100 км.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Проведенный обзор и анализ условий образования адакитов и магнезиальных андезитов с
адакитовыми характеристиками показал, что в
пределах зон субдукции Тихоокеанского кольца
наблюдается большое разнообразие геодинамических обстановок, обеспечивающих дополнительный разогрев, достаточный для плавления
слэба в зонах субдукции. При стационарном,
установившемся режиме субдукции образование
адакитов не происходит.
1. В большинстве случаев наблюдается плавление головной части слэба на контакте с горячей
астеносферой в начальный период субдукции.
При палеотектонических и палеовулканических
реконструкциях наличие адакитов может свидетельствовать о начальном этапе субдукции, особенно если наблюдается их ассоциация с базальтами NEB типа.
2. Большое число проявлений адакитов связано с дополнительным разогревом и плавлением слэба в субдукционных окнах независимо
от условий их образования.
3. Образование адакитов может быть связано
с субдукцией еще горячих центров спрединга.
4. Косая субдукция и трансформное взаимодействие плит могут обеспечить дополнительный разогрев, достаточный для плавления
субдуцируемой плиты и проявления адакитового вулканизма.
Работа выполнена при финансовой поддержке грантов РФФИ-Восток № 09-05-98591 и
№ 08-III-А-419 ДВО РАН.
Список литературы
Авдейко Г.П. Геодинамика проявления вулканизма Курильской островной дуги и оценка
моделей магмообразования // Геотектоника.
1994. № 2. С. 19-32.
58
Авдейко Г.П., Палуева А.А., Х лебородова О.А.
Вн у т ри п л и т н ые б а з а л ьт ы и а д а к и т ы
Восточной Камчатки: условия образования //
Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле. 2010.
№ 2. Вып. 16. С. 55-65.
Волынец О.Н., Овчаренко А.Н., Бояринова М.Е. и др.
Первая находка магнезиальных андезитов
А (адакит)-типа на Камчатке // Геология и
геофизика. 1998. Т. 39. № 11. С. 1553-1564.
Горбач Н.В., Портн ягин М.В. Геологическое
строение и петрология лавового комплекса
вулкана Молодой Шивелуч // Петрология.
2011. Т. 19. № 2. С. 140-172.
Колосков А.В. Проявление вулканизма внутриплитного геохимического типа в островодужной системе и его значение для понимания глубинных процессов геодинамики
(на примере Камчатки) // Вестник КРАУНЦ.
Науки о Земле. 2003. № 2. С. 15-32.
Перепелов А.Б., Татарников С.А., Павлова Л.А. и др.
NEB-адакитовый вулканизм Центральной
Камчатской Депрессии // Вулканизм и геодинамика. IV Всероссийский симпозиум
по вулканологии и па леовулканологии..
Материалы симпозиума. ПетропавловскКамчатский: ИВиС ДВО РАН, 2009. Т. 2.
С. 449-454.
Перепелов А.Б., Татарников С.А., Павлова Л.А. и др.
NEB-адак итовый вулканизм Камчатк и:
новые изотопно-геохронолог и ческ ие и
минералого-геохимические данные, условия
развития // Новые горизонты в изучении
п роцессов ма г мо- и рудообра зова н и я.
Материалы научной конференции. М: ИГЕМ
РАН, 2010. С. 136-137.
Abratis M., Wörner G. Ridge collision, slab-window
formation, and the flux of Pacific asthenosphere
into the Caribbean realm // Geology. 2001. V. 29.
№ 2. P. 127-130.
A guill ó n-Robles A . Late Miocene adakites and
Nb-enriched basalts from Vizcaino Peninsula,
Mexico: Indicators of East Pacific Rise subduction
below southern Baja California? // Geology. 2001.
V. 29. № 6. P. 531–534.
Arculus R.J., Lapierre H., Jaillard É. Geochemical
window into subduction and accretion processes:
Raspas metamor phic complex, Ecuador //
Geology. 1999. V. 2. № 6. Р. 547–550.
Avdeiko G .P., S a velye v D .P., Palue va A . A .,
Popruzhenko S.V. Evolution of the KurileKamchatkan volcanic arcs and dynamics of the
Kamchatka-Aleutian junction // Geophysical
Monograph 173. Volcanism and subduction: the
Kamchatka region / J. Eichelberger et al. editors.
American Geophysical Union. Washington D.C.,
2007. P. 41-60.
Beard J.S., Lofgren G.E. Dehydration Melting and
Water-Saturated Melting of Basaltic and Andesitic
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АДАКИТЫ В ЗОНАХ СУБДУКЦИИ
Greenstones and Amphibolites at 1, 3, and 6-9 kb //
J. Petrology 1991. V. 32. № 2. P. 365-401.
Bourdon E., Eissen J.-P., Monzier M. et al. Adakitelike Lavas from Antisana Volcano (Ecuador):
Evidence for Slab Melt Metasomatism Beneath the
Andean Northern Volcanic Zone // J. Petrology.
2002. V. 43. № 2. P. 199-217.
Bourdon E., Eissen J.-Ph., Gutscher M.-A., Monzier M.
et al. Magmatic response to early aseismic ridge
subduction: the Ecuadorian margin case (South
America) // Earth Planet. Sci. Let. 2003. V. 205.
Iss. 3-4. P. 123-138.
Calmus T., Aguillón-Roblesb A., Maury R.C. et al.
Spatial and temporal evolution of basalts and
magnesian andesites («bajaites») from Baja
California, Mexico: the role of slab melts // Lithos.
2003. V. 66. P. 77–105.
Castillo P.R. An overview of adakite petrogenesis. //
Chine Sciense Bull. 2006. V. 51. № 3. P. 257-268.
Defant M.J., Clark L .F., Stewart R.H. et al. Anndesite
and dacite genesis via contrasting processes: the
geology and geochemistry of El Valle Volcano,
Panama // Contrib Mineral Petrol. 1991a. V. 106.
P. 309-324.
Defant M.J., Drummond M.S. Derivation of some
moder n arc magmas by melting of young
subducted lithosphere // Nature. 1990. V. 347.
P. 662-665.
Defant M.J., Drummond M.S. Mount St. Helens:
Potential example of the partial melting of the
subducted lithosphere in a volcanic arc // Geology.
1993. V. 21. P. 547-550.
Defant M.J., Richerson Ph.M., de Boer J.Z. et al. Dacite
Genesis via both Slab Melting and Differentiation:
Petrogenesis of La Yeguada Volcanic Complex,
Panama // J. Petrology, 1991b. V. 32. № 6,
P. 1101-1142.
Dorendorf F., Churikova T., Koloskov A. et al. Late
Pleistocene to Holocene activity at Bakening
volcano and surrounding monogenetic centers
(Kamchatka): volcanic geology and geochemical
evolution // J. Volc. Geoth. Res. 2000. № 104.
P. 131-151.
Eggler D.M. Inf luence of H20 and C02 on melt
and f luid chemistry in subduction zones //
Crust/Mantle recycling at convergence zones.
Dordrecht: Kluwer Acad. Pub., 1989. P. 97-104.
Faccenna C., Becker Th.W., Lallemand S. et al.
Subduction-triggered magmatic pulses: A new
class of plumes? // Earth Planet. Sci. Let. 2010.
V. 299. Iss. 1-2. P. 54-68.
Ferlito C. Bymodal geochemical evolution at Sheveluch
stratovolcano, Kamchatka, Russia: consequence
of a comlex subduction at the junction of Kurile
Kamchatka and Aleutian island arcs // Earth
Science Rewiews. 2011. V. 105. P. 49-69.
Gill J.B. Orogenic andesites and plate tectonics. NewYork: Springer-Verlag, 1981. 390 p.
G utscher M.-A ., Malavieille J., Lallemand S .,
Collot J.-Y. Tectonic segmentation of the North
Andean margin: impact of the Carnegie Ridge
collision // Earth Planet. Sci. Let. 1999. V. 168.
P. 255–270.
Gutscher M.-A., Maury R. Can slab melting be caused
by f lat subduction? // Geology. 2000. V. 28.
№ 6. P. 535–538.
Hawkeswor th C . J., G allagher K ., Hergt J.M.,
McDermott F. Mantle and slab contributions in
arc magmas // Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 1993.
V. 21. P. 175-204.
Helz R.T. Phase Relations of Basalts in their Melting
Ranges at PH2O = 5 kh. Part II. Melt Compositions //
J. Petrology. 1976. V. 17. № 2. P. 139-193.
Hoernle K., Portnyagin M.V., Hauff F. et al. The
origin of alkaline magmas during Cenozoic
reorganization of subduction zone of Kamchatka //
Geochim. Cosmochim. Acta, 2009. V. 73. № 13S.
P. A538.
Hirano N., Takahashi E., Yamamato J. et al. Volcanism
in Response to Plate Flexure // Science. 2006.
V. 313. P. 1426-1428.
Honda S., Uyeda S. Thermal process in subduction
zones – a review and preliminary approach on
the origin of arc volcanism // Arc volcanism:
physics and tectonics. Tokio: TERRAPUB, 1983.
P. 117 – 140.
Jicha B .R ., Johnson C .M., Hildreth W. et al.
Discriminating assimilants and decoupling
deep- vs. shallow-level crystal records at Mount
Adams using 238U–230Th disequilibria and Os
isotopes // Earth Planet. Sci. Let. 2009. V. 277.
Iss. 1-2. P. 38-49.
Johnston S.T., Thorkelson D.J. Cocos–Nazca slab
window beneath Central America // Earth Planet.
Sci. Let. 1997. V. 146. P. 465–474.
Kay R.W. Aleutian magnesian andesites: melts from
subducted Pacific ocean crust // J. Volc. Geoth.
Res. 1978. V. 4. P. 117-132.
Kepezhinskas P., Defant M. J., Drummond M.S.
Progressive enrichment of island arc mantle by
melt-peridotite interaction iferred from Kamchatka
xenoliths // Geochemica et Cosmochemica Acta.
1996. V. 60. № 7. P.1217-1229.
Liu J., Bohlen S.R., Ernst W.G. Stability of hydrous
phases in subducting oceanic crust // Earth
Planet. Sci. Let. 1996. V. 143. P. 161-171.
Marsh B .D., Car michael I. S .E . Ben iof f zone
magmatism // JGR. 1974. V. 79. № 8. Р. 1196 -1206.
Monizier M. Robin C., Samaniego P., Haii M.L. et al.
Sangay volcano, Equador: structural development,
present activity and petrology // J. Volcanol.
Geotherm. Res. 1999. V. 90. P. 49-79.
Morris P. A . Slab melting as an explanation of
Quater nar y volcan ism and aseism icity i n
southwest Japan // Geology. 1995. V. 23. № 5.
P. 395–398
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
59
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АВДЕЙКО и др.
Nichols I.A., Ringwood A.E. Production of silicasaturated magmas in island arcs // Earth Planet.
Sci. Lett. 1978. V. 17. P. 243-246.
Peacock S.M., Rushmer T., Thompson A.B. Partial
melting of subducting oceanic crust // Earth
Planet. Sci. Lett. 1994. V. 121. P. 227-244.
Rapp R.P., Shimizu N., Norman M.D., Applegate
G.S. Reaction between slab-derived melts and
peridotite in the mantle wedge: experimental
constraints at 3.8 GPa // Chemical Geology. 1999.
V. 160. P. 335–356.
Sajona F.G., Maurv R.C., Bellon H. et al. High Field
Strength Element Enrichment of Pliocene—
Pleistocene Island Arc Basalts, Zamboanga
Peninsula, Western Mindanao (Philippines) //
J. Petrology. 1996. V. 37. № 3. P. 693-726.
Saunders A.D., Rogers G., Marriner G.F. et al.
Geochemistr y of cenozoic volcanic rocks,
Baja California, Mexico: implications for the
petrogenesis of post-subduction magmas // J.
Volcanol. Geotherm. Res. 1987. V. 32. P. 223-245.
Sen C., Dunn T. Dehydration melting of a basaltic
composition amphibolite at 1.5 and 2.0 GPa:
implications for the origin of adakites // Contrib.
Mineral. Petrol. 1994. V. 117. P. 394-409.
Stern C.R., Kilian R. Role of the subducted slab, mantle
wedge and continental crust in the generation
of adakites from the Andean Austral Volcanic
Zone // Contrib. Mineral. Petrol. 1996. V. 123.
P. 263-281.
Stern C.R., Wyllie P.J. Phase compositions through
crystallization intervals in basalt-andesite-H20
at 30 kbar with implications for subduction zone
magmas // American Mineralogist. 1978. V. 63.
P. 641-663.
Syracuse E.M., van Keken P.E., Abers G.A. The global
range of subduction zone thermal models //
Physics of the Earth and Planetary Interios. 2010.
V. 183. P. 73-79.
Tatsumi Y., Hamilton D.L., Nesbitt R.W. Chemical
characteristics of f luid phase released from a
subducted lithosphere and origin of arc magmas:
evidence from high-pressure experiments and
natural rocks // J. Volcanol. Geotherm. Res. 1986.
V. 29. P. 293-309.
Yogodzinski G.M., Kelemen P.B. Slab melting in the
Aleutians: implications of an ion probe study of
clinopyroxene in primitive adakite and basalt //
Earth Planet. Sci. Let. 1998. V. 158. P. 53-65.
ADAKITES IN SUBDUCTION ZONES OF THE PACIFIC RING:
REVIEW AND ANALYSIS OF GEODYNAMIC GENESIS CONDITIONS
G.P. Avdeiko1,2, A.A. Paluyeva1, O.V. Kuvikas1
1
Institute of Volcanology and Seismology FEB R AS, Petropavlovsk-Kamchatsky, 683006;
e-mail: gavdeiko@kscnet.ru
2
Kamchatka Bering State University, Petropavlovsk-Kamchatsky, 683031
Review and analysis of genesis conditions for adakites and magnesian andesites with adakite properties
showed that there are various tectonic and geodynamic settings within subduction zones of the Pacific Ring.
These settings provide additional heating sufficient for slab melting in subduction zones.
As a rule, on the initial stage of subduction process a front part of a new slab suffered melting caused by
heat from hot asthenosphere. In this case, their association with NEB type can be traced. A large number
of adakite location depend on additional heating and slab melting in slab windows regardless geodynamic
conditions. Moreover, formation of adakites may probably be caused by subduction of hot spreding centers.
Oblique subduction and transform interactions between plates may generate additional heating sufficient
for adakite volcanism.
Keywords: adakites, subduction, slab melting, the Pacific Ring, geodynamic conditions.
60
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
УДК 551.21
КАЛЬДЕРА КАРЫМСКАЯ: СТРОЕНИЕ И СОСТАВ
ПИРОКЛАСТИЧЕСКИХ ПОТОКОВ
© 2011 Е.Н. Гриб, В.Л. Леонов
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН,
Петропавловск- Камчатский, 683006; e-mail: gen@kscnet.ru
Изу чены отложени я пирок ласти ческ и х потоков, связанны х с ка льдерой Карымска я,
расположенной в центральной части Карымского вулканического центра. Выделено четыре
пирокластических потока. Установлено наличие зональности пирокластических отложений
по составу, наиболее выраженной в начальной фазе извержения. Состав пемзовых обломков и
ядер вкрапленников плагиоклаза в пемзах свидетельствует, что в верхнекоровом магматическом
очаге существовала верхняя риодацитовая зона и нижняя - дацитовая. Начало извержения
каждого этапа связано с внедрением базальтов в верхнекоровый магматический очаг, на что
указывают гетеротакситовые прослои и неравновесные минеральные ассоциации в пемзах.
Распределение петрогенных элементов в породах, связанных с кальдерой Карымская показывает,
что они являются известково-щелочными дифференциатами умеренно магнезиальных базальтов
КВЦ. Минералогические и геохимические данные указывают на ведущую роль фракционной
кристаллизации в происхождении всего спектра пород структуры с незначительными по
масштабам эпизодами смешивания разноглубинных магм.
Ключевые слова: кальдеры, пирокластические потоки, магматические очаги, минералогия, геохимия.
ВВЕДЕНИЕ
В Карымском вулканическом центре (КВЦ),
расположенном в пределах Восточного вулканического пояса (рис. 1), выделяется ряд кальдер,
часть из которых телескопированно вложена друг
в друга (Влодавец, 1947; Вулканический…, 1980;
Гриб, Леонов, 2001а, 2001б, 2004а, 2004б; Гриб и
др., 2005, 2009; Гриб, Перепелов, 2008; Иванов,
1969, 1970; Леонов и др., 2000; Леонов, Гриб, 2004
Селянгин, 1974, 1987). Наиболее крупная из них
(кальдера Стена-Соболиная) расположена на
севере КВЦ, еще ря д ка льдер (Половинка,
Однобокая, А кадемии Наук) приурочены к
южному сектору КВЦ. В центральной части
цен т ра расположена собст вен но к а л ь дера
Карымская, в которой в голоцене сформировался
и извергается до настоящего времени одноименный вулкан (Вулканический…, 1980; Иванов
и др., 1991). В настоящей статье приведены новые
данные об особенностях распространения, строении и составе пирокластических отложений,
связанных с кальдерой Карымская.
Детально были изучены наиболее полные
ра зрезы п и рок ласт и ческ и х о тложен и й по
дол и на м рек Крест ья нск а я и К ары мск а я.
Для оценки комагматичности вулканических
пород, связанных с ка льдерой Карымская,
были исследованы составы дока льдерных и
посткальдерных лав.
МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ
Определение составов минералов проводилось как в полированных аншлифах из лав, так и
с использованием мономинеральных фракций,
выделенных из пемзовых туфов. Анализ минералов получен на электронном микроанализаторе «Camebax-244», оборудованном энергод исперсион н ы м спек т ромет ром «Kevex» в
Институте вулканологии и сейсмологии (ИВиС)
ДВО РАН. Ускоряющее напряжение ‒ 20 кВ, ток ‒
40 нА. Количество анализов составило от 50 до
100 для каждого из исследованных минералов.
Валовые силикатные химические анализы
ву л к а н и т ов вы пол нен ы в А на л и т и ческом
центре ИВиС ДВО РАН методом рентгенофлуоресцентной спектрометрии на приборе
S4 PIONEER по методике GEO-Quant (фирма
BRUKER AXS).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
61
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРИБ, ЛЕОНОВ
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ РАЙОНА
Район ка льдеры Карымская расположен
в центральной части КВЦ (Вулканический…,
1980; Леонов, Гриб, 2004). Возникновение его
связано с проявлением в верхнем плейстоцене
нового вулканически активного участка в южной
части вулкана Двор (рис. 1). В структурном
отношении он приурочен к зоне пересечения
меридионального и субширотного разломов.
В строении рассматриваемого района выделяются дока льдерные, ка льдерообразующие и
посткальдерные образования.
К докальдерным постройкам относятся вулканы Пра-Карымский и Двор, которые детально
описаны в (Вулканический…, 1980; Иванов,
1970). Собственно кальдера Карымская сформировалась на вулкане Пра-Карымский, разрезы которого обнажаются вдоль кальдерных
усту пов, а так же на западных и восточных
склонах докальдерной постройки. На ранних
этапах развити я этого вулкана излива лись
андезибазальты, вскрывающиеся в основании
бортов кальдеры. Выше по разрезу они сменяются андезитами, образующими три выраженных потока в разрезах западного борта.
В юго-западной части постройки докальдерного вулкана между андезибазальтами и андезитами прослеживается слой агломератовых
туфобрекчий буровато-коричневого цвета с пори-
стыми включениями андезибазальтов и андезитов мощностью порядка 5-7 м. Агломератовые
туфобрекчии встречаются также в основании
восточного борта (Вулкани ческ ий…, 1980;
Иванов, 1970); верхи разреза в юго-восточной
его част и сложены п ли т чат ыми ан дезибаза льтами с повышенным содержанием SiO 2 .
В северо-восточном секторе борта кальдеры
вст речено су бвулкани ческое тело кони ческой формы шириной по основанию 30-35 м
и высотой порядка 20-25 м. Сложено оно массивными андезидацитами серого цвета с большим количеством вкрапленников плагиоклаза
(рис. 1, т.н. 2-08).
В основании северо-западного борта кальдеры закартирован незначительный по площади
выход черных стекловатых базальтов с крупными порфировыми выделениями плагиоклаза
(т.н. 10-05). Относительная свежесть породы, ее
стекловатый облик и отличие от лав, слагающих
борта кальдеры, дали нам основание идентифицировать эти базальты как дайку, возможно, раннеголоценового возраста (Гриб, Перепелов, 2008).
Начало формирования кальдеры Карымской
датируется 7700 л.н. Этот процесс продолжался в
течение не более 200-400 лет (Вулканический…,
1980). Формирование кальдеры связано с извержением большого объема пеплово-пемзового
материала дацитового и риодацитового состава
из верхнекорового магматического очага и после-
Рис. 1. Схема распространения отложений двух основных пирокластических потоков, связанных с кальдерой Карымская (в долинах рек Крестьянская и Карымская). Точки наблюдения (т.н.) указывают местоположение разрезов, упоминаемых в тексте. Стрелки показывают направление движения пирокластических
потоков. На врезке вверху справа показано местоположение рассматриваемого района на Камчатке.
62
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КАЛЬДЕРА КАРЫМСКАЯ: СТРОЕНИЕ И СОСТАВ
дующего обрушения его кровли. Размер образовавшейся котловины по кромке обрамляющего ее
уступа составил 5 × 6.5 км, объем пирокластических отложений, связанных с кальдерой, оценивается в 10-12 км3 (Иванов и др., 1991). Южное ограничение кальдеры выражено слабо, однако видно,
что оно срезает пирокластические отложения
кальдер южного сектора КВЦ. Основные стратиграфические горизонты пирокластики кальдеры
Карымская были прослежены на значительные
расстояния, проведена корреляция разрезов и
создана сводная стратиграфическая колонка с
использованием метода тефро-хронологического
анализа (Вулканический…, 1980).
Примерно 6100 л.н. внутри кальдеры начал
расти молодой вулкан Карымский, который извергается до настоящего времени (Вулканический…,
1980; Иванов и др., 1991). Для вулкана характерны эксплозивные и эксплозивно-эффузивные
извержения. Состав изверженного материала
представлен в основном андезитами, в меньшей
степени дацитами. Последние характерны для
начальных этапов становления вулкана и слагают голоценовые лавовые потоки (Влодавец,
1947; Иванов, 1970).
СТРОЕНИЕ РАЗРЕЗОВ
ПИРОКЛАСТИЧЕСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ
С образованием кальдеры Карымская связаны обширные поля тефры, которая покрывала
все окружающее пространство, а также пирокластические потоки, которые заполнили понижения рельефа. Отложения тефры образуют слои
мощностью от долей метра до нескольких метров.
Пирокластические потоки распространялись в
основном в западном и восточном направлениях
по долинам рек Крестьянская и Карымская соответственно, а также образовывали маломощные
покровы у подножий вулканов Пра-Карымский
и Двор. Их отложения представлены преимущественно пемзовыми агломератовыми туфами
(Вулканический…, 1980). Нами детально изучены
пемзовые туфы пирокластических потоков по
долинам указанных рек и отложения тефры на
водораздельных пространствах, расположенных
вокруг озера Карымское на расстоянии порядка
5-10 км от источника извержения (рис. 1).
Наиболее полный разрез отложений пирокластических потоков, связанных с формированием кальдеры, отмечен по правому борту
долины реки Крестьянской, в 8 км к западу от
вершины вулкана Карымский (т.н. 8-04, 1-5-06).
Он вскрыт в вертикальном обнажении аркообразной формы высотой порядка 80 м (рис. 2а, 2б).
Визуально в разрезе выделяются четыре слоя,
которые фиксируются по хорошо выраженным
в рельефе ступеням. Каждый слой представляет
собой отложения одного пирокластического
потока (одну остывшую единицу), имеет характерную для таких отложений столбчатую отдельность в виде «батов». Этот разрез можно считать
опорным для пирокластических отложений,
связанных с кальдерой. Далее приводим его
описание.
Отложения самого нижнего пирокластического потока (I) имеют мощность около 12-15 м
и зональное, как по цвету, так и по составу, строение (рис. 2а). В основании его, у уреза реки, залегают пемзовые агломератовые туфы розоватобелого цвета видимой мощностью 1.5-2.5 м (Iа).
Обломки пемз округлой формы имеют размеры
от долей сантиметра до 5-7 см и риодацитовый
состав. В качестве заполнителя присутствует
пеплово-пемзовый материал от пылеватой до
гравийной размерности. Подобные белые пемзовые туфы встречены и в юго-восточном борту
кальдеры, где они лежат непосредственно на
докальдерных андезибазальтах (рис. 1, т.н. 1-08).
По положению в разрезе и составу пемзовые
туфы Iа можно сопоставлять со слоем «нижних»
лапилли, установленных в самом основании разреза «карымской» пирокластики и состоящих из
белых пемз, которые ложатся на захороненный
почвенный слой (Вулканический…, 1980).
На риодацитовых пемзах с нерезкой, но
достаточно четкой границей лежат темно-бурые,
темно-серые, в различной степени уплотненные,
местами слабо спекшиеся пемзовые агломератовые туфы мощностью 15-17 м (Iб). Первые
обнажения их встречены в 4 км ниже опорного
разреза по течению реки и прослеживаются в
основании правого ее борта на протяжении 12 км
вверх по течению. Они содержат обломки пемз и
шлаков размером от 2 до 15-20 см, реже крупнее.
Несмотря на общий темно-серый цвет туфов,
состав пемз и шлаков варьирует от риодацитов
до андезибазальтов. Преобладают пемзы высококремнистых дацитов. Они пористые, местами
тонковолокнистые, в отдельных обломках сплющенные с плоско-параллельными волокнами.
Обломки пемз андезитового состава достаточно
редки, имеют более темную окраску и менее
пористы. Нередко они образуют округлые или
линзовидные включения в дацитовых пемзах.
Встречаются так же редк ие ш лакоподобные
ювенильные обломки темносерого цвета андезибаза льтового состава размером от первых
миллиметров до 15-20 см. Заполнитель туфов
пеплово-пемзовый с преобладанием частиц
пса м м и т овой и псефи т овой ра змерност и.
Вблизи кальдеры в нем в достаточно большом
количестве (до 10%) встречаются кристаллолапилли, отвечающие по составу минераламвкрапленникам, а также их сростки размером
2.5-4.0 мм, которые «налипают» на крупные
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
63
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРИБ, ЛЕОНОВ
Рис. 2. Ви д опорного разреза пирок ласти ческого потока, река Крестьянская: а – обзорный ви д,
фото К.М Магуськина; б – вид из точки, указанной на рис.2а, откосы покрыты пеплом вулкана Карымский. Римские цифры – номера пирокластических потоков.
64
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КАЛЬДЕРА КАРЫМСКАЯ: СТРОЕНИЕ И СОСТАВ
обломк и пемз. Резу рген т ного материа ла в
данном разрезе немного (до 15%), он представлен
мелк ими (от 0.2-0.3 до 4-5 см) у гловатыми
обломками лав, гранодиоритов, туфов, часто
измененных. Распространены они неравномерно.
В отдельных обнажениях ксенолиты образуют
скопления крупных (15-25 см) обломков, которые
дали основание (Вулканический…, 1980) назвать
эти отложения «ксенотуфами». Возможно, они
образовались при обрушении стенок (или днища)
кальдеры. Граница темно-серых пемзовых агломератовых туфов с вышележащим пирокластическим потоком в опорном обнажении неровная,
с неглубокими карманами, что свидетельствует
о некотором перерыве между их извержениями.
В обнажениях выше по течению эти туфы образу ют выст у пающие блок и с «под у шечной»
отдельностью в кровле и легко подмываются
рекой, образуя глубокие ниши. Наблюдается
наклон этих блоков в сторону от кальдеры. Связь
данных отложений пирокластического потока I
с кальдерой Карымская подтверждается обнаружением подобного разреза в северо-западном
борту кальдеры на стыке ее с вулканом Двор
(Вулканический…, 1980).
Отложения второго (II) и третьего (III) пирокластических потоков схожи между собой как по
строению, так и по составу; мощность их составляет 5-6 и 8-9 м соответственно (рис. 2). Граница
меж д у н и м и резк а я. В основан и и к а ж дой
остывшей единицы лежат слои бомбовых туфов
мощностью 1.5-2.0 м с незначительным (10-15%)
количеством заполнителя от пелитовой до псаммитовой размерности. Размер пемзовых обломков
варьирует от первых сантиметров до 10-15 см,
реже 20 см. Отложения обоих потоков довольно
однородные, уплотненные или слабо спекшиеся,
в обнажении образуют вертикальные стенки.
Наиболее крупные обломки не превышают 4-6 см.
В заполнителе так же преобладает материа л
от пелитовой до псаммитовой размерности.
Отмечается зональность по окраске и составу
пемз. Цвет туфов изменяется от желто-бурого в
основании до серовато-бурого в кровле. Состав
проанализированных пемзовых обломков варьирует от дацитов до риодацитов (66-68.8% SiO2).
Иногда серые и желтые пемзы образуют включения и линзы друг в друге, однако различие
в составе пемз незначительное. В слоях бомбовых туфов встречаются гетеротакситовые
разности пемз, содержащие прослои шлаков
темно-серого цвета андезибазальтового, андезитового состава.
Отложения четвертого (IV), самого верхнего,
пирокластического потока имеют мощность 5-7 м.
В основании разреза, как и в предыдущих единицах, отмечается слой бомбовых туфов с размером обломков 4-7 см (рис. 2). Выше по разрезу
отложения представлены тонким вулканическим
материалом, в котором рассеяны редкие обломки
пемз размером 2-4 см. Отличительной особенностью верхнего потока является слабая степень уплотнения пеплово-пемзового материала.
В кровле, где степень спекани я материа ла
возрастает, формируется слабо выраженная
столбчатая отдельность (рис. 2а). В бомбовом
слое преобладают обломки желтовато-серой
неравномерно-пористой пемзы, в кровле ‒ более
плотные пемзовые обломки серого цвета. Состав
проанализированных образцов пемз преимущественно дацитовый.
Дл я отложений всех пирок ласти ческ и х
потоков характерно присутствие кристаллолапилли в пеплово-пемзовом заполнителе и
пепловых частиц, состоящих из чередующихся
тонких слойков прозрачного пемзовидного
стекла и плотных - обсидиановых.
Три верхних пирокластических потока (II-IV)
прослеживаются вверх по р. Крестьянская вплоть
до ее верховий. В наиболее высоких склоновых
осыпях они фиксируются слоями бомбовых
туфов. На юго-западном борту кальдеры (рис. 1,
т.н. 3-08) на андезитах вулкана Пра-Карымский
лежит в основном один слой пемзовых туфов
желтовато-бу рого цвета мощностью 5-7 м,
который прослеживается на «мысах» западного
борта кальдеры. Отложения слабо уплотнены,
в пеплово-пемзовом заполнителе встречаются
редкие обломки пемз, достигающие размеров
10-15 см. Среди них попадаются полосчатые
гетеротакситовые разности. Можно предположить, что эти пемзовые туфы представляют
собой остаточные порции трех верхних пирокластических потоков, которые скатывались
по крутым внешним склонам западного борта
кальдеры, накапливаясь в пониженных участках
долины р. Крестьянской. Выровненная поверхность рельефа на этом участке свидетельствует,
что долина реки была заполнена пирокластикой
доверху.
В долине р. Карымска я вскрываются в
основном пемзовые туфы желтого, желтоватобурого цвета. Обычно они уходят под урез реки,
а в наиболее полных обнажениях прослеживаются два слоя бомбовых туфов ‒ в основании
разреза и верхней его части (рис. 1, т.н. 29-99Л).
В некоторых обнажениях отмечены слои, насыщенные обломками лав размером 7-10 см, иногда
30-50 см. (ксенотуфы по (Вулканический…,
1980)), а также тонкие прослои вулканического
песка. Судя по цвету пемзовых туфов и слоям
бомбовых (см. разрез опорного обнажения по
р. Крестьянской), здесь вскрыты отложения
трех верхних пирокластических потоков, при
этом отложения самого нижнего из них (II)
– частично.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
65
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРИБ, ЛЕОНОВ
Отложения тефры изучались нами на водораздельных участках вокруг озера Карымское.
Они за легают на захороненном почвенном
слое и представлены кусковатыми пемзами с
небольшим количеством песчано-гравийного
заполнителя. Мощность слоя от 0.4-0.5 до 3.0 м.
Пемзовые обломки плотно упакованы, цвет
желтый, желтовато-бурый, иногда с розоватым
оттенком, размеры их чаще всего варьируют в
пределах 3-10 см, достигая иногда 15-20 см. Среди
них также встречаются полосчатые гетеротакситовые разности пемзовых обломков, характерные для отложений II и III пирокластических потоков.
ПЕТРОГРАФИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
Вулканические породы, связанные с кальдерой Карымская, образуют ряд от базальтов до
риодацитов. Распределение их в процессе развития структуры неравнозначно: на докальдерном этапе преобладают андезибазальты и
андезиты; пемзовые туфы, связанные с образованием кальдеры, в основном представлены
высококремнистыми дацитами, в меньшей степени риодацитами (в виде редких ювенильных
обломков присутствуют андезибазальты и андезиты); лавы вулкана Карымского имеют преимущественно андезитовый состав.
А н дези ба з а л ьт ы док а л ь дерног о э т а па
представляют собой темно-серые массивные
порфировые ра зност и с бол ьш и м кол и чеством вкрапленников (25-30%), среди которых
доля п лагиок лаза составляет порядка 80%.
Темноцветные минералы (2.5%) представлены
орто-и клинопироксеном, и только в андезибазальтах в основании юго-западного борта
ка льдеры встречаются микровкрапленники
(0.1-0.4 мм) оливина. Возможно, оливинсодержащие андезибазальты связаны с постройкой
вулкана Двор. Структура основной массы лав
микролитовая. В ней присутствуют микролиты
плагиоклаза, зерна пироксена и титаномагнетита. Андезибазальты ювенильных обломков в
пемзовых туфах имеют мелкопористую текстуру,
количество вкрапленников не превышает 10%.
Помимо плагиоклаза встречаются редкие вкрапленники орто- и клинопироксена, роговой
обманки, оливина, титаномагнетита. Базальты
в северо-западном борту кальдеры представляют собой слабопористые стекловатые породы
порфирового облика. Крупные вкрапленники
плагиоклаза (3-5 мм) погружены в гиалиновую
основную массу. Микровкрапленники представлены оливином и клинопироксеном.
А н дези т ы я в л я ю т ся на иболее расп ространенной группой пород среди эффузивных
образований. Для докальдерного этапа харак66
терны низкокремнистые субафировые разности
темно-серого цвета с плитчатой отдельностью,
слагающие борта кальдеры. Андезиты вулкана
Карымский представляют собой черные стекловатые лавы порфирового облика массивной или
пористой текстуры. Количество вкрапленников в
среднем составляет 25-30%, однако встречаются и
менее раскристаллизованные разности (порядка
15%). В незначительном количестве андезиты
встречаются среди эксплозивных отложений
кальдерообразующего этапа в виде обломков
темно-серого цвета в пемзовом пирокластическом потоке Iб, а также образуют прослои в гетеротакситовых разностях пемз из более поздних
пирокластических потоков.
Дациты и риодациты продуктов кальдерообразующего извержения содержат умеренное
количество кристаллической фазы (12-15% за
вычетом пор). Стру ктура пород преиму щественно порфировая, сериально-порфировая,
гломеропорфировая.
Для всех пород рассматриваемого района
характерна одинаковая ассоциация минераловвкрапленников: плагиоклаз, орто-и клинопироксен, рудные минералы (магнетит, ильменит).
В виде единичных зерен в базальтах и андезибазальтах встречаются оливин и роговая обманка.
Размеры вкрапленников варьируют от 0.4 до
2.0 мм, достигая иногда 3.5 мм. Для вулканических пород, связанных с кальдерой Карымская,
очень характерны гломеропорфировые сростки.
Они представлены как мономинера льными
плагиоклазовыми разностями, так и полиминеральными (плагиоклаз+пироксен+магнетит
или пироксен+магнетит). В центре полиминеральных сростков иногда встречаются реликтовые зерна оливина, нередко с симплектитовой,
ортопироксен-магнетитовой реакционной оторочкой, переходящей в ортопироксен. В пемзах
встречаются также кристаллические микровключения порфировидной структуры размером
до 2-3 мм. Они представляют собой округлые глобулы с рыхлой поверхностью, содержащие в ядре
вкрапленники и агрегаты клинопироксена, плагиоклаза, реже оливина. Основная масса, окружающая вкрапленники, в достаточной степени
раскристаллизована - зерна плагиоклаза, пироксена, титаномагнетита имеют размеры от 50 до
150 мкм. Иногда в промежутке между вкрапленниками присутствуют тонкие пленочки бурого
стекла.
Плагиоклаз преобладает во всех типах пород.
В докальдерных лавах состав ядер вкрапленников
изменяется от анортит-битовнита в базальтах,
андезибазальтах до лабрадора в андезитах и андезидацитах (табл. 1). В андезибазальтах наблюдаются редкие неравновесные вкрапленники
андезин-лабрадора (An55-46) с обратной зонально-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КАЛЬДЕРА КАРЫМСКАЯ: СТРОЕНИЕ И СОСТАВ
Таблица 1. Состав фенокристаллов плагиоклаза Карымского вулканического центра (представительные
анализы)
1ц
2к
3ц
4к
5ц
6к
7ц
8к
9ц
10к
11ц
12к
SiO2
46.07
53.14
51.78
53.07
58.66
56.96
56.40
57.74
45.69
49.57
54.82
55.46
Al2O3
33.90
30.08
29.29
28.41
25.50
26.73
26.64
25.54
34.72
32.08
29.11
28.12
FeO*
0.66
1.16
0.82
1.09
0.42
0.51
0.51
0.45
0.52
0.62
0.55
0.87
CaO
16.72
12.12
12.88
11.36
7.70
9.58
9.65
8.45
17.30
15.13
10.79
10.55
Na2O
1.48
4.23
3.77
5.07
6.92
6.23
5.81
6.63
1.84
2.83
5.05
5.72
K 2O
0.02
0.16
0.13
0.16
0.37
0.29
0.27
0.37
0.02
0.04
0.17
0.15
Сумма
98.85
98.89
98.67
99.16
99.4
100.3
99.21
99.3
100.1
100.3
100.5
100.8
Or
0.09
0.97
0.77
0.93
2.14
1.64
1.58
2.10
0.12
0.24
1.02
0.82
Ab
13.52
38.36
34.35
44.25
60.61
53.17
51.33
57.46
16.11
25.21
45.38
49.11
An
86.39
60.67
64.88
54.82
37.25
45.19
47.49
40.44
83.77
74.55
53.60
50.07
Примечание. Докальдерный этап: 1-2 – базальт, 3-4 – андезит; кальдерообразующий этап: 5-8 – состав
наиболее характерных вкрапленников в пемзах дацитового и риодацитового составов, 9-10 – состав
высокока льц иевы х п лаг иок ла зов в обломка х ш лаков из пемзовы х т уфов; пост ка льдерный этап:
11-12 – состав наиболее характерных вкрапленников в андезитах вулкана Карымский (ц – центр, к – край
кристаллов), Миналы плагиоклаза: Or – ортоклазовый, Ab – альбитовый, An – анортитовый. FeO* – здесь и
далее суммарное Fe в виде FeO.
стью. Составы краевых зон кристаллов и микролитов варьируют в пределах (An67-50).
Начиная с ка льдерообразующего этапа,
для фенокристаллов плагиоклаза характерно
полимодальное распределение составов с двумя
максимумами. Первый, наиболее выраженный
максимум, образуют андезины (An52-34), второй –
битовниты (An89-75) Среди вкрапленников собственно кислых пемз по составу ядер можно
выделить две популяции: к первой относятся
натриевые андезины (An39-34), ко второй – кальциевые (An48-43). Анализ распределения составов
плагиоклаза в пемзах опорного обнажения на
реке Крестьянской показывает, что роль этих
групп меняется по разрезу. В наиболее раннем
пирокластическом потоке (I) в риодацитовых
пемзах розовато-белого цвета (Iа) преобладают
натровые андезины, а в перекрывающих их
темно-серых туфах (Iб) ‒ кальциевые разности.
В более поздних пирок ластических потоках
(II, III, IV) в ядрах вкрапленников преобладают
плагиок лазы первой группы. Большая часть
фенокристаллов слабозональна, с прямым или
обратным соотношением составов ядер и краевых
зон. Нередко встречаются кристаллы с осциллярной зональностью в промежуточной зоне.
Состав внешних зон зональных вкрапленников
изменяется в интервале An 52.-34. Плагиоклазы
второй группы часто содержат включения пироксена, титаномагнетита, ильменита.
Второй максимум наиболее выражен в шлакоподобны х обломка х ан дезиба за льтового
состава из верхней части зонального пирокластического потока (Iб), где он отражает состав
фенокристаллов (иногда в значительной степени резорбированных). Высококальциевые
плагиоклазы (An91-80) встречаются также среди
кристаллических кластеров в пемзовых туфах
и слагают корродированные ядра кристаллов,
которые обрастают зонами более кислого плагиоклаза (An72-65), нередко с осциллярной зональностью. По составу они близки фенокристаллам
из докальдерных базальтов-андезибазальтов и
базальтов извержения 1996 г. в северной части
озера Карымское (Гриб, 1997). В шлаках присутствуют немногочисленные фенокристаллы кальциевого андезина (An44-40), которые корродированы и имеют обратную зональность.
В андезитах вулкана Карымский фенокриста ллы плагиок лаза представлены большей
частью андезин-лабрадором (An 58-47); наряду с
прямой зональностью отмечены случаи обратной
и осциллярной. Высококальциевые плагиоклазы
(An87-77) встречаются в ядрах зональных фенокристаллов и ассоциируют с полиминеральными
гломеропорфировыми сростками.
Пироксен является главным темноцветным
минералом пород рассматриваемого района.
Клинопироксен представлен авгитом (рис. 3,
табл. 2). Он встречается в виде фено- и субфенокриста ллов, твердофазных вк лючений
во вкрапленниках, а также в основной массе.
Для докальдерных базальтов и андезибазальтов
характерны магнезиально-железистые разности
(Wo 41-40En45-43Fs16-15, fm 29-25); авгиты плитчатых
андезитов и андезидацитов субвулканического
тела отличаются несколько повышенным содержанием железа и кальция (Wo 43-41En42-41Fs17-16,
fm 29-27). В андезитах современных извержений
вулкана Карымский вкрапленники авгита по
составу близки вкрапленникам докальдерных
андезитов. В основной массе базальтов, андези-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
67
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРИБ, ЛЕОНОВ
Рис. 3. Диаграмма составов вкрапленников пироксена (En-Wo-Fs) в вулканических породах, связанных с
кальдерой Карымская: а – докальдерный комплекс: залитые кружки ‒ базальты, полые – андезиты, андезибазальты; б – кальдерообразующий комплекс: 1 – андезибазальты, шлак, 2 – пемзы Iа, 3 – пемзы Iб, 4 – пемзы
II-IV, поле, ограниченное пунктирным контуром, 5 – кумулаты; в – посткальдерный комплекс, андезиты
вулкана Карымский, полые кружки – раннеголоценовые дациты, залитые кружки – андезиты, извержение
1998-2005 гг.; г – положение сектора на классификационной диаграмме.
Таблица 2. Состав фенокристаллов пироксена в породах Карымского вулканического центра (представительные анализы, масс. %)
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
SiO2
52.50
53.23
51.38
52.41
51.95
51.84
53.98
54.40
54.65
46.91
50.90
52.31
TiO2
0.51
0.42
0.64
0.30
0.24
0.71
0.29
0.11
0.34
1.23
0.41
0.53
Al 2O3
2.55
1.20
2.23
0.81
0.92
2.89
0.44
0.41
1.08
7.85
2.83
1.74
FeO*
8.95
8.99
10.18
9.17
10.38
8.28
19.97
21.13
15.93
8.90
6.55
10.14
MgO
14.80
14.23
15.03
14.57
14.33
15.55
23.49
22.76
26.63
12.43
15.17
14.28
CaO
19.53
21.29
19.36
20.94
21.52
20.09
0.96
1.26
1.12
20.84
22.40
19.24
MnO
0.09
0.18
0.12
0.38
0.42
0.09
0.99
0.81
0.48
0.15
0
0.37
Сумма
98.93
99.54
98.94
98.38
99.76
100.26
100.1
100.8
100.2
98.31
98.26
98.6
fm*
26.24
26.2
27.5
26.1
28.9
23.0
32.3
34.2
25.1
28.6
19.5
27.4
Wo
41.46
44.26
40.16
43.29
43.42
41.69
1.96
2.56
2.21
46.23
46.08
40.91
En
43.72
41.16
43.36
41.91
40.22
44.89
66.38
64.07
73.21
38.35
43.41
42.26
Fs
14.83
14.59
16.48
14.80
16.35
13.42
31.66
33.38
24.58
15.41
10.51
16.83
Примечание. Докальдерный этап: 1 – базальт, 2 – андезибазальт, 3 – андезит; кальдерообразующий этап:
4-9 – состав наиболее характерных вкрапленников в пемзах дацитового и риодацитового составов (4,5 и 7,8)
и в обломках шлака андезибазальтового состава (6, 9), 10-11 – клинопироксены кристаллических кластеров
в пирокластических отложениях (в 11 ‒ содержание Cr2O3 0.25); посткальдерный этап: 12 – состав наиболее
характерных вкрапленников клинопироксена в андезитах вулкана Карымский. Приведены анализы центральных зон вкрапленников. Коэффициент железистости fm *= Fe/Mg + Fe, ат. %. Миналы пироксена:
Wo – воластонит, En – энстатит, Fs – ферросилит.
68
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КАЛЬДЕРА КАРЫМСКАЯ: СТРОЕНИЕ И СОСТАВ
базальтов кристаллизуются пижонит и гиперстен, в андезитах – субкальциевый авгит.
К л и ноп и роксен в пемзовы х агломератовых туфах кальдеры Карымская отличается
заметными вариациями составов. На классификационной диаграмме они образуют тренд,
характеризующийся изменением содержания
MgO и FeO. Степень железистости (fm) их изменяется от 20 до 29. Среди вкрапленников наиболее магнезиальные авгиты (Wo 43En44-43Fs13-12,
fm 22-23) связаны с шлакоподобными обломками
андезибазальтового состава в пемзовых туфах Iб.
Они отличаются умеренной глиноземистостью
(Al2O3 3.1-1.6%) и титанистостью (TiO2 0.8-0.6%).
В клинопироксенах из пемз кислого состава
fm варьирует в пределах 25-29 . При этом наибол ьшей железистост ью и к а л ьц иевост ью
(Wo45-43En43-41Fs17-15, fm26-29) отличаются вкрапленники авгита из пирокластических отложений
тем но-серог о ц вета (Iб), состав пемзовы х
обломков в которых варьирует от риодацитов
до а н дези т ов. Во вк ра п лен н и к а х из пемз
дацитового-риодацитового состава светлой
окраски (пирокластические потоки Iа, II-IV) –
они менее железистые (Wo43-42En42-40Fs16-14, fm25-27).
Содержание TiO 2 и A l 2 O3 в них находится в
пределах 0.18-0.50% и 0.80-1.70%, соответственно.
В пемзовых туфах выделяется группа ксеногенных (реликтовых) вкрапленников клинопироксена, которые связаны с Pl-Cpx кластерами
(сростками) в пемзовых туфах и отличаются от
фенокристаллов пемз повышенным содержанием
Al2O3 (7.8-3%) и TiO2 (1.3-0.8%) и пониженным SiO2
(50-45.9%). Титанистые авгиты часто содержат
по периф ери и пой к и л и т овые вк л ючен и я
лейст высококальциевого битовнита (рис. 4а).
В центральной части сростка авгит однороден и
имеет наиболее высокое содержание глинозема.
По краям появляются мелкие зерна титаномагнетита, а состав клинопироксена в этой зоне неоднороден по составу с вариациями в содержании
Al2O3 и TiO2. Pl-Cpx кластеры обрастают клинопироксеном и плагиоклазом, отвечающим по
составу вкрапленникам в пемзах. Иногда встречаются сростки, в которых кристаллические кластеры окружены микровкрапленниками высококальциевого авгита (Wo46-44En43-40Fs12, fm 20-23) с
повышенной концентрацией (0.2-0.34%) хрома.
Фенокристаллы ортопироксена в докальдерных лавах (рис. 3, табл. 2) представлены преимущественно магнезиальным гиперстеном
(Wo2.3-3.5-42En69-66Fs16-14, fm32-28). В пемзовых туфах по
составу ортопироксена выделяется две группы.
К первой относятся магнезиальные разности,
представленные бронзитом (Wo2.8-2.2En75-73Fs25-24,
fm 24-26 ) и встречающиеся в ш лакоподобных
ан дезибаза льтах. Вторая – представленная
гиперстеном (Wo2.4-2.2En67-63Fs35-30) ‒ характерна
для фенокристаллов пемзовых туфов дацитового
и риодацитового состава. Они образуют ряд с fm
в пределах 31-35, при этом наибольшая степень
железистости, как и в случае с клинопироксеном, характерна для фенокристаллов из пемз
пирокластического потока Iб. В незначительном
количестве гиперстены встречаются в шлакоподобных андезибазальтах в виде вкрапленников, а
также они слагают ядра в зональных кристаллах,
которые обрастают бронзитом.
Оливин в вулканических породах, связанных
с кальдерой Карымская, очень редок. В докальдерных базальтах и андезибазальтах он встречается в виде небольших (0.15-0.4) изометричных
кристаллов и представлен хризолитом в ядрах
(Fo75-69), в краевых зонах – гиалосидеритом (Fo70-66).
Ассоциирует с плагиоклазом An82-77 и клинопироксеном. В андезибазальтах из пемзовых туфов Iб
Рис. 4. Микрофотографии кристаллических кластеров Pl + cPx (а) и Ol + cPx + Pl (б) составов в пемзовых
туфах (в отраженных электронах). Индексы кристаллических фаз: Ol – оливин, Pl – плагиоклаз, cPx – клинопироксен, oPx – ортопироксен. Размер кадра ‒ 100 мкм.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
69
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРИБ, ЛЕОНОВ
Таблица 3. Состав пород кальдеры Карымская
№ п.п
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
№ обр.
К10-05
К3-08
К9-02
К8-04
К4-05
К8-05
К7а-05
К1-05
К7-04
К6-05
34-88Л
SiO2
52.61
53.84
58.77
69.68
67.33
67.36
56.89
67.29
67.36
68.47
61.84
TiO2
0.76
0.91
1.12
0.61
0.55
0.52
0.91
0.49
0.57
0.47
0.92
Al 2O3
18.9
18.36
16.1
14.82
14.61
14.7
16.7
14.5
13.9
14.06
16.35
Fe2O3
3.92
2.76
2.24
0.68
1.34
1.87
4.79
0.13
1.68
1.15
2.35
FeO
4.76
676
7.54
2.18
2.53
1.83
3.53
4.39
2.18
2.84
4.02
MnO
0.15
0.17
0.19
0.12
0.08
0.08
0.14
0.08
0.08
0.07
0.14
MgO
4.3
3.79
2.16
0.95
1.09
1.0
3.5
0.9
1.3
0.8
2.19
CaO
10.2
8.36
5.83
2.38
3.29
3.0
7.3
3.2
3.1
2.7
5.25
Na2O
2.81
3.28
4.37
3.81
4.53
3.99
3.45
4.19
4.28
4.49
4.22
K 2O
0.62
0.77
1.27
2.4
2.28
2.4
1.06
2.22
2.33
2.44
1.56
P2O5
0.15
0,17
0.24
0.05
0.09
0.12
0.16
0.11
0.18
0.09
0.27
ппп
0.88
0.89
0.1
2.58
2.31
2.71
1. 37
2.55
2.58
2.47
0.72
Сумма
100.06
100.17
99.93
100.28
100
99.58
99.8
100.05
99.54
100.05
99.83
Примечание. Докальдерный этап – вулкан Пра-Карымский, западный борт кальдеры: 1,2 ‒ андезибазальты,
3 ‒ андезит; кальдерообразующий этап ‒ отложения пирокластических потоков, р. Крестьянская: 4 ‒ Iа;
5, 6, 7 ‒ Iб; 8, 9, 10 – соответственно II, III, IV; посткальдерный этап – вулкан Карымский: 11 ‒ андезит.
(а также в андезитах вулкана Карымский) оливин
(Fo74-73) встречается в центре некоторых кристаллических кластеров, где подвергается замещению,
с образованием симплектитовой оторочки, состоящей из магнетита и ортопироксена (рис. 4б).
Во включениях и прослоях андезибазальтов и андезитов из пирокластических отложений встречаются также единичные хорошо сохранившиеся
микровкрапленники оливина (Fo81-73).
Амфибол в виде редких шестоватых кристаллов размером 1.5-2.0 мм присутствует в шлакоподобных андезибазальтах и аналогичных по
составу прослоях из полосчатых пемз. Он относится к высокоглиноземистым роговым обманкам
и по составу близок к ряду паргасит-гастингсит
(Дир и др., 1965). Содержание Al2O3 в амфиболе
из андезибазальтов изменяется от 9 до 11%, fm 32-30.
Рудные минералы встречаются в виде вкрапленников (100-200 мкм), твердофазных включений в пироксенах (реже в плагиок лазах),
мелких зерен в основной массе эффузивов и
представлены титаномагнетитом и ильменитом.
По периферии полнокристаллических кластеров
вкрап ленник и титаномагнетита достигают
400 мкм. В лавах содержание TiO2 в титаномагнетите изменяется от 8-9% в оливинсодержащих
андезибазальтах до 10-12 % в андезитах; в пемзовых туфах составляет 8.5-9.7%.
ПЕТРОХИМИЯ
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
По содержанию SiO 2 вулканические породы, связанные с формированием кальдеры
Карымская (табл. 3, рис. 5), образуют ряд от
70
базальтов до риодацитов (52.8-70% SiO2) и относятся в основном к известково-щелочной серии.
По мере увеличения содержания SiO2 в вулканических породах кальдеры Карымская отмечается
последовательное снижение концентрации CaO,
MgO, FeO* и увеличение щелочности, что согласуется с фракционированием основных породообразующих (плагиоклаз, оливин, пироксен) и
рудных минералов в формировании всего комплекса пород. Риодацитовые и дацитовые пемзы
пирокластического потока Iб отличаются от пемз
аналогичного состава потоков Iа, II-IV повышенным содержанием MgO и FeO*. Значимые различия в содержании FeO* отмечаются и в составе
остаточных стекол. При среднем риодацитовом
их составе в первых содержание железа составляет 2.4%, во вторых – 1.6%. Остаточные стекла
в обломках андезитового и андезибазальтового
составов имеют дацитовый состав, часто содержат
мелкие размытые пятна бесцветных кислых
стекол, что указывает на неполное эмульсионное
смешивание кислых и основных расплавов.
Андезиты вулкана Карымский отличаются
от докальдерных андезитов повышенным содержанием Al 2O3, CaO, MgO, P2O5 и пониженным
FeO*. Повышенное содержание P 2O5 вообще
характерно для лав этого вулкана и отражается
в присутствии акцессорного апатита.
Особенности строения и состава пирокластических от ложений. Увеличение степени
кристалличности вулканических пород вулкана
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КАЛЬДЕРА КАРЫМСКАЯ: СТРОЕНИЕ И СОСТАВ
Рис. 5. Диаграмма концентраций петрогенных компонентов в зависимости от содержания SiO2, масс, %:
1 – докальдерный этап; 2-4 – кальдерообразующий этап (2 – пемзы Iа, 3 – пемзы и шлаки, Iб, 4 – пемзы
II-IV); посткальдерный этап: 5 – лавы вулкана Карымский, 6 – средний состав остаточных стекол дацитовых пемз, 7 – поле составов вулканических пород КВЦ (Гриб и др., 2009);
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
71
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРИБ, ЛЕОНОВ
Пра-Карымский от субафировых андезитов до
дацитов субвулканического тела с содержанием
криста л лов порядка 35% свидетельствует о
продвинутой раскристаллизации расплава в
верхнекоровом магматическом очаге на предкальдерном этапе. Извержение пирокластического материала и сопутствующее обрушение
ка льдеры происходи ло поэтапно во врем я
неоднократных эксплозивных событий, о чем
свидетельствует строение толщи пирокластических потоков. Обнаруженные в связующей
основной массе пепловые частицы, состоящие
из чередующихся тонких прослоев прозрачного
пемзовидного стекла и тонких обсидиановых
слойков и пленок вокруг минералов, могут быть
связаны с эффектом быстрого охлаждения, обусловленным, возможно, фреато-магматическим
характером этих эксплозий (Wohletz et al., 1992).
Выделяются по крайней мере две стадии
формирования кальдеры Карымская, которые
отчетливо проявляются в строении опорного
разреза пирокластических отложений по реке
Крестьянской. Для начальной фазы кальдерообразующего извержения (пирокластический
поток I) характерна зональность (антидромная
последовательность) пирокластических отложений, выраженная изменением их валового
и минерального состава вверх по разрезу. Она
отражает инверсию расслоенности расплава,
существовавшей в магматическом очаге на предэруптивном этапе. Состав пемзовых обломков и
вкрапленников плагиоклаза в пемзовых туфах
позволяет оценить состав слоев магмы в магматическом очаге под кальдерой. В пемзовых туфах
среди их собственных вкрапленников плагиоклаза выделяются две популяции составов ядер:
34-39%An и 43-48%An. Состав ядер плагиоклаза
равновесен составу расплава, из которого он
начал кристаллизоваться; состав каймы ‒ составу
остаточного расплава. Натровые андезины, по
накопившимся у нас статистическим данным,
кристаллизуются из риодацитовых магм, кальциевые – из дацитовых (Гриб, Леонов, 2000а,
2001б, 2004а, 2004б). Распределение составов ядер
плагиоклаза в пемзах свидетельствует, что в магматическом очаге существовали верхняя риодацитовая зона и нижняя – дацитовая. Это находит
отражение так же в составе вкрап ленников
пироксенов из отложений пирокластических
потоков, которые отличаются по степени железистости. Существование расслоенности расплава
в верхнекоровом магматическом очаге подтверждают и данные по расплавным включениям в
плагиоклазах из пемзовых туфов (Наумов и др.,
2008). Одинаковый интервал состава внешних
зон плагиоклазов с осцилярной зональностью
может указывать на конвективную циркуляцию
расплава на границе слоев. Появление натро72
вого лабрадора во внешних зонах некоторых
вкрапленников, высококальциевый состав плагиоклаза в ядрах резорбированных кристаллов
и, наконец, наличие ювенильных обломков в
слое Iб и прослоев андезибазальтового состава
в пирокластических потоках II-III отражают
процессы смешивания контрастных по составу
расплавов. Действительно, начальная порция
пирокластического потока (Iа) представлена
белыми, сравнительно однородными пемзовыми туфами риодацитового состава, которые
в да л ьней шем смен я ю т ся г е т ерог ен н ы м и
отложениями слоя Iб. Такая неоднородность
состава обусловлена инъекциями ювенильных
высокотемпературных базальтов в основание
верхнекорового очага, что, возможно, инициировало кальдерообразующее извержение (Гриб,
1997; Гриб и др., 2005; Sparks et al., 1977). Начало
второй стадии так же связано с внедрением
базальтов, на что указывают прослои шлаков
андезибазальтов-низкокремнистых андезитов в
пемзах дацитового состава в основании пирокластических потоков II и III. Подобных обломков
много и в пирокластике, распространяющейся
в виде тефры по периферии кальдеры. Строение
разреза пирокластических потоков II-IV и их
близкий состав говорит о последовательном
извержении их из одного центра (возможно, из
разных подводящих каналов).
Процессы магматического смешения. Во всех
вулканических породах, связанных с кальдерой
Карымская, на макро- и микроскопическом
уровнях наблюдаются процессы гибридизации,
которые происходят в верхнекоровом магматическом очаге. В андезибазальтах это выражается в контаминации их кислым материалом этих очагов, что проявляется в появлении
оплавленных вкрапленников натровых плагиоклазов и пятен однородных кислых стекол в
микролитовой основной массе. В пемзах, наоборот, прису тству ют проду кты криста л лизации основных магм в виде кристаллических
фрагментов, тонких прерывистых прослоев и
обломков шлаков.
Докальдерные базальты отличаются низкой
магнезиальностью (Mg# 23-24) и высокой глиноземистостью, что говорит о значительной степени их эволюционированности. Подъем родоначальных базальтов к поверхности сопровождался их задержкой и дифференциацией в промежуточных магматических очагах. Извержение
тефры базальтового состава в 1996 г. в северном
секторе озера Карымское, а также находки слоев
шлаков базальтоидного состава в разрезах пемзовых туфов, связанных формированием кальдеры Однобокая и голоценовых террас в этом
секторе озера, показывают, что периодические
внедрения базальтов в зоне субмеридионального
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КАЛЬДЕРА КАРЫМСКАЯ: СТРОЕНИЕ И СОСТАВ
разлома происходили неоднократно, начиная с
конца среднего плейстоцена (Гриб, 1997; Гриб,
Леонов, 2004а, 2004б). Анализ деформаций, предшествовавших извержению 1996 г., позволил
вычислить глубину (18 км) центра тяжести источника деформации (Федотов, 1997), что соответствует глубине залегания промежуточного магматического очага и согласуется с термодинамическими расчетами общего давления (2-5 кбар)
равновесной кристаллизации Pl-Ol-Cpx минеральной ассоциации, характерной для базальтов
1996 г. (Арискин, Бармина, 2000; Гриб, 1997).
Дайка база льтов внедри лась так же в основание периферического магматического очага
под вулканом Карымский и инициировала его
извержение (Федотов, 1997; Izbecov et al., 2004).
Согласно геофизическим исследованиям, кровля
этого очага находится на глубине порядка 4 км
(Широков и др., 1988).
К ары мск а я маг мопровод я ща я сист ема
развивалась со среднего плейстоцена, когда
начал формироваться вулкан Пра-Карымский
(Вулкани ческ ий…, 1980; Гриб и др., 2009).
В верхнем п лейстоцене на предка льдерной
стадии развития верхнекорового магматического
очага под этим вулканом происходили незначительные по объему инъекции базальтов в его
основание. Имея высокую плотность, они накапливались в его придонной части. Охлаждение
и кристаллизация базальтов на контакте с менее
горячей кислой магмой способствовали разогреву последней. В вышележащих зонах верхнекорового магматического очага на границе слоев,
отличающихся по составу, образовывались конвективные ячейки и кристаллизовались фенокристаллы плагиоклаза с разными составами
ядер и краевыми зонами с осциллярной зональностью. Ретроградное вскипание базальтового
расплава в результате кристаллизации (и дифференциации) приводило к его фрагментации
и в конечном счете к смешению контрастных по
составу магм с образованием гибридной магмы
ан дезибаза льтового-ан дезитового состава,
неравновесны х минера льны х ассоциаций,
резорбцией вкрапленников, содержавшихся
в кислой магме, и их обратной зональности.
Базальтоидные расплавы несли с собой кристаллические кластеры кумулятивного генезиса,
которые также привносились в верхнюю часть
магматической системы. Pl-Ol-Cpx кумулаты
являются, очевидно, родственными вмещающей
база льтовой магме, так как состав Cpx и Ol
близок составу этих минералов в докальдерных
базальтах и базальтах извержений в зоне субмеридионального разлома (Гриб, 1997). В то же
время часть Pl-Cpx кластеров может представлять
собой реликты вкрапленников более раннего
этапа магмообразования в исследуемом районе.
Клинопироксены в них относятся к титанистым
авгитам, отличаются повышенным содержанием
Al 2O3, TiO2, пониженным SiO2 (рис. 6, табл. 2),
что характерно для вкрапленников, кристаллизующихся из субщелочных расплавов (Дир и др.,
1965). По составу они близки клинопироксенам
из верхнеплиоценовых субщелочных базальтов
(верхнещапинская свита, Валагинский хребет,
расположенный к западу от КВЦ), которые
образовались в обстановке активной континентальной окраины и связаны с началом формирования островной дуги (Волынец и др., 1990).
Большая часть привнесенных кумулятивных
фаз в пемзовых туфах вступает во взаимодействие
с вмещающим кислым расплавом с образованием реакционных кайм и последующим обрастанием минералами магмы-хозяина (рис. 4).
Подобные структуры означают, что кристаллические кластеры попали в верхнюю часть магматической системы задолго до извержения и
частично успели прийти в равновесие с вмещающим расплавом.
На ста дии ка льдерообразовани я объем
базальтов, поступающих в основание верхнекорового очага, мог быть значительным. Бурное
выделение летучих при охлаждении базальтов
и разогреве к ислого расп лава приводи ли к
увеличению давления в магматическом очаге,
Рис. 6. Распределение TiO2 и SiO2 в зависимости от
содержания Al 2O3 в клинопироксенах из пемзовых
туфов кальдеры Карымская (мас.%): 1 – вкрапленники в пемзовых туфах дацитового, риодацитового
составов, 2 – вкрап ленник и в обломках ш лаков
андезибазальтового состава, 3 – клинопироксен в
кристаллических кластерах, 4 – вкрапленники титанистого авгита в базальтоидах верхнещапинской
свиты (поздний плиоцен) (Волынец и др., 1990).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
73
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРИБ, ЛЕОНОВ
вскрытию его кровли, декомпрессии расплава
и последующему развитию крупнообъемного
кальдерообразующего извержения (Sparks et
al., 1977). Высокая эксплозивная активность
способствовала неполному смешению базальтового материала в ограниченном объеме кислого расплава. В пирокластическом потоке Iб
встречаются обломки шлаков андезибазальта
размером от долей сантиметра до 15-20 см. Серый
цвет пемз дацитового и риодацитового состава
в Iб может объясняться тонким распылением
основной магмы в кислом расплаве и повышением содержания железа в остаточных стеклах.
Обломки и прослои пемз андезитового состава,
встречающиеся в незначительном количестве в
отложениях пирокластических потоков, имеют,
очевидно, гибридное происхождение, так как
часто отличаются неоднородной текстурой.
В основании отложений пирок ластических
потоков II и III среди бомбовых туфов отмечены
только полосчатые разности андезибазальтового
и андезитового состава, что, видимо, определяется динамикой извержения.
Присутствие в обломках (Iб) и прослоях (II-III)
андезибазальтов вкрапленников высокоглиноземистой роговой обманки свидетельствует о том,
что эти расплавы кристаллизовались в условиях
повышенного общего и водного давления и являются продуктами дифференциации базальтовых
магм, пополнявших верхнекоровый магматический очаг на более ранних этапах его формирования. Хорошая сохранность роговой обманки
обусловлена высокой скоростью подъема расп лава. Микровкрап ленник и хромсодержащего авгита, встречающиеся в андезибазальтах
(табл. 2), говорят о том, что инъекции базальтов
в верхнюю часть магматической системы могли
быть инициированы поступлением высокотемпературных расплавов из более глубоких зон промежуточного магматического очага (Гриб, 1997;
Гриб, Перепелов, 2008).
Отмеченные петрографические признаки
смешения расплавов отражают процессы взаимодействия разноглубинных магматических очагов.
Захват островодужными магмами, связанными
с формированием кальдеры Карымская, реликтового кристаллического материала, близкого
по составу вкрапленникам верхнеплиоценовых
субщелочных базальтов раннего этапа развития
островной дуги (район Валагинского хребта,
(Волынец и др., 1990)), является интересным
фактом и требует дальнейшего изучения.
ВЫВОДЫ
1. На основании изучения отложений пирок ластических потоков кальдеры Карымская
выделяются две стадии ее формирования. Первая
74
стадия характеризуется наиболее широким
диапазоном зональности отложений по составу.
Во вторую стадию сформировались отложения
пирокластических потоков II-IV. Их строение,
близкий состав и отсутствие признаков какогонибудь размыва между отложениями потоков
говорят о том, что это была серия извержений из
одного источника, следовавших друг за другом.
2. Вариации состава пемзовых обломков и
ядер вкрапленников плагиоклаза в пемзах этих
потоков также свидетельствуют, что в магматическом очаге на период кальдерообразования
существовали верхняя риодацитовая зона и
нижняя дацитовая.
3. Начало извержения каждого этапа было
связано с инъекцией база льтов в верхнекоровый магматический очаг непосредственно
перед извержением, на что указывают неравновесные минеральные ассоциации в пемзах и
прослои шлаков андезибазальтового и андезитового состава.
4. Минералогические и петрохимические
данные указывают на ведущую роль фракционной кристаллизации в происхождении пород,
связанных с кальдерой Карымская, с незначительными по масштабам эпизодами смешивания
разноглубинных магм.
Авторы выражают благодарность коллегам
за помощь в проведении полевых работ и подготовке материала к печати, а также О.Б. Селянгину
за конструктивные замечания при редактировании статьи.
Работа выполнена в рамках проекта РФФИ
№ 08-05-00453, а также по проектам ДВО РАН
№ 09-1-П16-05 и № 09-III-А-08-424.
Список литературы
А рискин А.А., Бармина Г.С. Моделирование
фазовых равновесий при кристаллизации
базальтовых магм. М: Наука, 2000. 362 с.
Влодавец В.И. Вулканы Карымской группы //
Тр. Камчатской вулканостанции. 1947. Вып. 3.
С. 3-48.
Волынец О.Н., Успенский В.С., Аношин Г.Н. и др.
Эволюция геодинамического режима магмообразования на Восточной Камчатке
в позднем кайнозое (по геохимическим
данным) // Вулканология и сейсмология.
1990. № 5. С. 14-28.
Вулканический центр: строение, динамика,
вещество (Карымская структура) // Отв. ред.
Ю.П. Масуренков. М.: Наука, 1980. 292 с.
Гриб Е.Н. Петрология продуктов извержения
2-3 января 1996 г. в кальдере Академии Наук //
Вулканология и сейсмология. 1997. № 5. С. 71-97.
Г риб Е.Н. Минера логи ческ ие особенности
оливинсодержащих базальтов Карымского
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КАЛЬДЕРА КАРЫМСКАЯ: СТРОЕНИЕ И СОСТАВ
вулканического центра // Вестник КРАУНЦ.
Науки о Земле. 2007. № 2. Вып. 10. С. 17-34.
Гриб Е.Н., Леонов В.Л. Различные пути эвол юц и и верх некор овы х ма г мат и ческ и х
очагов кальдерных комплексов Восточной
Камчатки. Ч. I. Строение пирокластических
потоков, сравнительная минера логия //
Вулканология и сейсмология. 2001а. № 4.
С. 3-17.
Гриб Е.Н., Леонов В.Л. Различные пути эволюции
верхнекоровых магматических очагов кальдерных комплексов Восточной Камчатки.
Ч. II. Физико-химические условия кристаллизации игнимбритообразующих расплавов
// Вулканология и сейсмология. 2001б. № 4.
С. 18-28.
Гриб Е.Н., Леонов В.Л. Эволюция магматических
очагов кальдер южного сектора Карымского
вулканического центра. Ч. I. Геология, строение и состав пирокластических потоков //
Вулканология и сейсмология. 2004а. № 4.
С. 21-40.
Гриб Е.Н., Леонов В.Л. Эволюция магматическ и х очагов ка льдер юж ного сек тора
Карымского вулканического центра. Ч. II.
PTF – условия кристаллизации игнимбритообразующих расплавов, эволюция магматизма // Вулканология и сейсмология. 2004б.
№ 5. С. 23-37.
Гриб Е.Н., Леонов В.Л., Перепелов А.Б. Геохимия
вулканических пород Карымского вулканического центра // Вулканология и сейсмология. 2009. № 6. С. 3-25.
Г ри б Е.Н., Маневич А.Г., Со б о левска я О.В.
Пемзовые бомбы извержения в кальдере
Академии Наук в январе 1996 г.: особенност и и х состава и генезис // Вест н и к
КРАУНЦ. Науки о Земле. 2005. № 2. Вып. 6.
С. 34-46.
Гриб Е.Н., Перепелов А.Б. Оливинсодержащие
ба за л ьт ы К ары мског о вул к ан и ческог о
центра: минералогия, петрогенезис, источники магм // Вулканология и сейсмология.
2008. № 4. С. 1-22.
Дир У., Хауи Р., Зусман Дж. Породообразующие
минералы. Т. 2. М.: Мир, 1965. 402 с.
Иванов Б.В. Игнимбриты района вулканов
Карымской группы // Вулканические фации
Камчатки. М.: Наука, 1969. С. 105-109.
Иванов Б.В. Извержение Карымского вулкана в
1962-1965 гг. и вулканы Карымской группы.
М.: Наука, 1970. 135 с.
Иванов Б.В., Брайцева О.А., Зубин М.И. Вулкан
Карымский // Действующие вулканы Камчатки. Т. 2. М.: Наука, 1991. С. 182-201.
Леонов В.Л., Гриб Е.Н. Структурные позиции и
вулканизм четвертичных кальдер Камчатки.
Владивосток: Дальнаука, 2004. 186 с.
Леонов В.Л., Гриб Е.Н., Карташева Л.А. Расчленение игнимбритов и оценка объемов
магмы, выброшенной при игнимбритообразующих извержениях на Восточной
Камчатке // Вулканология и сейсмология.
2000. № 5. С. 3-18.
Муравьев Я.Д., Федотов С.А., Будников В.А. и др.
Вулканическая деятельность в Карымском
центре в 1996 г.: вершинное извержение
Карымского вулкана и фреатомагматическое
извержение в кальдере Академии Наук //
Вулканология и сейсмология. 1997. № 5.
С. 38-71.
Наумов В.Б., Толстых М.Л., Гриб Е.Н. и др. Химический состав, летучие компоненты и элементы примеси расплавов Карымского вулканического центра (Камчатка) и вулкана
Головнина (о. Кунашир) по данным изучения
включений в минералах // Петрология. 2008.
Т. 16. № 1. С. 3-20.
Сел янгин О.Б. Карымская группа вулканов:
вулканы Карымский и Малый Семячик //
Вулканы и геотермы Камчатк и. Петропавловск-Камчатский, 1974. С. 107-137.
Селянгин О.Б. Петрогенезис базальт-дацитовой
серии в связи с эволюцией вулканоструктур.
М.: Наука, 1987. 148 с.
Федотов С.А. Об извержениях в кальдере Академ и и нау к и К ары мском ву л к а не на
Камчатке в 1996 г., их извержении и механизме // Вулканология и сейсмология. 1997.
№ 5. С. 3-38.
Хренов А.П., Дубик Ю.М., Иванов Б.В. и др.
Эруптивная деятельность вулкана Карымский за 10 лет (1970-1980 гг.) // Вулканология
и сейсмология. 1982. № 4. С. 29-48.
Широко в В. А., Ивано в В.В., Степано в В.В.
О глубинном строении вулкана Карымский
и особенностях его сейсмичности по данным
локальной сети // Вулканология и сейсмология. 1988. № 3. С. 71-80.
Izbekov P.E., Eichelberger J.C., Ivanov B.V. The 1996
Eruption of Karymsky Volcano, Kamchatca:
Historical Record of Basaltic Replenishment of
an Andesite Reservoir // J. Petrology. 2004. V. 45.
№ 11. P. 2325-2345.
S park s S .R ., S ig urdsson H. Ma g m a m i x i n g:
a mechanism for triggering acid explosive eruption //
Nature. 1977. V. 267. P. 315-318.
Wohletz K., Heiken G. Volcanology and Geotermal
Energy. University of California press, 1992. 370 p.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
75
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРИБ, ЛЕОНОВ
KARYMSKY CALDERA: THE STRUCTURE AND COMPOSITION
OF PYROCLASTIC FLOWS
E.N. Grib, V.L. Leonov
Institute of Volcanology and Seismology Far Eastern Branch R AS, Petropavlovsk-Kamchatsky, 683006
The authors studied deposits from pyroclastic flows associated with Karymsky Caldera, which is located in
the central part of the Karymsky Volcanic Centre (KVC). The study distinguished 4 pyroclastic flows and
revealed that deposits from each pyroclastic flow have stratification in composition distinctly observed in the
initial phase of the eruption. The pumice debris and cores of plagioclase crystals in pumice give evidence for
both upper rhyolite zone and lower dacite zone in the upper-crust magmatic chamber. The heterogeneous
layers and non-equilibrium mineral association in pumice suggest that the initial phase of each eruption
is caused by intrusion of basalt in the upper-crust magmatic chamber. The distribution of major and trace
elements in pyroclastic rocks of Karymsky Caldera show that they have resulted from moderate calcareousalkali differentiates of magnesia-basalt of KVC. Mineralogical and geochemical data show that the fractional
crystallization and crustal contamination play significant role in origin of the rocks.
Keywords: caldera, pyroclastic flow, magmatic chamber, mineralogy, geochemistry.
76
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
УДК 551.21
ВУЛКАН СТАРЫЙ ШИВЕЛУЧ: ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ,
РЕКОНСТРУКЦИЯ ЭРУПТИВНЫХ ЦЕНТРОВ И ХАРАКТЕР
ДЕЯТЕЛЬНОСТИ В ПОЗДНЕМ ПЛЕЙСТОЦЕНЕ
© 2011 Н.В. Горбач
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН,
Петропавловск-Камчатский, 683006; e-mail: n_ gorbach@mail.ru
На основе результатов полевых исследований дана характеристика геологического строения
позднеплейстоценового вулкана Старый Шивелуч. Деятельность вулкана имела два четко
выраженных этапа ‒ экструзивно-эксплозивная активность нача льной фазы сменилась
обильными излияниями лав из нескольких эруптивных центров. Позиция эруптивных центров
реконструируется вдоль периметра разрушенного южного сектора вулкана. В постройке Старого
Шивелуча выделены три основные группы пород: магнезиальные андезиты (SiO2 = 57.3-63.8 мас.%,
Mg# = 52.5-57.0 мол.%), высокоглиноземистые ан дезибаза льты (SiO 2 = 53.5-55.7 мас.%,
Mg# = 52.1-56.1 мол.%), высокомагнезиа льные ан дезибаза льты (SiO 2 = 53.9-55.0 мас.%,
Mg# = 58.8-63.7 мол.%). Определена относительная последовательность формирования
и приблизительные объемные соотношения различных типов пород. На основе новых
геологических наблюдений сделано предположение о возможных причинах разрушения южного
сектора вулканической постройки.
Ключевые слова: Шивелуч, геологическое строение, магнезиальные андезиты, обрушение сектора
вулкана.
ВВЕДЕНИЕ
Вулканический массив Шивелуч (рис. 1),
который включает позднеплейстоценовый стратовулкан Старый Шивелуч и действующий в
голоцене Молодой Шивелуч (Мелекесцев и др.,
1991; Меняйлов, 1955), является одним из крупнейших вулканических центров на Камчатке.
Геодинамическая позици я вулканического
массива в области сочленения Курило-Камчатской
и Алеутской островных дуг, аномально высокая
продуктивность, масштабы и частота извержений Молодого Шивел у ча, преобла дание
магнезиальных андезитов среди изверженных
продуктов (Волынец и др., 1997) вызывают повышенный интерес исследователей к данному
объекту. Современным извержениям Молодого
Шивел у ча посвящено большое количество
Рис. 1. Вулканический массив Шивелуч: а – основные структурные элементы вулканического массива, вид
с юго-востока; б – географическое положение.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
77
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГОРБАЧ
публикаций (Белоусов, Белоусова, 1995; Гирина
и др., 2006; Горшков, Дубик, 1969; Двигало,
1984; Жаринов, Демянчук, 2008; Мелекесцев
и др., 2004; Меняйлов, 1955; Пийп, 1948; Федотов
и др., 2001; Хубуная и др., 1995; Dirksen et al.,
2006 и др.). Среди геологических и петрологогеохимических данных о вулканическом массиве
Шивелу ч резко преобладает информация о
голоценовом периоде его деятельности (Волынец
и др., 1997; Горбач, Портнягин, 2011; Ponomareva
et al., 2007; Portnyagin et al., 2007). Именно
эти данные определяют наши представления
о вулканическом массиве Шивелуч, несмотря на
то, что в объемном отношении породы голоценового возраста имеют подчиненное значение по
сравнению с продуктами ранних этапов вулканизма (Мелекесцев и др., 1991; Меняйлов, 1955).
Ограниченность сведений о позднеплейстоценовом этапе деятельности Старого Шивелуча
не позволяет уверенно определить позицию
базальт-андезибазальтовых излияний в истории
его развития и генетические соотношения этих
пород с преобладающими магнезиа льными
андезитами.
С целью уточнения объемных, временных
и генетических соотношений пород различных
геохимическ их типов на позднеп лейстоценовом этапе развития вулканического массива
Шивелуч в 2006-2009 гг. было проведено полевое
исследование постройки Старого Шивелуча.
На основе результатов этих работ и с использованием ранее опубликованных данных (Лопатин
и др., 19791; Мелекесцев и др., 1991) составлена
схема геологического строения вулканического
массива (рис. 2). На схеме приведена петрографическая типизация пород, уточнены поля их
распространения и показана позиция даек в
структуре вулканического массива.
ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О СТРОЕНИИ
ВУЛКАНИЧЕСКОГО МАССИВА ШИВЕЛУЧ
Вулканический массив Шивелу ч расположен в северной части Центрально-Камчатской
депрессии и занимает площадь более 1000 км 2.
По данным (Мелекесцев и др., 1991) вулканическая деятельность Старого Шивелуча началась
60-70 тыс. лет назад. В северной части Старый
Шивелуч представляет собой крутосклонный
конус с абсолютной высотой 3283 м, склоны которого прорезаны глубокими ледниковыми долинами и на отдельных участках обрываются отвес1
Лопатин В.Б., Литвинов А.Ф., Цикунов А.Г. и др. Геологическое строение и полезные ископаемые площади листов О-57-XXV, XXXVI (Отчет о геологической съемке и поисках полезных ископаемых м-ба
1:200 000, проведенных Шивелу чской партией в
1976-78 г.г.) Т. 1. 252 с.
78
ными стенами. На склонах Старого Шивелуча
расположены побочные экструзивные образования различного возраста – позднеплейстоценовые экструзии г. Семкорок на юго-восточном
подножии и голоценовые экструзии группы
Каран на западных склонах. В юго-западном
секторе Старого Шивелуча (Байдарный отрог)
предполагалось наличие одноактных вулканических центров (Волынец и др., 1999). Южный
сектор Старого Шивелуча разрушен в результате
крупномасштабного обвала (Мелекесцев, 1991;
Belousov et al., 1999). В северо-западном секторе
обвального цирка расположена серия голоценовых экструзий и лавовых потоков, образующих постройку Молодого Шивелуча (рис. 2).
В центральной части Молодого Шивелуча находится современный кратер, сформированный
в результате катастрофического извержения
12 ноября 1964 г. и вмещающий раст у щий
экструзивный купол. Южное подножие вулкана
покрыто голоценовыми пирок ластическими
отложениями по меньшей мере 60 крупных
эксплозивных извержений Молодого Шивелуча
(Ponomareva et al., 2007), которые занимают
площадь около 250 км2.
Во всех предшествующих работах, посвященных геологическому строению вулканического массива (Ермаков, 1985; Лопатин и др.,
19791; Мелекесцев и др., 1991; Меняйлов, 1955),
отмечалось, что в основании остройки Старого
Шивелуча находится мощная толща грубообломочных пирокластических отложений, перекрытая потоками лав андезитового и андезибазальтового состава. На основе новых полевых
данных предпринята попытка более детально
рассмотреть строение и состав пород пирокластической толщи, отвечающей начальной фазе
деятельности вулкана, и перекрывающего лавового комплекса.
НАЧАЛЬНАЯ ФАЗА ДЕЯТЕЛЬНОСТИ
СТАРОГО ШИВЕЛУЧА (НФД)
Мощная толща грубообломочных пирокластических отложений (рис. 2, 3а, 3б), которая залегает в основании постройки Старого Шивелуча,
представлена полого за легающими стратифицированными агломератовыми и псефитовыми туфами. Нижняя граница этих пирокластических отложений не обнажена. Верхняя
граница (между туфами и лавовым комплексом
Старого Шивелуча) отчетливо выделяется во
всех секторах постройки (рис. 3) за исключением
южного, перекрытого чехлом пирокластических
отложений Молодого Шивелуча. В восточном
секторе вулкана первые потоки лав перекрывают пирокластическую толщу на абсолютных
высотах 1750-2000 м. В западном секторе лавы
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВУЛКАН СТАРЫЙ ШИВЕЛУЧ
Рис. 2. Схема геологического строения вулканического массива Шивелуч. Составлена на основе полевых
исследований с использованием материалов (Лопатин и др., 19791; Мелекесцев и др., 1991), а также неопубликованных данных И.В. Мелекесцева. Старый Шивелуч (1-6): 1 – агломератовые туфы Нbl-Pl и Нbl-Px
андезитов, 2 – лавы Ol-Cpx-Pl андезибазальтов; 3 – лавы Нbl-Pl и Нbl-Px-Pl андезитов, реже Px-Pl андезибазальтов; 4 – лавы Px- Pl андезибазальтов; 5 – экструзивные лавы Нbl-Pl андезитов; 6 – предполагаемые
отложения обвала южного сектора вулкана. Молодой Шивелуч и экструзии группы Каран (7-9): 7 – потоки
лав Ol-Cpx-Pl± Нbl андезитов и андезибазальтов, 8 – экструзивные лавы Нbl-Pl и Нbl-Px, реже Ol-Нbl–Pl
андезитов; 9 – проксимальные пирокластические отложения. 10 – блок осадочных пород фундамента;
11 – дайки; 12 - ледниковые отложения второй стадии позднеплейстоценового оледенения; 13 – аллю-виальнопролювиальные отложения подножий, 14 – современные ледники, 15 – граница обвального кратера, 16 – современный кратер (а), – фрагменты ранних кратеров Молодого Шивелуча (б); 17 – граница распространения
отложений катастрофического извержения 1964 г. Поля развития проксимальных голоценовых пирокластических отложений выделены согласно (Ponomareva et al., 2007). Поля развития аллювиально-пролювиальных
отложений подножий, морен второй стадии позднеплейстоценового оледенения и предполагаемые отложения
обвала южного сектора вулкана выделены по результатам дешифрирования аэрофотоснимков.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
79
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГОРБАЧ
Рис. 3. Общий вид пирок ластической толщи нача льной фазы деятельности вулкана: а ‒ в верховья х лед н и к а Тюшев а; б ‒ в верховья х рек и
Сухой Ильчинец; в ‒ потоки лав оливин-пироксенплагиоклазовых андезибазальтов, залегающих внутри пирокластических отложений НФД (отмечены
стрелкой). Пунктирная линия указывает на подошву лавового комплекса.
зафиксированы значительно ниже – на абсолютной высоте ~ 1000 м. Мощность пирокластических отложений НФД достигает 1800-2000 м
в центральной части вулкана. В радиусе ~ 7.5 км
от центра Старого Шивелуча средняя мощность
агломератовых туфов оценивается в 900-1000 м,
а в радиусе 10-12 км ‒ 400-500 м. Общими чертами
строения пирокластической толщи являются
преим у щественное развитие более тонк и х
псефитовых разностей в верхах толщи и преобладание грубообломочных отложений в ее низах.
Площадь распространения отложений НФД
оценивается в 220 км2.
80
Наиболее доступное обнажение пирокластических отложений НФД расположено по
правому борту реки Байдарной на абсолютной
высоте 900 м. В обнажении, видимой мощност ью до 30 м вск ры т ы слабол и т ифи ц ированные агломератовые туфы роговообманковых
андезитов. Материал не сортирован, преобладающая размерность обломков ‒ 20-40 см,
вст речаю т ся ед и н и ч н ые у гловат ые гл ыбы
размером до 1 м. Аналогичные по составу отложения можно наблюдать и на северных склонах
вул к ана. По п равом у бор т у ру ч ья Второй
Ледниковый обнажены грубослоистые пирокластические отложения мощностью до 50 м.
Нижнюю часть обнажения слагают слабосортированные агломератовые туфы роговообманковых и пироксен-роговообманковых андезитов. По количеству и размерности крупных
обломков и наличию слабовыраженной сортировки «обратной гравитационной» в нижней
части обнажения выделяется три слоя, мощностью в 3-4 м. Выше следуют переслаивающиеся
горизонты мощностью ~ 0.5-0.7 м, сложенные
более тонк им материа лом: вулкани ческ им
песком и лапилли пироксен-роговобманковых
андезитов. В верхней части обнажения насчитывается 7 слоев агломератовых туфов, хорошо
выделяющихся по размерности и цвету грубообломочного материала. Максимальный размер
глыб ~ 2 м. Глыбы и крупные обломки уголоватые, поверхность отдельных глыб имеет облик
хлебной корки. Залегание слоев пологое с падением в первые градусы к ССВ. По аналогии с
пирокластическими отложениями извержений
Молодого Шивелуча описанные агломератовые
туфы можно идентифицировать как отложения
пеплово-глыбовых пирокластических потоков.
В обрыве Главной вершины (рис. 2, выс. отм.
3283, ) отложения НФД вскрыты максимально и
обнажены более чем на 1000 м (рис. 3б). В истоке
реки Сухой Ильчинец в интервале абсолютных
высот 1400-2000 м отложения представлены переслаиванием псефитовых кристалло- и литокластических туфов пироксен-роговообманковых
и д ву п и р окс еновы х а мфи б олс одерж а щ и х
андезитов. В редких прослоях отмечены шлаки
и бомбы пироксен-плагиопорфировых андезибазальтов. Мощность отдельных прослоев от
первых десятков сантиметров до первых метров,
туфы слаболитифицированы.
В верхах пирокластической толщи находится лавовая пачка из 7 потоков лав оливинк линопироксен-п лагиок лазовы х ан дезибазальтов (рис. 3в). Потоки бронируют гребни
юго-восточных ущелий Старого Шивелуча в
секторе между долинами реки Сухой Ильчинец
и ручья Топографический на высотах 1400-1600 м.
Мощность отдельных потоков варьирует от
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВУЛКАН СТАРЫЙ ШИВЕЛУЧ
3 до 5-7 м, протяженность достигает 5 км. Выше
лавовой пачк и фрагментарно наблюдаются
останцы потоков роговообманковых андезитов,
а ближе к центру постройки ‒ прослои пирокластического материала. На северо-восточном
склоне вулкана в результате внедрения андезитобазальтовых лав аналогичного состава сформированы плосковершинные экструзивные тела
и дайки.
По м и н и м а л ь ной оцен ке, о т ложен и я
начальной фазы деятельности вулкана формируют около 60% от объема постройки Старого
Шивелуча, причем подавляющая доля этого
объема приходится на андезитовый грубообломочный пирокластический материал.
Лавовый комплекс Старого Шивелуча представлен мощной толщей лав андезитового и андезибазальтового состава и имеет различное строение в восточной и западной части постройки.
Источниками излияний лав служили не менее
четырех эруптивных центров, положение которых реконструируется вдоль периметра разрушенного сектора вулкана.
Лавовая серия Главной вершины. Особенностями строения лавовой толщи в восточном
секторе Старого Шивелуча являются моноклинальное выдержанное залегание и максимальная
мощность лав. Первые мощные лавовые потоки,
формирующие Главную вершину, имеют андезитовый состав. Они залегают субгоризонтально
и перекрывают грубообломочные пирокластические отложения НФД на высотах 2000-1740 м.
Обрушение южного фрагмента вершины вулкана
позволяет наблюдать внутреннее строение более
10 лавовых потоков (рис. 4а на 4-ой стр. обложки).
Потоки имеют выдержанную мощность в 40-50 м
(рис. 4б на 4-ой стр. обложки), иногда разделены
лавобрекчиями и маломощными прослоями
или линзами пирок ластического материала.
Пологозалегающие и более протяженные нижние
потоки в направлении вершинной части сменяются более короткими и крутозалегающими
потоками. К линовидный вершинный поток
имеет падение до 40° и сохраняет первичную
глыбовую отдельность. В нижней части лавового разреза Главной вершины хорошо выдел яются более темной окраской и меньшей
мощностью два потока лав оливин-пироксенплагиоклазовых андезибазальтов.
С ледниковой седловины, разделяющей
гребень Главной вершины Старого Шивелуча
и северн ые ск лон ы Молодог о Ш и вел у ча,
мож но наблюдать строение привершинной
части вулкана в центральном секторе. В центре
вершинного гребня находится чашеобразный
цирк глубиной в 500 м и диаметром до 900-1000 м.
Периклинальное залегание потоков лав по периферии данного цирка и обилие гидротермально
измененных пород указывают на положение
Центра льного эруптивного кана ла Старого
Шивелуча (рис. 5а).
Непосредственно под Главной вершиной
находится субвулканическое тело диаметром
до ~ 200 м. Тело характеризуется правильной
сферической формой и скорлуповатой отдельностью (рис. 5б). Во вскрытом обрыве Главной
Рис. 5. Строение вершинного гребня Старого Шивелуча: а ‒ позиция Центрального выводящего канала Старого Шивелуча (показано стрелкой) и привершинного субвулканического тела (точечный пунктир). Пунктирная линия со стрелкой указывает на деформации и разрывы лавовой толщи, возникшие в результате внедрения
субвулканического тела; б ‒ морфология привершинного субвулканического тела в более крупном масштабе.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
81
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГОРБАЧ
вершины хорошо видно, что при внедрении
субвулканического тела было нарушено первичное залегание пирокластической и лавовой толщи. Потоки лав и прослои пирокластического материала смещены и разорваны.
Деф орма ц и и ла вовы х по т оков и с ло ев
п и рок ласт и ческог о мат ериа ла п рослеж иваются по верт и ка л и более чем на 1000 м
(рис. 5а). Кровля субвулканического тела находится в ~ 100-150 м под Главной вершиной.
Лавы западного сектора Старого Шивелуча.
Строение лавовой серии в западном секторе
постройки Старого Шивелуча более сложное.
По направлению падения лавовых потоков и
их взаимоотношениям в сохранившихся фрагментах разрезов выделяется несколько эруптивных центров (рис. 6а).
Рис. 6. Центры излияний лав Старого Шивелуча.
Схема расположения центров излияний и даек в
структуре вулканического массива (а): 1 ‒ эруптивные центры, изливавшие андезитовые и андезибазальтовые лавы; 2 ‒ эруптивные центры, с которыми
связаны излияния исключительно андезибазальтовых лав; 3 ‒ дайки; 4 ‒ граница обвального кратера;
5 ‒ современ н ы й к рат ер Молодог о Ш и вел у ча;
6 ‒ предполагаемые ослабленные зоны). Поле, оконт у ренное п у нк тиром, соответствует пост ройке
Молодого Шивелуча. Взаимоотношения потоков лав,
связанных с эруптивными центрами Центральным,
Западным и Байдарным (б). Фото А.В. Сокоренко.
82
Как и в восточном секторе, первые потоки
лав перекрывают отложения начальной фазы
деятельности субгоризонтально. Фрагменты и
останцы таких потоков залегают здесь значительно ниже – на абсолютных высотах 1000-1200 м
на водораздельных гребнях рек Правая и Левая
Карина и ручья Мутного. Наиболее мощные
потоки андезитов обнажены в северо-западной
части вулкана, в бортах долины Первого Ледника.
Направления падения потоков указывают на то,
что излияния андезитовых лав были связаны с
Центральным каналом Старого Шивелуча.
По периклинальному залеганию лав в 3 км
к западу от Центрального выводящего канала
Старого Шивелу ча реконструируется эруптивный центр Запа дный (рис. 6б ). Поток и
лав опускаются от данного центра в северозападном, юго-западном и южном направлениях. В верховьях ручья Мутного и рек Правой
и Левой Карины верхняя часть лавового разреза,
связанного с Западным эруптивным центром,
значительно эродирована ледниками и частично
разрушена в результате последующего внедрения
экструзий Молодого Шивелуча. Нижний фрагмент разреза лавовой серии в пределах абсолютных отметок 2000-2400 м представлен переслаиванием преобладающих лав пироксенплагиопорфировых андезибазальтов с более
редкими потоками пироксен-роговообманковых
андезитов и маломощными прослоями шлаков
и лавобрекчий. К югу протяженные потоки
Западного эруптивного центра перекрываются
лавами г. Байдарной (рис. 6б, 7а). Центр излияний г. Байдарной фиксируется некком, строение которого детально описано (Малеев, 1975).
Лавовые потоки, берущие начало в районе г.
Байдарной (рис. 7б), бронируют юго-западный
склон вулкана, имеют протяженность до 5-6 км,
иногда разделяются на рукава и опускаются
до высоты 600-700 м. Состав лав аналогичен
пироксен-плагиопорфировым анадезибазальтам
Западного эруптивного центра.
В обрыве Байдарного отрога вскрыты дайки,
которые служили подводящими каналами к
отдельным центрам излияний. Дайки секут
образования пирок ластической толщи НФД
и нижнюю часть лавового комплекса Старого
Шивел у ча и имеют северо-восточное простирание (рис. 6а, 7а). Насчитывается 8 крупных
да ек , неко т орые из н и х и мею т а по физы.
Мощность даек изменяется от 2 м до 20 м, а протяженность по простиранию наиболее крупной
дайки достигает 3 км.
В 2.5 км к юго-западу от г. Байдарной, в месте
пересечения двух даек расположен небольшой
эруптивный центр Южный (рис. 7в). Этот эруптивный центр представл яет собой к у половидную возвышенность, в вершинной части
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВУЛКАН СТАРЫЙ ШИВЕЛУЧ
Рис. 7. Эруптивные центры юго-западного сектора
Старого Шивелуча. Эруптивный центр Байдарный
(а): точечный пунктир показывает границу, разделяющую лавы Байдарного и Западного эруптивных
центров; штриховой пунктир фиксирует подошву
лав Западного эруптивного центра и пирокластических отложений НФД; стрелками выделены дайки.
Вершинные потоки г. Байдарной (б) и эруптивный
центр Южный (в).
которой берут начало короткие лавовые потоки.
Мощность отдельных потоков 2-3 м, общая
видимая мощность излившихся лав ‒ не более
20 м. Лавы Южного эруптивного центра перекрывают потоки лав, связанных с центром излияний г. Байдарной и предположительно являются
наиболее молодыми образованиями западного
сектора Старого Шивелуча.
КРАТКАЯ ПЕТРОХИМИЧЕСКАЯ
ХАРАКТЕРИСТИКА ПОРОД
СТАРОГО ШИВЕЛУЧА
Определение содержаний главных элементов
и элементов-примесей в образцах пород Старого
Шивелуча было выполнено рентгенофлюоресцентным методом (спектрометр Phillips X ’Unique
PW1480) в Институте морских исследований
им. Ляйбница (ИФМ-ГЕОМАР, г. Киль, ФРГ).
В данной работе приведено короткое описание
петрохимии пород.
С о д е р ж а н и е SiO 2 в п о р о д а х С т а р о г о
Шивелуча варьирует от 53.5 до 63.8 мас.%. По
содержанию К 2О андезиты и андезибазальты
Старого Шивелуча относятся к умереннокалиевой серии и формируют единый тренд с
породами голоценового периода деятельности
вулкана (рис. 8а). Позднеплейстоценовые породы
имеют низкое отношение FeO*/MgO и принад-
лежат к известково-щелочной серии (рис. 8б).
При данном содержании SiO2 большая часть
пород Старого Шивелуча характеризуется более
низкой магнезиальностью в сравнении с лавами
и пирокластикой Молодого Шивелуча (рис. 8в).
По х ими ческом у и пет рог рафи ческом у
составу в постройке Старого Шивелуча выдел яется т ри основные г ру ппы пород. Резко
преобладающая по объему группа представлена пироксен-роговообманковыми и роговообманковыми магнезиальными андезитами.
Эти породы слагают пирокластическую толщу
НФД, лавову ю серию Главной вершины, а
также экструзии г. Семкорок и характеризуются
следующими вариациями химического состава
SiO2 = 57.3-63.8, TiO2=0.47-0.83, Al2O3 = 16.5-17.6,
MgО = 2.8-4.8, К 2О = 1.2-1.7 (мас.%), Cr = 45-90,
Ni = 5-32 (г/т), Mg#=52.5-57.0 мол.%. Вторая по
распространенности группа пород представлена
пироксен-плагиопорфировыми андезибазальтами, которые связаны с центрами излияний
Западный, Байдарный и Южный. Пироксенплагиопорфировые лавы западного сектора
вулкана обнаруживают монотонность состава:
SiO2 = 53.5-55.67, TiO2 = 0.84-0.99, Al2O3 = 16.58-17.51,
MgО = 4.44-5.89, К 2О = 0.87-1.18 (мас.%), Cr = 35-99,
Ni = 2-26 (г/т), Mg# = 52.1-56.1 мoл%. По
вели чине коэффициента глиноземистости
al ' A l 2 O 3/(FeO*+MgО) = 1.2-1.47 ан дезибаза льтовые лавы западного сектора Старого
Шивелуча относятся к высокоглиноземистым
породам. Ограниченный объем и локальное
р а сп р о с т р а нен ие и мею т выс оком а г не зиальные андезибазальты (Mg# = 58.8-63.7 мол.%,
al' = 0.98-1.2), изверженные в конце НФД. При
одинаковом содержании SiO2 андезибазальты
НФД отличаются от пород лавового комплекса
большими концентрациями MgО = 6.12-7.52 мас.%,
Cr = 175-315, Ni = 35-76 г/т и К 2О = 1.18-1.27 мас.%
и несколько пони женными содержани ями
TiO 2 = 0.76-0.86 и A l 2 O 3 = 15.1-16.49 мас.%.
Высокомагнезиальные андезибазальтовые лавы
НФД по величине Mg#, повышенным содержаниям Cr и Ni , относительно пониженным
концентрациям Al 2O3 и более высоким содержани ям ка ли я близк и к породам лавового
комплекса Молодого Шивелуча (Волынец и др.,
1997; Горбач, Портнягин, 2011; Ponomareva et al.,
2007; Portnyagin et al., 2007).
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
Характер деятельности вулкана в начальную
фазу. Пирокластические отложения НФД по
ряду признаков сходны с пирокластическими
отложениями Молодого Шивелуча. В фациальном отношении разрез голоценовых проксимальных пирокластических отложений пред-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
83
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГОРБАЧ
Р ис. 8. С о с т а в пор од С т ар ог о Ш и в ел у ча на к лассифи к а ц ион н ы х д иа г ра м ма х SiO 2 – K 2 O (а),
SiO2 ‒ FeO*/MgO (б) и в координатах SiO2 ‒ Mg# (в). Данные по составу лав и пирокластических продуктов
Молодого Шивелуча согласно (Волынец и др., 1997; Горбач, Портнягин, 2011; Ponomareva et al., 2007).
ставлен отложениями пеплопадов, пемзовых и
пеплово-глыбовых пирокластических потоков,
пирокластических волн и обломочных лавин, а
также лахаров (Ponomareva et al., 2007). Состав,
крупность, характер обломков и наличие грубой
стратификации в агломератовых туфах НФД
близки к аналогичным характеристикам отложений современных пеплово-глыбовых пирокластических потоков, агломератовых мантий
экструзивных куполов и грубой тефры (рис. 9).
Важными чертами сходства современных и
ранних пирок ластических отложений являются значительные площади распространения
и субгоризонтальное залегание. Примечательно,
что площади распространения агломератовых
туфов НФД и пирок ластических отложений
Молодого Шивелуча практически равны (рис. 2).
Формирование современных пирокластических отложений связано с мощной эксплозивной
активностью Молодого Шивелуча, а также с
ростом, разрушением и переотложением материала экструзивных куполов этого эруптивного
центра. Сходство агломератовых туфов НФД
раннего этапа формирования вулкана и голоценовых проксимальных пирокластических отложений позволяет сделать вывод о том, что извержения Старого Шивелуча в начальную фазу
деятельности были сходны с современной активностью и имели экструзивно-эксплозивный
84
характер. Можно предполагать, что в ходе инициальной деятельности Старого Шивелуча происходили многократные внедрения экструзивных
тел, которые сопровождались мощной эксплозивной деятельностью. Па дение элементов
слоистости в стратифицированных фрагментах
разрезов пирок ластик и НФД вы держано и
направлено от Центрального выводящего канала
Старого Шивелуча. Максимальные мощности
отложений наблюдаются в районе Главной
вершины в 2.5-3 км к северо-востоку от современного активного кратера. Наиболее вероятно,
формирование пирокластической толщи НФД
было связано с единым эруптивным центром,
сходным с Молодым Шивелучем, но превосходящим его по площади.
Видимая мощность пирокластической толщи
НФД в центральном секторе Старого Шивелуча
значительно превышает мощность голоценовых
проксимальных пирокластических отложений.
Однако, резкое увеличение мощности ранних
пирокластических отложений в центральном
секторе вулкана так же находит ана логию в
современных извержениях. Скорость накопления грубообломочного материала в кратерной
зоне чрезвычайно высока. Примером этому
служит текущее извержение (декабрь 2006 г. ‒
настоящее время). В ходе извержения грубообломочным материалом раскаленных лавин был
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВУЛКАН СТАРЫЙ ШИВЕЛУЧ
Рис. 9. Сравнение современных пирокластических отложений и агломератовых туфов НФД: а ‒ грубостратифицированные пирокластические отложения НФД и отложения пирокластического потока извержения
22 сентября 2005 г., заполнившие русло реки Байдарной; б ‒ отложения пирокластических потоков извержения 27 февраля 2005 г.; в ‒ грубостратифицированные отложения агломератовой мантии современного
экструзивного купола; г ‒ пирокластические отложения НФД в долине ручья Второй Ледниковый.
полностью заполнен весь юго-восточный сектор
кратера, борта которого до начала извержения
превышали 150 м. Согласно полевым наблюдениям2, заполнение произошло менее чем за год ‒
с декабря 2006 г. по сентябрь 2007 г. Отложения
агломератовой мантии экструзивного купола
о бн а ру ж и в а ю т г ру бу ю с т рат ифи к а ц и ю ‒
переслаивание слоев с обломками различной
крупности, которые отложены раскаленными
лавинами различных масштабов и прослоев
грубозернистых пеплов (рис. 9в). Таким образом,
отложения агломератовых мантий экструзивных
тел, и меющ ие г ру бост рат ифи ц ирован н ы й
облик, также могут принимать участие в строении пирокластической толщи НФД и значительно наращивать ее мощность в центральной
части вулкана.
В качестве причины резкого увеличения
мощности пирок ластической толщи НФД в
2
http://w w w.ivs.k scnet.r u/ivs/volcanoes/i n for m _
messages/2007/Sheveluch_072007/Sheveluch_072007.html
центра льном секторе Старого Шивелу ча не
исключается и возможность ее накопления на
фундаменте с расчлененным и разновысотным
рельефом, как было предположено (Ермаков,
1985).
Относительная последовательность излияния лав лавового комплекса Старого Шивелуча и
миграция эруптивных центров. Взаимоотношения
лав и направления падения потоков лавового
комплекса Старого Шивелуча указывают на их
излияния из различных эруптивных центров.
Подавляющий объем лав был связан с эруптивными центрами Центральный и Западный. По
переслаиванию лавовых потоков, связанных с
этими эруптивными центрами, можно предположить их субсинхронное формирование ‒ потоки
пироксен-плагиопорфировых андезибазальтовых лав, имеющие отношение к эруптивному
центру Западный, подстилаются и перекрываются андезитовыми лавами Центрального
канала (рис. 10). Эруптивные центры Байдарный
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
85
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГОРБАЧ
Рис. 10. Схематический разрез, показывающий взаимоотношения лав различных эруптивных центров в
западном секторе Старого Шивелуча: 1 – пирокластические отложения НФД; 2 – андезитовые лавы, связанные с Центральным эруптивным центром; 3 – андезибазальтовые лавы Западного эруптивного центра;
4 – андезибазальтовые лавы эруптивных центров Байдарного (а) и Южного (б), соответственно; 5 – дайки.
и Юж ный, с которыми связаны иск лючительно андезибазальтовые лавы, формировались позднее и имели эксцентричную позицию.
Вне зависимости от прина д леж ности к
отдельным эруптивным центрам пироксенплагиопорфировые лавы западного сектора
Старого Шивелуча обнаруживают выдержанный
состав, отвечающий высокоглиноземистым андезибазальтам. Монотонность состава и взаимоотношения лав в секторе вулкана, ограниченном
долинами ручья Мутного и реки Байдарной
позволяют сделать вывод, что центры излияний
высокоглиноземистых андезибазальтов последовательно мигрировали в юго-западном направлении (рис. 6а, 10). Миграция центров излияний,
вероятно, происходила по ослабленной зоне
северо-восточного простирания. Позднее, в
голоцене, вдоль этой ослабленной зоны были
внедрены экструзии группы Каран, образующие
цепочку вдоль Байдарного отрога. Вероятно, к
этой же ослабленной зоне может принадлежать
и центр извержения голоценовых умереннокалиевых базальтов, отложения которого были
описаны в работе (Чурикова и др., 2010).
Об ъ ем н ые соо т ношен и я а н де зи т овы х и
андезибазальтовых пород в постройке Старого
Шивелуча. В восточном и центральном секторе Старого Шивелу ча в составе лавового
комплекса резко преобладают андезитовые лавы.
В западном секторе в сохранившихся фрагментах разрезов доминируют потоки андезибазальтов. Наблюдаемые объемные соотношения
андезитов и андезибазальтов в пределах лавового
комплекса Старого Шивелуча по грубой оценке
близки 1:0.75. С учетом подавляющего преобладания андезитов в начальную фазу деятельности
общее соотношение андезитовых и андезибазальтовых изверженных продуктов на позднеплейстоценовом этапе развития вулкана приблизительно составит 4:1.
Позиция даек в структуре вулканического
массива. Известно, что внедрение радиальных
86
даек в пределах вулканических построек обусловлено избыточным давлением в магматических
камерах (Nakamura, 1977). Группирование даек в
определенных направлениях менее зависимо от
локального гидростатического давления магмы
и обусловлено влиянием региональных тектонических факторов, а их внедрение происходит
перпендикулярно или параллельно осям максимальных тектонических напряжений (Acocella,
Neri, 2009; Nakamura, 1977).
На рис. 2 и 6а показано распространение даек
в пределах вулканического массива. В распределении даек доминируют два направления:
северо-восточное и северо-западное. Северовосточному простиранию следуют протяженные
дайки, обнаженные вдоль Байдарного отрога
южнее г. Байдарной. Севернее г. Байдарной
дайки несколько меняют направление и приобретают хорошо выраженный радиальный характер.
Дайки северо-западного простирания трассируют седловину между Молодым и Старым
Шивелучем и прослеживаются в СЗ секторе
массива. Вероятно, внедрение даек преобладающих СВ и СЗ простираний приурочено к двум
линейным ослабленным зонам, которые отклоняются от радиального направления и тем самым
отражают эффект влияния региональных тектонических напряжений. Ослабленные зоны СВ и
СЗ простирания образуют структурную «раму»
обрушенного сектора вулкана (рис. 6а).
Интересной особенностью строения вулкана
является ярко выраженная связь преобладающих
направлений внедрения даек и их состава. Дайки,
имеющие преобладающее СВ простирание и
обнаженные в пределах Байдарного отрога,
сложены высокоглиноземистыми пироксенплагиопорфировыми андезибазальтами. Дайки
СЗ простирания представлены магнезиа льными оливинсодержащими породами. Отличия в
составе даек, имеющих различные направления,
могут рассматриваться в качестве дополнительного свидетельства важной роли структурно-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВУЛКАН СТАРЫЙ ШИВЕЛУЧ
Рис. 11. Грубообломочные отложения по левому борту
р. Кабеку, предположительно связанные с обрушением вершинной части Старого Шивелуча.
тектонического контроля их позиции. Можно
предположить, что ослабленные зоны двух преобладающих и различных направлений, с которыми
связаны дайки высокоглиноземистых и магнезиальных пород, имеют разную глубину заложения.
Проблема разрушения южного сектора Старого
Шивелуча. На основе анализа геологического
строени я вулкана А.А. Мен яй ловым (1955)
было сделано предположение о происхождении
«вулкано-тектонической депрессии или кальдеры» в южном секторе в результате опускания
центральной части массива вследствие исчерпания из очага значительных объемов магмы.
Опускание происходило не путем мгновенного
обрушения, а вероятно явилось результатом
медленного сползания (сброса) центральной
части вулкана (Меняйлов, 1955).
В более поздних работах основная роль в
формировании кальдеры отведена крупномасштабному обвалу сектора вулкана (Мелекесцев
и др., 1991; Belousov et al., 1999). Дугообразная
морфология крупной отрицательной формы
южного сектора, предполагаемое комбинированное происхождение в результате обвала и
последующих эксплозивных извержений, делают
определение «ка льдера» не вполне строгим.
В работе (Пономарева и др., 2008) Шивелуч
описан как стратовулкан с обвальным цирком и
не отнесен к списку кальдерных вулканов.
Отложения, предположительно связанные
с обру шен ием юж ного сек тора пост рой к и
Старого Шивелу ча, образу ют характерный
холмистый рельеф, прекрасно выраженный на
южном подножии вулкана вплоть до р. Камчатка.
Наиболее кру пные холмы расположены на
расстоянии 30-35 км от Главной вершины. Их
максимальная относительная высота достигает 120 м, средняя составляет 50-75 м. В бортах
среднего течения р. Кабеку, где обвальные отложения обнажены наиболее представительно, их
видимая мощность достигает 30-40 м. Отложения
представлены бесструктурной толщей грубообломочного материала (рис. 11). В обломках
наряду с разноразмерными глыбами пироксенрог овобма н ковы х а н дези т ов вс т реча ю т ся
крупные блоки пироксен-плагиопорфировых
андезибазальтов, характерных для западного
сектора Старого Шивелуча. Пирокластические
отложени я, за легающие на лавовой толще
Старого Шивелуча или непосредственно на
обвальных отложениях, которые могли быть
связаны с эксплозивным извержением, последовавшим за обвалом, не обнаружены.
Прямые определения возраста обвальных
отложений отсутствуют. По данным (Мелекесцев
и др., 1991) обрушение южного сектора произошло до начала второй стадии верхнеплейстоценового оледенения (ранее, чем 24-23 тыс. лет).
На основании относительной морфологической
свежести лавовых потоков Главной вершины
(Belousov et al., 1999) предполагает более поздний
возраст этого события ~ 10 тыс. л.н. Однако,
ледниковое происхождение седловины, разделяющей северные склоны Молодого Шивелуча
и массив Главной вершины Старого Шивелуча,
не вызывает сомнения в доголоценовом возрасте
обрушения сектора вулкана.
В качестве причин крупномасштабных обрушений вулканических построек рассматриваются магматические инъекции, вызывающие
деформации постройки вулкана и локальные
землетрясения; сильные региональные землетрясения; локальные землетрясения, сопровождающие извержения близлежащих вулканов и др.
(Melekestsev, 2006). Новые геологические наблюдения дают основание предполагать, что одной
из причин обрушения южного сектора вулкана
могло быть внедрение вершинного субвулканического тела. Внедрение сопровождалось сильными деформациями вулканической постройки,
которые прослеж иваются по вертика ли во
вскрытом обрыве Главной вершины более чем
на 1000 м (рис. 5).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
87
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГОРБАЧ
Как показано ранее, дайки СВ и СЗ простирания формируют структурную «раму» разрушенного сектора. Реконструированные эруптивные цент ры так же расположены по его
периметру. Эти особенности строения вулканического массива отчетливо указывают на роль
структурно-тектонических факторов в ослаблении его южного сектора. Представляется
следующая последовательность разрушения
сектора вулкана:
‒ ослабление и/и ли оп ускание юж ного
сектора, приспособленное к системе северовосточной и северо-западной ослабленных зон,
вызванное как обильными излияниями лав и
внедрением даек, так и региональными тектоническими факторами;
‒ крупномасштабное обрушение ослабленного сектора постройки, предположительно
спровоцированное внедрением субвулканического тела в районе Главной вершины;
‒ расширение и модификация обвального
цирка последующими обвалами (Ponomareva
et al., 2006) и эксплозивными извержениями
Молодого Шивелуча.
ВЫВОДЫ
1. Деятельность вулкана Старый Шивелуч
в позднем плейстоцене имела два четко выраженных этапа ‒ интенсивная экструзивноэксп лозивна я ак тивность нача льной фазы
смени лась оби льными изли яни ями лав из
нескольких эруптивных центров.
2. Грубообломочные пирокластические отложения начальной фазы деятельности вулкана
формируют не менее 60% от объема постройки
Старого Шивелуча. Сходство литологии, условий
залегания и распространения ранних пирокластических отложений Старого Шивелуча с
пирокластическими отложениями Молодого
Шивелуча позволяют предположить сходный
экструзивно-эксплозивный характер активности вулкана в начальную фазу деятельности
и на современном этапе.
3. В пределах лавового комплекса Старого
Шивелуча реконструируется несколько эруптивных центров. Подавляющий объем лав был
связан с эруптивными центрами Центральный и
Западный, которые расположены в центральной
части массива и формировались субсинхронно.
Центры излияния лав Байдарный и Южный
расположены эксцентрично и изливали исключительно андезибазальтовые лавы.
4. В постройке Старого Шивелуча выделены
три основные группы пород ‒ магнезиальные
андезиты (НФД и лавовый комплекс), высокомагнезиальные андезибазальты (НФД), высокоглиноземистые андезибаза льты (лавовый
88
комплекс). Объемные соотношения андезитовых
и андезибазальтовых пород в постройке Старого
Шивелуча приблизительно оцениваются как 4:1.
5. Взаи моот ношен и я лав, связан н ы х с
различными центрами излияний в западном
секторе Старого Шивелуча, указывают на последовательную миграцию эруптивных центров в
юго-западном направлении. В расположении
эруптивных центров и распределении даек в
структуре вулканического массива отчетливо
прослеживается структурно-тектонический
контроль.
6. Разрушение южного сектора вулкана было
предопределено структурными и региональными тектоническими факторами. Одной из
причин обрушения южного сектора могло быть
внедрение вершинного субвулканического тела.
А втор выражает огромну ю признательно с т ь Р.Н. С а г и т овой (ИК и Р ДВО РА Н),
И.И. Тембрелу, А.В. Сокоренко (ИВиС ДВО РАН),
М.Е. Зеленском у (ИЭМ РА Н) за помощь в
осуществлении полевых работ, В.В. Пономаревой,
М.В. Пор т н я г и н у и И.В. Мелеке сцеву з а
поддержку, обсуждение полученных результатов
и полезные критические замечания.
Полевые исследования были проведены при
поддержке грантов ДВО РАН 07-III-Д-08-094,
07-III-Д-08-095 и 09-III-А-08-422. Аналитические
исследования выполнялись в рамках российскогерманского проекта К А ЛЬМАР (подпроект
«Пространственная и временная эволюция
вулканизма и магматизма в области АлеутскоКамчатского сочленения») финансируемого
министерством Науки и Образования ФРГ.
Список литературы
Белоусов А.Б., Белоусова М.Г. Извержение вулкана
Шивелуч в 1964 г. (Камчатка) – плинианское извержение, предварявшееся крупномасштабным обрушением постройки //
Вулканология и сейсмология. 1995. № 4-5.
С. 116-126.
Волынец О.Н., Мелекесцев И.В., Пономарева В.В.,
Ягодзински Дж. М. Харчинский и Заречный
вулканы – уникальные центры позднеплейстоценовых магнезиальных базальтов на
Камчатке: вещественный состав вулканических пород // Вулканология и сейсмология.
1999. № 1. С. 31-45.
Волынец О.Н., Пономарева В.В, Бабанский А.Д.
Магнезиа льные база льты ан дезитового
вулкана Шивелуч, Камчатка // Петрология.
1997. Т. 5. № 2. С. 206-221.
Гирина О.А., Демянчук Ю.В., Мельников Д.В. и др.
Новая пароксизмальная фаза извержения
вулкана Молодой Шивел у ч, Кам чатка,
27 февраля 2005 г. (предварительное сооб-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВУЛКАН СТАРЫЙ ШИВЕЛУЧ
щение) // Вулканология и сейсмология. 2006.
№ 1. С. 16-23.
Горбач Н.В., Портн ягин М.В. Геологическое
строение и петрология лавового комплекса
вулкана Молодой Шивелуч // Петрология.
2011. Т. 19. № 2. С. 140-172.
Горшков Г.С., Дубик Ю.М. Направленный взрыв
на вулкане Шивелуч // Вулканы и извержения. М.: Наука, 1969. С. 3-38.
Двигало В.Н. Рост купола в кратере вулкана
Шивелуч в 1980-1981 гг. по фотограмметрическим данным // Вулканология и сейсмология. 1984. № 2. С. 104-109.
Ермаков В.А. Геологическое строение и история
развития вулкана Шивелуч // Вулканизм и
связанные с ним процессы. Тезисы докладов
VI Всесоюзного вулканологического совещания. Петропавловск-Камчатский, 1985.
С. 42-44.
Жаринов Н.А. Демянчук Ю.В. Рост экструзивного купола вулкана Шивелуч (Камчатка)
в 1980-2007 гг. по геодезическим данным и
видеосъемке // Вулканология и сейсмология.
2008. № 4. С. 3-14.
Малеев Е.Ф. Критерии диагностики фаций и
генетических типов вулканитов. М.: Наука,
1975. 255 с.
Мелекесцев И.В., Волынец О.Н., Ермаков В.А. и др.
Вулкан Шивелуч // Действующие вулканы
Камчатки. Т. 1. М.: Наука, 1991. С. 84-103.
Мелекесцев И.В., Двигало В.Н., Кирсанова Т.П. и др.
300 лет жизни камчатских вулканов: Молодой
Шивелуч (анализ динамики и последствий
эруптивной активности в XVII – XX вв.)
Часть II. 1965-2000 гг. // Вулканология и сейсмология. 2004. № 1. С. 3-20.
Меняйлов А.А. Вулкан Шевелуч – его геологическое строение, состав и извержения // Тр. Лаб.
вулканологии АН СССР. 1955. Вып. 9. 264 с.
Пийп Б.И. Новое эруптивное состояние вулкана
Шивелуч с конца 1944 г. по май 1945 г. и некоторые замечания о геологической структуре
этого вулкана и его прошлых извержениях //
Бюлл. вулканол. станции на Камчатке. 1948.
№ 14. С. 38-51.
Пономарева В.В., Чурикова Т.Г., Мелекесцев И.В. и др.
Позднеплейстоцен -голоценовый вулканизм
Камчатки // Изменение окружающей среды
и климата: природные и связанные с ними
техногенные катастрофы. Том II. Новейший
вулканизм северной Евразии: закономерности развития, вулканическая опасность,
связь с глубинными процессами и изменениями природной среды и климата / Отв. ред.:
В.И. Коваленко, В.В. Ярмолюк, О.А. Богатиков.
М: Изд-во ИГЕМ ‒ ИФЗ. 2008. С. 19-40
Федотов С.А., Двигало В.Н., Жаринов Н.А. и др.
Извержение вулкана Шивелуч в мае-июле
2001 г. // Вулканология и сейсмология. 2001.
№ 6. С. 1-13.
Хубуная С.А., Жаринов Н.А., Муравьев Я.Д. и др.
Извержение вулкана Шивелуч в 1993 г. //
Вулканология и сейсмология. 1995. № 1.
С. 3-20.
Чурикова Т.Г., Гордейчик Б.Н., Белоусов А.Б.,
Бабанский А.Д. Находка центра извержения
базальтов на вулкане Шивелуч // Материалы
Всероссийской конференции, посвященной
75-летию Камчатской вулканологической
станции. Петропавловск-Камчатский, 2010. 4 с.
(http://www.ivs.kscnet.ru/ivs/slsecret/75-KVS/
Material_conferenc/art25.pdf).
Acocella V., Neri M. Dike propagation in volcanic
edifices: Overview and possible developments //
Tectonophysics. 2009. V. 471. P. 67-77.
Belousov A ., Belousova M., Voight B. Multiple
edifice failures, debris avalanches and associated
eruptions in the Holocene history of Shiveluch
volcano, Kamchatka, Russia // Bulletin of
Volcanology. 1999. V. 61. Р. 324-342.
Dirksen O., Humphreys M.C.S., Pletchov P. et al. The
2001–2004 dome-forming eruption of Shiveluch
Volcano, Kamchatka: observation, petrological
investigation and numer ical model ling //
J. Volcanol. Geotherm. Res. 2006. V. 155.
Р. 201-226.
Melekestsev I.V. Large modern collapses of the active
volcanoes of Kamchatka: causes and mechanism
of For mation // Landslides from Massive
Rock Slope Failure. S.G. Evans et al. (Eds.).
Springer. NATO Science Series. 2006. V. 49. Pt. 6.
P. 431-444.
Nakamura K. Volcanoes as possible indicators
of tectonic stress orientation: principle and
proposal // J. Volcanol. Geotherm. Res. 1977.
V. 2. Р. 1-6.
Ponomareva V.V., Melekestsev I.V., Dirksen O.V. Sector
collapses and large landslides on Late PleistoceneHolocene volcanoes in Kamchatka, Russia //
J. Volcanol. Geotherm. Res. 2006. V. 158.
Р. 117-138
Ponomareva V.V., Kyle P., Pevzner M.M. et al.
Holocene Eruptive History of Shiveluch Volcano,
Kamchatka Peninsula, Russia // Volcanism
and Subduction: The Kamchatka region /
Eichelberger J., Gordeev E., Izbekov P., Lees
J. (Eds). AGU Geophysical Monograph. 2007.
V. 172. P. 263-282.
Portnyagin M.V., Bindeman I.N., Hoernle K. et al.
Geochemistry of primitive lavas of the Central
Kamchatka Depression: magma genesis at
the edge of the Pasif ic Plate // Volcanism
and Subduction: The Kamchatka region /
Eichelberger J., Gordeev E., Izbekov P., Lees
J. (Eds). AGU Geophysical Monograph. 2007.
V. 172. P. 203-244.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
89
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГОРБАЧ
OLD SHIVELUCH VOLCANO: GEOLOGICAL STRUCTURE, ERUPTIVE CENTERS
RECONSTRUCTION AND THE FEATURES OF THE LATE PLEISTOCENE
VOLCANIC ACTIVITY
N.V. Gorbach
Institute of Volcanology and Seismology FEB R AS, Petropavlovsk-Kamchatsky, 683006
Results from detailed field work made it possible to describe the geologic structure of Late Pleistocene Old
Shiveluch Volcano. Old Shiveluch activity consisted of two phase: extrusive-explosive activity of the initial
phase was followed by numerous lava effusions from several eruptive centers. Location of the eruptive
centers was reconstructed along the rim of the destroyed southern part of the volcano. Three main types
of rocks were distinguished in the Old Shiveluch edifice: magnesian andesites (SiO2=57.3-63.8 wt.%,
Mg#=52.5-57.0 mol. %), high-Mg basaltic andesites (SiO2=53.9-55.0 wt.%, Mg#=58.8-63.7 mol.%) and
high-Al basaltic andesites (SiO2=53.5-55.7 wt.%, Mg#=52.1-56.1 mol.%). Relative sequence and the
approximate volume ratios of the different types of rocks were revealed. New geologic data allowed suggesting
what caused a sector collapse of Old Shiveluch edifice.
Keywords: Shiveluch, geological structure, magnesian andesites, volcanic sector collapse.
90
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
УДК 551.21
ЯДЕРНО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В ПРИРОДНОМ
ПАРКЕ «НАЛЫЧЕВО» (КАМЧАТКА)
П.П. Фирстов1, В.А. Рашидов2, А.В. Мельникова3, В.И. Андреев2, В.Н. Шульженкова3
Камчатский филиал Геофизической службы РАН, г. Петропавловск-Камчатский, 683006;
e-mail: firstov@kscnet.ru
2
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, г. Петропавловск-Камчатский, 683006
3
Камчатский Государственный университет им. Витуса Беринга, 683032
1
В 2009-2010 гг. в центральной части Природного парка «Налычево» были выполнены ядерногеофизические исследования. В пределах термальной площадки «Котел» выявлены локальные
аномалии γ-излучения со значением I ≥ 20-30 мкР/ч, вызванные повышенным содержанием
радия, который откладывался в травертиновом покрове в зонах разгрузки термальных вод.
Здесь зарегистрированы высокие значения объемной активности радона в почвенном воздухе,
обусловленные, с одной стороны, на личием эманирующих коллекторов с повышенным
содержанием радия в травертинах в местах бывших выходов термальных вод, и, с другой стороны, в
зонах дизъюнктивных нарушений, которые, как правило, трассируются отрицательными формами
рельефа. На техногенной термальной площадке «Грифон Иванова» формирование травертинового
покрова сопровождается отложением радийсодержащих минералов на расстоянии до первых
сотен метров от источника, где фиксируются значения I ≥ 8 мкР/ч вдоль дренажной траншеи.
К лючевые слова: ядерно-геофизические, γ-съемка, радон, термальная площадка, травертин,
Налычево.
ВВЕДЕНИЕ
В рамках программ молодежных научноисследовательских лагерей Камчатского ГУ
им. Витуса Беринга: «ЭкобиоСфера» в 2009 г. и
«Геофизик-10» в 2010 г. по теме: «Организация
подготовки кадров по специа льности «геофизика» и проведение научных исследований
в Природном парке «Налычево» (ППН)» сотрудниками Института вулканологии и сейсмологии
ДВО РАН, Камчатского филиала (КФ) Геофизической службы (ГС) РАН и студентами были
выполнены ядерно-геофизические и геомагнитные исследования в центральной части парка.
Ядерно-геофизические исследования вк лючали измерения объемной активности радона
(ОА Rn) в почвенном воздухе и γ-съемку, а геомагнитные исследования – измерение абсолютного
значения полного вектора магнитной индукции
и каппаметрию (Рашидов, Мельникова, 2010;
Фирстов и др., 2011).
Регистрация ОА Rn проводилась в стволе
пробуренной на территории ППН скважины
№ 3 и на профиле, пересекающем центральную
часть ППН в направлении СЗ-ЮВ. Площадная
γ-съемка была выполнена на двух травертиновых
термальных площадках: молодой – «Котел» и современной – «Грифон Иванова». Исследованные
травертиновые площадки представляют собой
легкодоступные идеальные природные лаборатории для проведения 4D съемок различными
методами, которые интенсивно применяются
в настоящее время в гидротермальных районах
(Glyn et. al., 2008; Sugihara, Ishido, 2008).
Известно, что в травертинах, образующихся
при охлаждении и дегазации разгружающихся на
поверхности карбонатных и сульфатных термальных растворов, происходит выпадение радийсодержащих минералов (Пузанков, 1975; Пузанков
и др., 1977; Чердынцев, 1973; Onishchenko et al.,
2010; Soligo, Tuccimei, 2008; Zunic et al., 2007). Действительно, в травертиновом чехле термальной
площадки «Котел» при проведении в 1964 г. радиометрической съемки были обнаружены участки
с повышенными значениями γ-излучения, что
объяснялось выщелачиванием Ra термальными
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
91
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ФИРСТОВ и др.
водами Налычевской гидротермальной системы
и его выносом в виде различных соединений
на дневную поверхность (Пузанков и др., 1977).
При проведении П.П. Фирстовым рекогносцировочных работ в 1999 г. по поиску тензочувствительных пунктов для организации мониторинга
с целью прогноза сильных землетрясений были
зарегистрированы высокие значения ОА Rn в
почвенном воздухе. Выявленные особенности
дали основание для проведения комплексных
ядерно-геофизических исследований в пределах
центральной части ППН, результатам которых
посвящена настоящая работа.
ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О РАЙОНЕ РАБОТ
Природный парк «Налычево» территориально располагается в долине одноименной реки и
занимает площадь 2871 км 2 (рис. 1а). Термальные площадки «Котел» и «Грифон Иванова»
находятся в пределах центральной части ППН
в долине р. Горячей на расстоянии первых сотен
метров от ее русла и являются частью Налычевской гидротермальной системы (рис. 1б).
Воды Налычевской гидротермальной системы относятся к углекислым хлоридно-натриевым
с повышенным содержанием мышьяка и бора,
которые при излиянии образуют травертины
из кальцита и арагонита с окислами железа и
мышьяковистыми минералами (Масуренков,
Комкова, 1978; Набоко, 1963; Пийп, 1937). Процесс образования травертинов в зоне разгрузки
Налычевских термальных вод продолжается
15-20 тыс. лет и рассматривался в ряде работ
(Ковалев и др., 1969; Комкова, 1969; Комкова и
др., 1971; Масуренков, Комкова, 1978).
Термальная площадка «Котел» получила
название по травертиновому куполу с чашей
на вершине (рис. 1в), которая была до середины
ХХ в. источником термальной воды. Термальная
площадка «Грифон Иванова» получила название
по одноименному грифону (рис. 1г). Первые
упоминания о термальной площадке «Котел»
приведены в работе П.Г. Новограбленова (1929).
Им было выделено 23 группы термальных выходов, вк лючающих более 50-ти грифонов с
температурой 30-75°С.
Позднее Б.И. Пийпом (1937, 1941) в 1931-1933 гг.
в пределах термальной площадки были выделены
23 грифона с температурой воды от 28 до 75°С с
суммарным суточным дебитом наиболее крупных грифонов в 800 тыс. л и отмечено высокое
содержание мышьяка, брома, сурьмы в водах и
осадках.
В 1951 г. Налычевские источники исследовались экспедицией Центрального института
курортологии под руководством известного
гидрогеолога В.В. Иванова, который классифи92
цировал эти термальные воды как воды углекислого типа (Иванов, 1958). Позднее В.В. Аверьев
уточнил тип этих вод, отнеся их к углекислым
мышьяковистым водам (Аверьев, 1960).
В 1959-1960 гг. Камчатское геологическое
управление с целью разведки бороносных вод выполнило детальные геологоразведочные работы в
районе Налычевской гидротермальной системы,
сопровождавшиеся проходкой четырех скважин
(рис. 1б ) по створу от термальной площадки
«Котел» на северо-западе до р. Горячей. Две из
них находились в непосредственной близости от
термальной площадки «Котел». В результате бурения режим термальных источников нарушился, и из скважин начался самоизлив. Попытки
его прекратить не принесли результатов, так как
не были установлены запорные задвижки. Дебит
источников на термальной площадке «Котел»
стал резко сокращаться и вскоре они исчезли
(Масуренков, Комкова, 1978; Набоко, 1963). Обе
скважины работали в режиме фонтанирования.
Первая проработала в течение нескольких лет, а
затем излив воды прекратился. На месте самой
глубокой скважины № 2 (глубина 217 м), вскрывшей водоприток на глубине 40-160 м, образовался
грифон с диаметром зеркала ~ 5 м, который
был назван в честь известного гидрогеолога
В.В. Иванова (Семенов, 1983).
Скважина № 3 на глубине первых метров
вскрыла грунтовый поток от купола с температурой 40°С, а на глубине 134 м – безнапорные воды
с температурой 58°С. В настоящее время ствол
скважины до глубины 6 м засыпан травертином.
Совместные российско-японские работы,
направленные на изучение химического состава
современных осадков и отложений «Грифона
Иванова», проводились в начале ХХI в. (Шишканова, 2006; Nishikawa et al., 2006; Saji et al., 2004).
АППАРАТУРА,
МЕТОДИКА ИЗМЕРЕНИЙ И
ОБРАБОТКИ ДАННЫХ
Мониторинг ОА Rn проводился в стволе скважины № 3 в 2009-2010 гг. радиометром «РЕВАР»,
в котором в качестве датчиков использовались
газоразрядные счетчики СБМ19, позволяющие
регистрировать β-излучение продуктов распада радона (Фирстов, 1999; Фирстов, Рудаков,
2003). Кроме того, осуществлялась регистрации
ОА Rn с использованием радиометра РГА-04,
позволяющего измерять ОА Rn в диапазоне от
0.002 до 65 кБк/м 3. При на личии погодных
условий в 2009 г. проводились визуальные наблюдения за ак-тивностью вулкана Корякского,
расположенного в 21 км от центральной части
ППН, который находился в это время в стадии
извержения.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЯДЕРНО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ
Рис. 1. Местоположение Природного парка Налычево (а); схема исследованных термальных площадок (б),
построенная с использованием материалов работы (Масуренков, Комкова, 1978); общий вид термальной
площадки «Котел» (в); общий вид термальной площадки «Грифон Иванова» (г).
Дл я эманационной съемк и ОА R n применялся радиометр α-активных газов РГА-01,
позволяющий регистрировать ОА Rn в первую
минуту после закачивания подпочвенного воздуха в сцинтилляционную камеру объемом 500 см3,
покрытую сцинтиллятором ZnS. Диапазон измерения прибора составляет (0.315-6.3) × 105 кБк/м3.
Измерялась ОА Rn почвенного воздуха, который
отбирался из шпуров на глубине 0.4-0.5 м.
Эманационная съемка в 2010 г. была выполнена в шпурах в 73 точках (рис. 2, врезка). Перед
выходом на съемку проводились контрольные
измерения в опорной точке, значения которых
за период наблюдений дали разброс от 2.9 до
4 кБк/м3 в зависимости от атмосферного давления, что дало возможность в значения измерений
ОА Rn ввести барокомпенсацию и привести все
измерения к давлению 760 мм рт. ст.
Значен и я γ-пол я измеря л ись сц и н т и л-
ляционным геологоразведочным прибором
СРП-68-01, предназначенным для радиометрической съемки. Прибор СРП-68-01 позволяет
измерять экспозиционную дозу γ-излучения в
диапазоне 0-3000 мкР/ч (Новиков, 1989). Фоновые значения γ-поля, измеренные на дневной поверхности, зависят от содержания радионуклидов в горных породах, что позволяет оценивать
площадную неоднородность распространения
радионуклидов в поверхностном слое мощностью в несколько метров.
В июле 2010 г. на терма льной площадке
«Котел» γ-съемка проводилась в узлах предварительно разбитой регулярной сети 20 × 10 м. Было
выполнено 320 измерений (рис. 2). Среднеквадратическая ошибка измерений составила здесь
2.95 мкР/ч.
На термальной площадке «Грифон Иванова»
значения γ-поля были измерены в 181 пикете
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
93
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ФИРСТОВ и др.
Рис. 2. Расположение точек γ-съемки на термальных площадках «Котел» и «Грифон Иванова». На врезке показано расположение пикетов эманационной съемки центральной части Природного парка Налычево в 2010 г.
(рис. 2). Съемка производилась без предварительной разбивки точек наблюдения, но с непосредственной их привязкой в момент измерения.
Среднеквадратическая ошибка измерений составила здесь 0.87 мкР/ч.
Определение координат и высот пикетов
производились с помощью портативной навигационной системы Garmin GPSmap 60C.
МОРФОЛОГИЯ ТЕРМАЛЬНЫХ ПЛОЩАДОК
Термальная площадка «Котел» имеет овальную форму и размер ~ 180 × 200 м. Она сложена
травертиновыми отложениями с прослоями
вулканического пепла, мощность которых достигает 0.4 м. Вокруг купола «Котел» наблюдается
определенная концентрическая зональность
осадков различного типа. По периферии площадка частично засыпана серым вулканическим песком и перекрыта почвенным слоем мощностью
не менее метра. В центральной части термальной
площадки распространены бурые травертины,
по периферии – карбонатно-кальциевые белые
осадки.
Термальную площадку венчает травертиновый купол «Котел», возвышающийся над поверхностью на 5-7 м (рис. 1в). Размеры купола в
поперечнике составляют 18 × 15 м. На вершине
его расположена безводная чаша диаметром ~ 5 м
и глубиной 1.5 м.
В 1931 г. чаша до краев была заполнена бурлящей водой с температурой 72°С (Пийп, 1937,
1941). Уровень воды к 1951 г. понизился на 0.8 м,
94
а к 1961 г. – на 2.5 м, температура при этом понизилась до 64°С (Комкова, 1969; Масуренков, 1963;
Масуренков, Комкова, 1978). К 1985 г. термальная площадка «Котел» практически полностью
пересохла из-за нарушения гидроло-гического
режима пробуренными скважинами. В настоящее время на термальной площадке наблюдаются
слабо парящие воронки диаметром 0.5-1.5 м.
Подавляющее большинство грифонов является
бессточными.
По морфологической типизации травертиновых залежей купол «Котел» относится к типу
насыпных конусов (Chafentz, Folk, 1984; Pentecost,
1995).
Абсолютная высота рельефа в пределах термальной площадки «Котел» изменяется от 413 до
420 м (рис. 3a). Характерными формами рельефа
являются «чаши» (бессточные грифоны) и небольшие купола. При проведении исследований
нами были выделены 56 «чаш» с поперечными
размерами от 0.6 × 0.6 до 15 × 5 м и глубиной до 0.5 м,
а также 11 куполов размером от 2×3 до 11×14 м и
высотой до 0.5 м.
Термальная площадка «Грифон Иванова»
имеет плоскую поверхность, размером ~ 90×100 м
и перепадом высот от 409 до 414 м (рис. 3б). Отмечено несколько чаш размером 0.8×0.8 м и глубиной до 0.5 м. Сам грифон имеет зеркало воды
округлой формы диаметром ~ 5 м. Его глубина в
центральной части превышает 8 м. Температура
воды 75.6°С, дебит ~ 18 л/с. Вытекающая из грифона термальная вода отводится по дренажной
траншее (ручей Термальный) к реке Горячей
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЯДЕРНО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ
Рис. 3. Рельеф термальных площадок «Котел» (а) и «Грифон Иванова» (б), м.
(рис. 1б), в которую также разгружается группа
естественных выходов термальных вод, располагающихся по ее берегам. В настоящее время именно
в районе термальной площадки «Грифон Иванова»
происходит современное осадкообразование.
МОНИТОРИНГ ОА Rn
В СТВОЛЕ СКВАЖИНЫ № 3
С 1997 г. с целью поиска предвестников
сильных землетрясений в районе ПетропавловскК ам чат ског о г еод и нам и ческог о пол и г она
начала функционировать сеть пунктов мониторинга ОА Rn в почвенном газе (Фирстов, 1999;
Фирстов, Рудаков, 2003). Высокие значения
ОА Rn в районе центральной части ППН и его
геолого-тектоническое положение позволяли
надеяться на повышенную тензочувствительность этого пункта, названного ППН, к изменени ям напря женно-деформированного
состояния геосреды района Южной Камчатки.
Активизация вулкана Корякский (Селиверстов,
2009) стимулировала организацию непрерывных
наблюдений ОА Rn в стволе скважины № 3 в
августе 2009 г. года.
С марта 2008 г. в районе вулкана Корякский
на глубинах 0-5 км начали регулярно регистрироваться слабые землетрясения с энергетическим
классом (K = lgE, где Е – энергия в очаге землетрясения в Дж) не более 8.3 и глубиной очагов
5-10 км. Эпицентральная область этих землетрясений на первом этапе хорошо совпадала с
региональным разломом субмеридианального
направления, который пересекает центральную
часть ППН (Сенюков, Нуждина, 2010).
В декабре 2008 г. началась активизация вулкана Корякский, которая выразилась в мощной
паро-пепловой деятельности через вновь образованные и действующие выходы фумарол на
северо-западном склоне на высотах 2800-2900 м.
Динамика извержения вулкана Корякского хорошо просматривалась из района центральной
части ППН (рис. 4 а-в).
С 12 по 22 августа 2009 г. в стволе скважины № 3 осуществлялась регистрация ОА Rn.
С 12-го августа до середины суток 16-го августа
регистрировались фоновые значения ОА Rn
0.6 кБк/м3 (рис. 4д). Этому периоду соответствовала умеренная активизация вулкана, которая
выражалась в истечении паро-газовой смеси из
фумарол (рис. 4а). Резкое увеличение ОА Rn до
2.5 кБк/м3 в конце дня 16 августа совпала с увеличением высоты пепло-паровой струи с содержанием небольшого количества пепла (рис. 4б).
С 18 августа ОА Rn начала уменьшаться и
к 20 августа вышла на уровень один кБк/м 3.
В конце дня 20 августа зарегистрирован резкий
всплеск значений ОА Rn до 1.5 кБк/м3, который
также был зафиксирован радиометром РГА-04,
расположенном в подвале глубиной ~ 2 м одного
из строений на территории центральной части
ППН (врезка, рис. 4д). В этом случае возрастание
ОА Rn в три раза (с 0.15 кБк/м3 до 0.45 кБк/м3)
объясняется тем, что в закрытом помещении
при отсутствии воздухообмена и увеличении
поступления Rn из грунта происходит сдвиг
равновесия между материнским изотопом и продуктами его распада.
Известно, что атмосферное давление сильно
влияет на сток радона в атмосферу. В рассматриваемый период резких изменений атмосферного
давления не было (рис. 4д) и вариации ОА Rn
были обусловлены, вероятнее всего, изменением
интенсивности диффузионно-конвективной миграции Rn под действием вариаций напряженнодеформированного состояния геосреды.
Следует отметить, что с 16 августа на спутниковых снимках NOOA фиксировался постоянный газовый шлейф с присутствием пепла,
распространявшийся под действием ветра на
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
95
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ФИРСТОВ и др.
Рис. 4. Состояние вулкана Корякского в 2009 г.: а – 7h, 16.07; б – 19h, 16.07; в – 22h 30; 17.08; г – 9h, 21.08 (фото
П.П. Фирстова); д – динамика ОА Rn в стволе скважине № 3 и атмосферное давление за период 12-22 августа. На врезке показана вариация ОА Rn в подвале жилого помещения, зарегистрированная радиометром
РГА-04. Стрелками отмечены моменты, для которых показано состояние вулкана Корякского на рисунках
а-г. Время UT.
96
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЯДЕРНО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ
расстояние более 100 км от вулкана (Сенюков,
Нуждина, 2010). Таким образом, активизация
вулкана Корякский и синхронные изменения в
динамике ОА Rn в районе ППН указывают на
связь этих процессов, обусловленную вариациями регионального поля напряжений.
Происходящие в Курило-Камчатском регионе землетрясения являются отражением меняющейся во времени перестройки полей сейсмотектонических напряжений, связанных с процессом
взаимодействия Тихоокеанской и Евразийской
тектонических плит. С 30 июля по 3 августа 2010 г.
в Авачинском заливе на расстоянии около 180 км
произошла форшок-афтершоковая последовательность землетрясений с максимальным
энергетическим классом К max = 14.1 на глубинах
20-60 км. Через две недели южнее мыса Шипунского в Кроноцком заливе на расстоянии 115 км
произошла вторая последовательность землетрясений на глубинах 40-60 км с К max = 12.9. На рис. 5
показаны эпицентры этих последовательностей
землетрясений с К ≥ 10.
21-го июля 2010 г. в пункте ППН в стволе
скважины № 3 на глубинах 2 и 5 м были установлены два газоразрядных счетчика радиометра
РЕВАР и начался непрерывный мониторинг
ОА Rn с целью поиска предвестников сильных
землетрясений Южной Камчатки. В динамике
ОА Rn можно выделить два периода превышения
значений ОА Rn над фоном на 30% (рис. 6). Первая
аномалия с 24 по 28 июля предшествовала рою
землетрясений в Авачинском заливе, а вторая
аномалия с 30 июля по 2 августа совпала по времени с роевой последовательностью, и, по мнению
авторов, является предвестником землетрясений
в Кроноцком заливе. Следует отметить, что эти
аномалии зарегистрированы и в других пунктах
сети радонового мониторинга КФ ГС РАН (Макаров, 2010). Это дает основание связывать данные
аномалии с перестройкой регионального поля
напряжений на заключительной стадии подготовки форшок-афтершоковой последовательности
землетрясений в Авачин-ском заливе.
γ-СЪЕМКА ТЕРМАЛЬНЫХ ПЛОЩАДОК
И ПРОФИЛЬНЫЕ ИЗМЕРЕНИЯ ОА Rn
Распределение изолиний γ-съемки (I), выполненной на термальной площадке «Котел», имеет
мозаичную и сложно-дифференцированную
Рис. 5. Схема расположения пунктов сети радонового мониторинга КФ ГС РАН в 2009-2010 гг. и карта эпицентров землетрясений с К ≥ 10 за июль-август 2010 г: 1 – пункты регистрации; 2 – эпицентры землетрясений; 3 – вулканы. ППН – «Природный парк «Налычево», ИНС – «Институт вулканологии и сейсмологии»,
ПРТ – «пос. Паратунка», КРМ – «Река Карымшина».
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
97
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ФИРСТОВ и др.
Рис. 6. Динамика ОА Rn в стволе скважины № 3 и вариации атмосферного давления в августе 2010 г.
структуру (рис. 7а). На периферии термальной
площадки значения I= 3.5-6 мкР/ч. В районе
травертинового купола величина мощности
экспозиционной дозы γ-съемки варьирует от
5 до 36 мкР/ч. Достаточно уверенно выделяются
отдельные аномальные области, в которых значение I ≥ 20 мкР/ч. Такие области, как правило,
располагаются вблизи отдельных грифонов,
через которые ранее осуществлялась разгрузка
термальных вод.
Лока льные анома лии γ-съемк и, выполненной на терма льной п лоща дке «Грифон
Иванова», изменяются от 1.5 до 10 мкР/ч. Они
имеют четко выраженное простирание (СЗ-ЮВ)
в направлении руч. Термального (рис. 7б). Повидимому, на этом расстоянии происходит,
в основном, осаждение радиевых минералов в
формирующемся травертиновом покрове. Вы-
деляются две локальные аномалии величиной
8-10 мкР/ч. Одна сформировалась вокруг грифона, а другая расположена на расстоянии около
90 м от него. Здесь, по-видимому, в результате
охлаждения создаются условия для выпадения
радийсодержащих минералов с образованием
RaSO 4, а также изоморфного замещения Ra в
барите, что характерно для сульфидных залежей
в океане (Краснов, 1995).
Выполненные исследования показали, что
наиболее высокие значения ОА Rn в почвенном
воздухе приурочены к травертиновому покрову
термальной площадки «Котел» (рис. 8, точки
измерений 13, 16, 18). Это указывает на общий
источник ядерно-геофизических анома лий.
Наибольшее зарегист рированное значение
ОА Rn составило 78.6 кБк/м 3. За пределами
купола высокие значения ОА Rn совпадают с
Рис. 7. Карта изолиний γ-поля термальных площадок «Котел» (а) и «Грифон Иванова» (б), мкР/ч.
98
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЯДЕРНО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ
Рис. 8. График объемной активности радона по профилю термальная площадка «Котел» – речка Горячая
(рис. 2, врезка). По горизонтальной оси за условный ноль принят центр купола «Котел».
зонами дизъюнктивных нарушений, которые,
как правило, трассируются отрицательными
формами рельефа (рис. 8, точки измерений 21,
25, 29). Фоновые значения ОА Rn за пределами
травертинового покрова не превосходят одного
кБк/м3 (рис. 8, точки измерений 59-63). Значения
ОА Rn в районе термальной площадки «Грифон
Иванова» не превышают 5 кБк/м3 (рис. 8, точки
измерений 22, 23).
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Мониторинг динамики ОА Rn в стволе скважины № 3 показал тензо-чувствительность пункта радонового мониторинга ППН КФ ГС РАН
к изменениям напряженно-деформированного
состояния геосреды. В августе 2009 г. наблюдалась связь динамики ОА Rn c проявлениями активности вулкана Корякский. В сентябре 2010 г.
перед двумя роями землетрясений в Авачинском
заливе (30 июля-3 августа, К max = 14.1), и на юге
Кроноцкого залива (10-15 августа, К max = 12.9)
были зарегистрированы бухтообразные аномалии ОА Rn, превышающие фоновое значение
на 30%. Это свидетельствует о высокой тензочувствительности пункта ППН к изменениям
напря женно-деформированного состояни я
геосреды района Авачинского залива.
Ве л и ч и на мощ но с т и экспози ц ион ной
дозы γ-съемки в районе термальной площадки
«Котел» варьирует в диапазоне 5-36 мкР/ч с
образованием отдельных аномалий величиной
I ≥ 20 мкР/ч. Аномалии обусловлены повы-
шенным содержанием ра ди я, который откладывался в травертиновом покрове в зонах
разг рузк и терма льны х вод. На терма льной
площадке «Котел» зарегистрированы аномально
высокие значения ОА Rn в почвенном воздухе
(до 78.6 кБк/м3). Эти значения обусловлены, с
одной стороны, наличием эманирующих коллекторов с повышенным содержанием Ra, сформировавшихся в относительно древних зонах
разгрузки термальных вод, а с другой стороны,
наличием дизъюнктивных нарушений.
В районе термальной площадки «Грифон
Иванова» выделены локальные аномалии юговосточного простирания, которые контролируются развитием современных отложений руч.
Термального. В области развития этой аномалии, по-видимому, происходит современное
осаждение радийсодержащих минералов при
формировании образующегося травертинового
покрова.
Список литературы
Аверьев В.В. О природе углекислых мышьяковистых
вод и их рудообразующей деятельности // Вопросы формирования и распространения минеральных вод СССР. Тр. совещания курортных
институтов по гидрогеологии минеральных вод
1958 г. М.: Медгиз, 1960. С. 87-103.
Иванов В.В. Основные закономерности формирования и распространения термальных вод
Камчатки // Тр. Лаб. вулканол. 1961. Вып. 13.
С. 186-209.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
99
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ФИРСТОВ и др.
Ковалев Г.Н., Комкова Л.А., Масуренков Ю.П.
О св я з и меж д у неко т о ры м и фи з и ко химическими параметрами Налачевских
гидротерм // Бюлл. вулканол. станций. 1969.
№ 45. С. 39-47.
Комкова Л.А. Гидрохимическая зональность
фильтрующегося потока на примере Налачевского месторождения термальных вод // Молодые гидротермально измененные породы и
минералы Камчатки и Курильских островов.
М.: Изд-во Наука, 1969. С. 161-170.
Комкова Л.А., Масуренков Ю.П., Филькова Е.М.
Осаждение железа и мышьяка термальными
водами // Вулканизм и глубины земли. Материалы III Всесоюзного вулканологического
совещания 28-31 мая 1969. М.: Изд-во Наука,
1971. С. 288-293.
Краснов С.Г. Крупные сульфидные залежи в
океане // Природа. 1995. № 2. С. 3-14.
Макаров Е.О. Динамика подпочвенного радона
на Петропавловск-Камчатском геодинамическом полигоне в июле-августе 2010 г. //
Материалы VIII региональной молодежной
нау чной конференции. ПетропавловскКамчатский, 2010. С. 85-96.
Масуренков Ю.П., Комкова Л.А. Геодинамика
и рудопроявление в купольно-кольцевой
структуре вулканического пояса. М.: Наука,
1978. 273 с.
Набоко С.И. Гидротермальный метаморфизм
пород в вулканических областях. М.: Изд-во
АН СССР, 1963. 172 с.
Но ви ко в Г.Ф. Ра д иомет ри ческ а я ра звед к а.
Л.: Недра, 1989. 409 с.
Новограбленов П.Т. Налычевские и Краеведческие горячие ключи на Камчатке // Изв.
Русск. геогр. Общества. 1929. С. 285-297.
Пийп Б.И. Термальные ключи Камчатки. М.-Л.:
Изд-во АН СССР, 1937. 268 с.
Пийп Б.И. Материалы по геологии и петрографии
района рек Авачи, Рассошины, Гаванки и
Налычевы на Камчатке // Труды Камчатской
комплексной экспедиции 1936-1937 гг. Выпуск 2. М.-Л.: Изд-во АН СССР, 1941. 119 с.
Пузанков Ю. М. Накопление радия в травертинах //
Радиоактивные элементы в геологических
процессах. Тез. докл. Душанбе: АН ТССР,
1975. С. 79-81.
Пузанков Ю. М., Бобров В.А., Дучков А.Д. Радиоактивные элементы и тепловой поток земной
коры полуострова Камчатка. М.: Наука, 1977.
126 с.
Рашидов В.А., Мельникова А.В. Геомагнитные
исследования термальной площадки «Котел»
(Налычевская гидротермальная система,
Камчатка) // Вопросы теории и практики
г еолог и ческой и н т ерп р е т а ц и и г ео физических полей: Материалы 38-й сессии
100
Международного научного семинара имени
Д.Г. Успенского, Пермь, 24-28 января 2011 г.
Пермь: ГИ УрО РАН, 2011. С. 254-256.
Селиверстов Н.И. Активизация вулкана Корякский на Камчатке // Вестник КРАУНЦ.
Науки о Земле. 2009. № 1. Вып. 13. С. 7-9.
Семенов В.И. По вулканам и горячим источникам
Камчатки. Петропавловск-Камчатский: Дальневост. кн. изд-во, Камч. отд-ние, 1983. 79 с.
Сенюков С.Л., Нуждина И.Н. Сейсмичность вулкана Корякский в 1966-2009 гг. // Проблемы
комплексного геофизического мониторинга
Дальнего Востока России. Тр. Второй региональной научно-технич. конф. Петропавловск-Камчатский: ГС РАН, 2010. С. 91-95.
Фирстов П.П. Мониторинг объемной активности
подпочвенного радона (222Rn) на Паратунской геотермальной системе в 1997-1998 гг.
с целью прогноза предвестников сильных
землетрясений Камчатки // Вулканология
и сейсмология. 1999. № 6. С. 33-43.
Фирстов П.П., Рашидов В.А., Мельникова А.В. и др.
Комплексные геофизические исследования
в природном парке «Налычево» (Камчатка) в
2010 году // Вулканизм и связанные с ним процессы традиционная региональная научная
конференция, посвященная Дню Вулканолога. Тез. докл. Петропавловск-Камчатский.
30 марта - 1 апреля 2011 г. ПетропавловскКамчатский: ИВиС ДВО РАН, 2011. С. 86
(http://w w w.ivs.kscnet.r u/ivs/conferences/
documents/tezis_2011.pdf).
Фирстов П.П., Рудаков В.П. Результаты регистрации подпочвенного радона в 1997-2000 гг.
на Петропавловск-Камчатском геодинамическом полигоне // Вулканология и сейсмология. 2003. № 1. С. 26-41.
Чердынцев В.В. Ядерная вулканология. М.: Наука,
1973. 197 с.
Шишканова К.О. Новые данные о составе осадков
из грифона Иванова (Налычевская гидротермальная система, Восточная Камчатка) //
Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле. 2006.
№ 2. Вып. 8. С. 201-205.
Chafentz H.S., Folk R.L. Travertines: depositional
morphology and bacterial constructed constituents //
J. Sedenent. Petrol. 1984. V. 54. № 1. P. 289-316.
Glyn W.-J., Rymer H., Mauri G. et al. Toward continuous
4D microgravity monitoring of volcanoes //
Geophysics. 2008. V. 73. № 6. P. WA19-WA28.
Nishikawa O., Okrugin V., Belkova N., Saji I. Crystal
symmetry and chemical composition of youkonit:
TEM study of specimens collected from Nalychevskie hot springs, Kamchatka, Russia and
from Venus Mine, Yokon Territory, Canada //
Mineralogical Magazine. 2006. V. 70 (1). P. 73-81.
Onishchenko A., Z hukovsky M., Veselinovic N.,
Zunic Z.S. Radium-226 concentration in spring
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЯДЕРНО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ
water sampled in high radonregions // Applied
Radiation and Isotopes. 2010. V. 68. P. 825-827.
Pentecost A. The Quaternary travertine deposits of
Europe and Asia minor // Quaternary Science
Reviews. 1995. V. 14. P. 1005-1028.
Saji I., Nishikava O., Belkova N. et al. Chemical and
microbiological inves-tigations of hot spring
deposits found at the hydrothermal systems of
Kamchatka Peninsula, Russia // The Sciens
Reports of Kanazava University. 2004. V. 48.
№ 1. 2. Р. 73-106.
Soligo M., Tuccimei P. Radium-226 chronology of Holocene
travertine from Esanatoglia (Central Italy) //
Quaternary Geochronology. 2008. № 3. P. 89-98.
Sugihara M., Ishido T. Geothermal reservoir monitoring
with a combination of absolute and relative
gravimetry // Geophysics. 2008. V. 73. № 6.
P. WA37–WA47.
Zunic Z.S., Yarmoshenko I.V., Birovljev A. et al.
Radon survey in the high natural radiation region
of Nisˇka Banja, Serbia // J. Environmental
Radioactivity. 2007. V. 92. P. 165-174.
NUCLEAR-GEOPHYSICAL INVESTIGATION IN
NALYCHEVO NATURE PARK, KAMCHATKA
P.P. Firstov1, V.A. Rashidov2, A.V. Melnikova3, V.I. Andreev2, V.N. Shulzhenkova3
1
Kamchatkan Branch of Geophysical Survey R AS, Petropavlovsk-Kamchatsky, 683006, e-mail: firstov@kscnet.ru
2
Institute of Volcanology and Seismology FEB R AS, Petropavlovsk-Kamchatsky, 683006
3
Kamchatka Bering State University, 683032
Over the period 2009-2010 the authors conducted a nuclear-geophysical investigation in Nalychevo Nature
Park. Local anomalies with γ-radiation (I ≥ 20-30 µR/h) were detected within Kotel thermal area. The
anomalies were caused by high radium concentration which deposited in travertine field of thermal spring’s
sources. The authors also detected high levels of volumetric activity of radon in soil air caused, on one hand,
by emanating collectors with high radium content in travertine within the zones of old sources of thermal
springs and, on the other hand, by zones of fracture observed as negative landforms. Formation of travertine
field at the non-natural thermal field «Grifon Ivanova» is accompanied by deposition of radium-bearing
minerals within a few hundreds of meters away from the source with I ≥ 20-30 µR/h along the drain.
Keywords: Nuclear-Geophysical, γ-survey, radon, thermal area, travertine, Nalychevo.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
101
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
УДК: 551.21
ИСТОРИЧЕСКИЕ ИЗВЕРЖЕНИЯ ВУЛКАНА ПИК САРЫЧЕВА
(о. МАТУА, КУРИЛЬСКИЕ ОСТРОВА)
© 2011 А.В. Дегтерев1, А.В. Рыбин1, Н.Г. Разжигаева2
1
Институт морской геологии и геофизики ДВО РАН, Южно-Сахалинск, 693022; е-mail: d_a88@mail.ru
2
Тихоокеанский институт географии ДВО РАН, Владивосток, 690041
Представлены данные об исторических извержениях одного из наиболее активных вулканов
Курильской островной дуги ‒ вулкана Пик Сарычева (о. Матуа, Центральные Курильские
о-ва). Показано, что в течение рассматриваемого периода (~ 250 лет), деятельность вулкана
характеризовалась непродолжительными терминальными извержениями эксплозивного и
эксплозивно-эффузивного типа, при которых разгрузка вулканитов осуществлялась, главным
образом, за счет пирокластических потоков и сопряженных с ними образований.
Ключевые слова: исторические извержения, Пик Сарычева, Курильские острова.
ВВЕДЕНИЕ
Пик Сарычева относится к числу наиболее
активных вулканов Курильской островной дуги
(Андреев и др., 1978; Главацкий, Ефремов, 1948;
Горшков, 1948, 1967; Левин и др., 2009; Мархинин,
1964; Полонский, 1994; Сноу, 1992; Шилов,
1962). Интерес к его изучению резко возрос
после кру пного эксп лозивно-эффузивного
извержения 11-17 июня 2009 г., ставшего одним
из наиболее «заметных» эруптивных событий
на Кури льск их островах в течение исторического периода (Ганзей и др., 2010; Гришин,
Мелекесцев, 2010; Левин и др., 2009, 2010б; Рыбин
и др., 2010). Извержение 2009 г. сопровождалось
выбросами большого количества тонкодисперсного пирокластического материала, который
образовывал протяженные пепловые шлейфы,
являющиеся, между тем, серьезной угрозой для
воздушных судов. По данным (Salinas, 2009)
при извержении влк. Пик Сарычева в 2009 г.
было изменено 65 маршрутов, проходящих вдоль
Курильских островов, 6 отклонены от курса,
2 борта вернулись в аэропорт отправления, кроме
этого совершено 12 незапланированных посадок
для дозаправки. Дополнительные затраты авиаперевозчиков от извержения вулкана оценены в 1.8
млн. долларов США (Salinas, 2009). Поступившие
в результате эксплозивной деятельности вулкана
сульфатные аэрозоли, могли оказать некоторое
влияние на климат региона (Haywood et al., 2010).
102
Массовый выброс пирок ластики в виде
шлаковых пирокластических потоков и тефры,
произвел значительный геолого-геоморфологический и экологический эффекты. Кардинальные изменения претерпела ландшафтная
структура о. Мата: в пределах постройки влк.
Пик Сарычева произошла полная перестройка
лан дшафтов, заметно преобрази лся облик
прилегающих территорий (Ганзей и др., 2010).
Так как влк. Пик Сарычева проявляет высокую активность и эксплозивный характер деятельности, то не вызывает сомнений, что будущие извержения также будут представлять опасность для авиации и вызывать трансформации
островной геосистемы. В этой связи, любая
информация, способствующая лучшему пониманию особенностей извержений этого вулкана,
представляет большую ценность.
Изучение исторических извержений является необходимым звеном в цепи исследований, касающихся реконструкции эруптивной
деятельности действующих вулканов, поскольку
их описания содержат детали, выявить которые
при проведении тефрохронологических работ
не представляется возможным. При этом необходимо отметить, что в ряде случаев описания
извержен и й мог у т содерж ат ь ош и б оч н ые
данные, поскольку их наблюдение и интерпретация увиденного производилась случайн ы м и очеви д ца м и. Поэ т ом у современ на я
эру птивная летопись дол ж на подвергаться
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИСТОРИЧЕСКИЕ ИЗВЕРЖЕНИЯ
своеобразной «ревизии», направленной на ее
правильное толкование, в соответствии с существующим в настоящее время уровнем вулканологических знаний. В отечественной литературе одной из первых работ, направленных на
решение этой проблемы, является статья (Пийп,
1946). Впоследствии появился ряд публикаций
сотрудников Института вулканологии и сейсмологии (ИВиС) ДВО РАН (Белоусов и др.,
2003; Мелекесцев и др., 1993, 1994, 2003, 2004),
исследования которых опирались на результаты
тефростратиграфических реконструкций.
В предлагаемой статье сделана попытка
охарактеризовать современный эруптивный
цикл влк. Пик Сарычева, выявить тип и основные
особенности его извержений. Для достижения
поставленной цели были привлечены литературные данные, содержащие описания исторических извержений этого вулкана, а также
материалы оригинальных исследований авторов
данной статьи.
КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
ВУЛКАНА ПИК САРЫЧЕВА
Остров Матуа расположен в центральной
части Кури льской островной ду ги (рис. 1).
В плане он имеет форму вытянутого в субмеридиональном направлении эллипса. До извержения влк. Пик Сарычева в 2009 г. площадь
острова составляла 52.5 км2. К востоку от него
расположен плоский о. Топорковый размером
1×1.4 км. Северо-западная часть о. Матуа занята
постройкой влк. Пик Сарычева (абс. выс. 1446 м;
координаты: 48.092° с.ш., 153.20° в.д.; синонимы
названия (Gorshkov, 1958): Fue san, Matsuwa jima,
Matua jima).
Первые данные о морфологии вулкана в
отечественной литературе содержатся в работах
Г.С. Горшкова (1948, 1954, 1967), который первым
выделил и описал основные элементы его строения – голоценовый внутрикальдерный конус
Пик Сарычева и плейстоценовый вулкан Матуа
с вершинной кальдерой, показав, таким образом,
что вулкан построен по типу Сомма-Везувий.
Также Г.С. Горшков составил подробную сводку
его исторических извержений, использовав при
этом довольно редкие литературные источники.
Более поздние работы Е.К. Мархинина (1968) и
В.Н. Андреева с соавторами (1978) дополнили
представленные данные по геологическому
строению рассматриваемого района и вещественному составу пород.
Новый этап в изучении влк. Пик Сарычева
наступил в 2006 г., и был связан с нача лом
экспедиционных работ в рамках «Курильского
Биокомплексного проекта: человеческая уязвимость и способность к восстановлению при
субарктических изменениях» национального
нау чного фон да СШ А (NSF) A RC-0508109.
В течение этих экспедиций, проходивших с 2006
по 2008 гг., были получены первые данные об
активности вулкана в голоцене (Разжигаева и
др., 2009). В 2009 г. работы по реконструкции
эруптивной истории были продолжены, однако
носили фрагментарный характер. В 2010 г. начались специальные тефрохронологические исследования с целью детального изучения истории
формирования и динамики активности вулкана
(Левин и др., 2010а).
Хотя Пик Сарычева относится к вулкану
т и па Сом ма-Везу ви й дета л и его ст роен и я
несколько затушеваны. Сомма ‒ плейстоценовый
Рис. 1. Географическое положение о. Матуа с влк. Пик Сарычева.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
103
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ДЕГТЕРЕВ и др.
влк. Матуа, кальдерообразующее извержение
которого произош ло, предполож ительно, в
позднем п лейстоцене (Горшков, 1954, 1967;
Лаверов и др., 2005). Фрагменты его постройки
сохранились только в юго-восточной части
о. Матуа. Кальдера занята и в значительной
степени перекрыта образованиями молодого
конуса (Пик Сарычева) – существенно пирок ластического стратовулкана с вершинным
кратером (рис. 2). По современным данным,
полученным в ходе тефрохронологических работ
2009-2010 г., было выяснено, что вулкан имеет
позднеголоценовый возраст и возник всего ~
500-600 лет назад (первым это предположил
И.В. Мелекесцев) (Левин и др., 2010а). Породы,
извергаемые вулканом на современном этапе, по
своему составу соответствуют андезибазальтам
(Андреев и др., 1978; Горшков, 1967; Федорченко
и др., 1989).
ИЗВЕРЖЕНИЯ ВУЛКАНА ПИК САРЫЧЕВА
В XVIII-XXI вв.
Начина я с 1760-х г., зафиксировано не
менее 10 извержен и й в л к. Пи к Сары чева,
наиболее изученными из них являются события
1946, 1960, 1976 и 2009 гг. (Андреев и др., 1978;
Главацкий, Ефремов, 1948; Горшков, 1948, 1967;
Гришин, Мелекесцев, 2010; Левин и др., 2009;
Мархинин, 1964; Рыбин и др., 2010; Шилов, 1962).
Динамика этих событий, по сравнению с предшествующими извержениями, восстановлена
сравнительно детально, а их последствия спустя
непродолжительное время были изучены специалистами. Ход извержений 1946 и 1960 гг. реконструирован по опросу очевидцев (Главацкий,
Ефремов, 1948; Шилов, 1962), извержение 1976 г.
уда лось наблюдать вулканологам – сотрудникам Института вулканологии (А ндреев и
др., 1978). Основные стадии извержения 2009 г.
были отслежены посредством спутникового
мониторинга группой SVERT (Sakhalin Volcanic
Er uptions Response Team), действовавшей в
сотрудничестве с AVO (Alaska Volcano Observatory).
Да лее привод ятся описани я истори ческ и х
извержений влк. Пик Сарычева, дополненные,
для большей точности, выдержками из соответствующих работ.
XVIII в. Извержение 1760-е гг.: сведения
об этом извержении содержатся в описаниях
казачьего сотника И. Черного, посещавшего
Курильские острова в 1766-1769 гг. Материалы,
оставленные им, были опубликованы спустя
столетие А.С. Полонским в «Записках Русского
императорского географического общества»,
вышедших в 1871 г. В дальнейшем эта работа
неоднократно переиздавались, благодаря чему
ста ла дост у пна широкой общественности.
Рис. 2. Пик Сарычева (вид с северо-запада), август 2010 г. (фото А.В. Рыбина).
104
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИСТОРИЧЕСКИЕ ИЗВЕРЖЕНИЯ
В настоящей статье используются материалы
Краеведческого бюллетеня (1994), опубликовавшего эти труды.
Непосредственным наблюдателем произошедшего извержени я И. Черный не бы л.
Об извержении он узнал из рассказов местных
жителей, сообщивших, что «Сопка в недавних
годах преужасно горела, причем по всему острову
разметало каменья так, что и летающих птиц во
многом числе оными поубивало; на подножие
сопки горы и каменья. Лесу, кроме кедрового
сланца, ольховника и рябинника небольшаго,
нет; коренья, кое там, как видно было, все выгорело и заметано камнем и ныне, хотя тех кореньев
и сланца несколько имеется, но весьма мало...»
(Полонский, 1994, стр. 71). Следы этого пароксизма отмечались также на соседнем острове
Топорковом: «И островок выгорел и потому, как
и на большом, по нем разметало каменья; зверей
на нем никаких не имеется» (Полонский, 1994,
стр. 71).
Судя по приведенным описаниям, в 1760-х гг.
имело место кру пное эксп лозивное извержение, возможно, эксплозивно-эффузивное,
т.к. лавовые потоки могли быть не замечены или
неупомянуты курильцами. Фигурирующие в
сообщении «на подножие сопки горы и каменья»
(Полонский, 1994, стр. 71), по нашему мнению,
соответствуют продуктам эксплозивной деятельности вулкана – отложениям пирокластических потоков и сопряженных с ними пирокластических волн. Несмотря на впечатляющие
масштабы, описанного события, приводится
информация о том, что «до 1770 г. на 12 – острове
(о. Матуа – прим. авторов) оставалось на постоянном жительстве 200 человек обоего пола
сошлых со 2-го острова (о. Парамушир – прим.
авторов)» (Полонский, 1994, стр. 71).
Крайне интересна оценка высоты вулкана
Пик Сарычева, сделанная И. Черным: «…сопка
Сарычева до 3 т. ф. (т.е. около 914.4 метров, прим.
авторов) вышиною...» (Полонский, 1994, стр. 71).
Приведенная величина в 1.5 раза меньше его
современной отметки, учитывая возможную
погрешность визуального определения высоты,
указанные данные можно было бы посчитать
ошибочными. Однако, как было показано ранее,
в ходе тефрохронологических исследований
последних лет, установлено, что Пик Сарычева
относительно молодое сооружение: предположительный возраст стратовулкана – около
500-600 лет (Левин и др., 2010а). Поэтому есть все
основания полагать, что двумя столетиями ранее
высота вулкана действительно была несколько
меньше.
Сделанные к у ри льцами наблюдени я за
состоянием животного и растительного мира
сви детельству ют о значительном в ли янии
произошед шег о извержен и я на состоя н ие
островной экосистемы. Судя по их описаниям,
существовавшие в пределах действующего конуса
и его подножья биоценозы были, по-видимому,
полностью уничтожены.
Извержение 1760-х гг., является, возможно,
самым сильным за исторический период.
XIX в. Извержение 1878-1879 гг.: краткое
упоминание об этом извержении содержится в
работе Г. Сноу, опубликовавшего в «Записках
общества по изучению Амурского края» (1902)
очерк о п ри роде Ку ри л. В основу рабо т ы
были положены наблюдения, сделанные им во
время промысла на островах летом 1878-1880 и
1883-1889 гг. В настоящем сообщении используются данные не оригинального источника, а
также, как и в случае предыдущего описания, –
Краеведческого бюллетеня (1992).
О произошедшем извержении Г. Сноу сообщает следующее: «Матуа и Чиринкотан в период
моей с ними встречи были не так активны: они
бесшумно изливали лаву, мирно стекающую по
склонам в море» (Сноу, 1992, стр. 95). При каждом
упоминании о. Матуа Г. Сноу отмечает эффузивный характер этого извержения влк. Пик
Сарычева, противопоставляя его эксплозивной
деятельности других к урильских вулканов:
«Из кратеров Чиринкотана и Матуа лава красноватого цвета изливается сравнительно спокойно,
стекая вниз по склонам вулканического конуса.
Наблюдение за остальными вулканами было
затруднено плотной завесой черного дыма,
тучами камней и пепла, поднимающимся на
огромную высоту» (Сноу, 1992, стр. 94). Подобные
описания встречаются в статье Г.С. Горшков
(1948), который приводит данные из работы
Д. Мильна (Milne, 1886) исследовавшего в 1877 г.
вулканы Курильских островов. По сведениям
Д. Мильна в 1878-1879 гг. на острове зимовал
охотник, который сообщил, что «несколько раз
наблюдал лавовые потоки, распространявшие
в некоторых случаях шум и сопровождаемые
землетрясениями» (Горшков, 1948, стр. 6; Milne,
1886).
Уч и т ы ва я спец ифи к у извержен и й в л к.
Пик Сарычева представляется маловероятным
проявление спокойной, чисто эффузивной
деятельности. Возможно, что упоминаемый
зимовщиком «шум», соответствовал вулканическим эксплозиям, которые могли остаться незамеченными ввиду неблагоприятных погодных
условий. Судя по работе Г. Сноу (1992), его наблюдение за извержением было непродолжительным
и поэтому могло совпасть с его эффузивной
фазой, характеризующейся излиянием лавы.
В связи с этим, авторы, с известной долей условности, относят извержение 1878-1879 гг. к разряду
эффузивно-эксплозивных, как более харак-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
105
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ДЕГТЕРЕВ и др.
терное новейшему этап эруптивной истории влк.
Пик Сарычева.
Следует отметить, что Сноу, со ссылкой на
Палласа, указывает на еще одно, судя по всему,
эксплозивное извержение: «Паллас отмечал его
активность, извержение камней и лавы. Сейчас
выделяет пар, временами ‒ незначительное
количество лавы» (Сноу, 1992, стр. 97). Однако
не вполне ясно, какое именно извержение имел
ввиду Паллас: 1760-х гг. или же более позднее.
Известно лишь, что этот исследователь в своей
сводке (Pallas, 1783) опирался на данные Черного,
Антипина и Шебалина (Горшков, 1948).
XX в. К сожа лению, сведения об активности вулкана в период первой половины ХХ в.
довольно ограничены, так как Кури льск ие
острова в то время находились под юрисдикцией
Японии и все сводки о вулканической активности на Курилах японцы публиковали внутри
своей страны. Имеются лишь краткие описания
извержений в работах Г.С. Горшкова (1948, 1954,
1967), использовавшего данные Танакадате
(1931) и Камио (1931), а также информация в
(Извержение..., 1928).
Извержение 17-22 января 1923 г.: данных по
этому извержению крайне мало, известно лишь,
что отмечались «эксплозии с выбросом пепла и
шлаков» (Горшков, 1967, стр. 102; Камио, 1931).
Извержение 1923 г. не осталось незамеченным,
но, вместе с тем не произвело ощутимого геологического эффекта. Поэтому можно предположить, что здесь имело место слабое эксплозивное
извержение.
Извержение 14 февраля 1928 г.: сведения о нем
также довольно ограничены, характеризуется как
«внезапное эксплозивное извержение со взрывами и выбросами клубов дыма, сопровождаемыми ливнем бомб и лапилли в окрестностях
кратера» (Горшков, 1948, стр. 6; Tanakadate, 1931).
По сообщениям зимовщиков с о. Матуа оно началось в 6:30 и продолжалось до 18:00. Извержение
представляло серию взрывов, происходивших
через каждые 2 часа, и сопровождалось сильным
грохотом. Вместе с пеплом выпадали обломки
размером 5-10 см. По окончании активной
фазы извержения вулкан находился в состоя н и и си л ьной фу марол ьной дея тел ьност и
(Извержение..., 1928). Общая продолжительност ь извержен и я состави ла 11.5 часов, в
течение которых произошло около 6 взрывов.
О каком-либо у щербе и ли воздействии на
природу не сообщается. По всей вероятности,
извержение 1928 г. было сравнимо с извержением
1923 г., но несколько превосходило его.
Извержение 13 февраля 1930 г.: непродолжительное, но достаточно крупное эксплозивное
извержение. Начавшись в 01:30 с «у жасного
грохота», ознаменовавшего нача ло эксп ло106
зивной деятельности, в последующие 13 часов
эру птивной ак тивности произош ло девять
взрывов, в результате которых было выброшено
«колосса льное» коли чество пирок ласти ческого материала (Горшков, 1948; Tanakadate,
1931). Конкретных оценок объема извергнутых
вулканитов не приводится, однако, описания
его последствий сви детельству ют о значительном геолого-геоморфологическом эффекте:
скопление пирокластики в южной части острова
привело к некоторым изменени ям в топографии острова, выразившимся в расширении
береговой линии острова на 30 м; мощность
пирок ластик и у поднож и я вулканического
конуса в северо-восточной части достигала 3 м.
Бухта, расположенная в юго-западной части
острова, была полностью покрыта продуктами
извержения (Горшков, 1948; Tanakadate, 1931).
Согласно данным Г.С. Горшкова (1967) продукты
извержения были представлены андезибазальтами (табл. 1).
Извержение 9-17 ноября 1946 г.: сильное
эксплозивно-эффузивное извержение, ход и
последствия которого восстановлены по опросным данным, собранным С.Н. Главацким ‒ на
Камчатке и Г.К. Ефремовым ‒ на Саха лине
(Главацкий, Ефремов, 1948; Ефремов, 1962).
Извержению предшествова ло последовательное уси ление сольфатарной деятельности вулкана, наблюдавшееся 7-8 ноября
1946 г. Первы й выброс бы л зафи ксирован
9 ноября в 17:00, когда над вулканом был замечен
пепло-газовый столб черного цвета. После чего
погодные условия ухудшились, и до наступления
темноты вершина вулкана оставалась окутанной
туманом. 10 ноября ощущались толчки, временами был слышен «подземный гул», а в 20:00 –
«громовой раскат». Пепловый шлейф распространялся в восточном направлении. Кроме
того, однократно отмечался непродолжительный
пеплопад в южной части острова (выпавший
пепел имел бело-серый цвет). 11 ноября временами слыша лся г ул и «г ромовые раскаты»,
происходили выбросы раскаленного обломочного материала, бомбы вылетали на высоту до
100 м. С такой силой извержение продолжалось
до утра следующего дня. 12 ноября весь день
слышался гул и рокот, ощущались небольшие
землетрясения. Существенно увеличился объем
выбрасываемого пепла, который переносился
ветром в восточном направлении. Около 22:00
извержение перешло в пароксизмальную фазу ‒
произошел взрыв, подн явший эру птивн у ю
колонну на высоту 7000 м. Высота выбросов бомб
достигала 200 м. Помимо увеличения количества поступающего материала, увеличилась его
размерность – в бух. Двойная выпадал мелкий
песок серого цвета. В ночь с 12 на 13 ноября
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИСТОРИЧЕСКИЕ ИЗВЕРЖЕНИЯ
Таблица 1. Состав лав и пирокластики некоторых исторических извержений влк. Пик Сарычева (мас. %).
Дата
1930
№
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
SiO2
53.4
50.85
53.84
52.95
53.6
54.82
54.72
54.76
53.22
54.04
54.41
54.85
TiO2
1.09
1.07
0.96
0.8
0.93
0.88
0.93
0.93
0.85
0.87
0.88
0.93
Al 2O3
19.14
18.88
18.58
19.14
16.3
18.02
18.1
18.16
17.95
18.27
18.23
17.78
Fe2O3
2.64
4.83
4.43
3.93
3.71
3.76
4.31
4.2
4.75
9.61
9.74
9.3
FeO
5.76
5.06
4.26
5.76
4.47
5.14
4.68
4.74
5.08
MnO
0.28
0.42
0.22
0.18
0.11
0.2
0.2
0.2
0.2
0.2
0.2
0.2
MgO
4.42
4.38
3.96
3.65
3.83
3.74
3.7
3.75
4.13
4.16
4.12
3.86
CaO
8.7
9.3
8.91
8.8
7.89
8.76
8.82
8.72
9.24
9.17
9.1
8.91
Na2O
3.22
2.88
3.24
3.23
2.95
3.06
3.18
3.13
2.98
2.97
2.84
3.25
K 2O
1.08
0.99
1.06
0.93
0.22
1.06
1.1
1.15
1.06
0.91
0.93
1.02
P2O5
0.21
0.1
0.08
0.07
0.17
0.36
0.3
0.36
0.48
0.21
0.21
0.23
Н 2О
0.11
0.27
0.21
-
-
-
-
-
-
-
-
-
0.06
0.18
0.06
-
-
0.27
0.25
0.24
0.21
-
-
-
-
-
-
0.13
1.01
-
-
-
-
-
-
-
+
Н 2О
-
Н 2О
1946
1960
1976
2009
ппп
-
-
-
-
3.68
-
-
-
-
-
-
-
Сумма
100.11
100.35
99.61
99.57
100.38
100.07
100.29
100.34
100.15
100.52
100.76
100.33
Примечание. Все анализы, кроме № 12, приводятся по литературным данным: 1 ‒ вулканическая бомба 1930
г. (Горшков, 1967); 2 ‒ заполнитель пирокластического потока 1946 г. (Горшков, 1967); 3 ‒ вулканическая
бомба 1946 г. (среднее из двух анализов (Горшков, 1967)); 4 ‒ материал пирокластических потоков 1946 г. (?)
(Федорченко и др., 1989); 5 ‒ вулканический песок 1960 г. (Шилов, 1962); 6. Лава 1976 г. (Андреев и др., 1978);
7 ‒ лава 1976 г. (Андреев и др., 1978); 8 ‒ вулканическая бомба 1976 г. (Андреев и др., 1978); 9 ‒ вулканический
пепел 1976 г., (Андреев и др., 1978); 10 ‒ вулканическая бомба 2009 г., Университет Аляски (г. Фэрбэнкс, США)
(Rybin et al., 2011); 11 ‒ вулканическая бомба 2009 г., Университет Аляски (г. Фэрбэнкс, США) (Rybin et al., 2011);
12 ‒ лава 2009 г. (аналитики Горбач Г.А., Ткалина Е.А., Хуркало Н.В., ДВГИ ДВО РАН).
наступила кульминация извержения. Последовательно произошло не менее 5 сильных взрывов:
02:00 – первый взрыв, после которого извержение продолжалось с умеренной силой; 07:00 –
второй взрыв, ощущалось сильное сотрясение
острова, по его прошествии слышался десятиминутный грохот, после чего вновь наступил период
покоя; 07:40 – третий взрыв, сопровождаемый
двадцатиминутным грохотом, за которым опять
последовал тридцатиминутный перерыв в эруптивной активности; 09:00 – четвертый взрыв,
с последующим тридцатиминутным непрерывным грохотом; 10:00 – пятый взрыв, после
которого напря женная эксп лозивная фаза,
сопровож даемая массовым выбросом пирок ластического материа ла, продолжа лась до
15 ноября. По наблюдениям очевидцев шлейф
пепла распространялся преимущественно в
восточном направлении. Интенсивные пеплопады происходили на островах, расположенных к северу от о. Матуа. Северная граница
распространения пепла доходила до Камчатки.
В г. Петропавловск-Камчатский выпадение
пепла наблюдалось утром 14 ноября, и к вечеру
все окрестности города оказались покрыты его
тонким слоем. Также значительное количество
пепла отложилось на западном побережье Камчатки в районе Большерецка и южнее.
В перерывах между взрывами началось излияние лавовых потоков, которые впервые были
замечены 13 ноября: с 06:00 лавовые потоки
спускались по юго-западному, а с 09:00 до 14:00 –
по северо-западному склону вулкана. При этом
последний поток пересек урез воды, в результате чего образовалось три новых мыса. Кроме
того, лавовые потоки были зафиксированы
на восточном склоне конуса. Излияние лавы
наблюдалось также 14 ноября, но уже в заметно
меньших масштабах. Эксплозивная деятельность в этот период, как было показано ранее,
напротив – нарастала.
15 ноября эруптивная активность вулкана
резко пошла на убыль: взрывы не фиксировались, выделение пепла резко уменьшилось.
16 и 17 ноября ощущались небольшие подземные
толчки.
В (Главацкий, Ефремов, 1948) Г.К. Ефремов
приводит информацию о появ ление ра ди-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
107
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ДЕГТЕРЕВ и др.
альных трещин на западном и восточном склоне
постройки, вдоль которых происходили извержения из серии паразитных кратеров. Однако ни
в ходе полевых исследований, ни при дешифрировании данных дистанционного зондирования,
наличия подобных образований не выявлено.
Кроме того, установлено, что в течение исторического периода влк. Пик Сарычева характеризовался исключительно терминальными
извержениями. Скорее всего эти взрывы имели
фреатический механизм и происходили в результате контакта раскаленного пирокластического
и/или лавового материала со снежниками, покрывающими склоны вулкана. Взрывы аналогичной
природы были зарегистрированы в декабре 1985
г. на влк. Ключевской, когда излияние лавовых
потоков по Крестовскому желобу, заполненному
ледником, произвело серию довольно сильных
фреатических эксплозий (Жаринов и др., 1988).
Ошибочными, по нашему мнению, являются
также некоторые детали описания извержения,
связанные с наблюдением излияния лавовых
потоков: «Отдельными огненными языками
она (лава, прим. авторов) несколько раз выплескивалась из кратера и скатывалась вниз по
склонам» (Главацкий, Ефремов, 1948, стр. 10).
Эффузивная деятельность Пика Сарычева,
как правило, характеризуется относительно
медленным (десятки, сотни м/сутки) излиянием
лавовых потоков, заполняющих пониженные
участки вулканического конуса. В этой связи
представляется маловероятным описываемое
«выплескивание» и «скатывание» лавы. Судя по
всему, в данном случае имели место не лавовые,
а пирокластические потоки. Схожая картина
наблюдалась и при извержении влк. Авачинский
в 1901, 1909 и 1938 гг., в связи, с чем эти извержения первоначально считались эффузивными
(Пийп, 1946). Исследования Б.И. Пийпа (1946),
изучавшего последствия этих извержений, не
подтвердили факта излияния лавы, что было
подтверж дено и более поздними работами
(Мелекесцев и др., 1993, 1994). За лаву очевидцы
приняли пирокластические потоки, впоследствии описанные Б.И. Пийпом и названные им
«раскаленными аггломератовыми потоками»
(Пийп, 1946). Аналогичные доводы приводил
Г.С. Горшков (1954), описывая последствия
извержения влк. Пик Сарычева, считавший,
что о «потоках лавы» и «трещине» очевидцы
упоминали ввиду неправильно истолкованного,
«сравнительно редкого явления раскаленных
лавин» (Горшков, 1954, стр. 83).
По сведениям С.Н. Главацкого (Главацкий,
Ефремов, 1948) в период кульминационной фазы
извержения были отмечены «большие водяные
валы, идущие со стороны моря», однако, данные
второго корреспондента (Г.К. Ефремова) не
108
подтверждают этого. Цунами, вызванные вулканическими извержениями, довольно распространенное явление. Они отмечались при извержении влк. Пик Севергина (о. Харимкотан) в
1933 г. (Горшков, 1967; Миятаке, 1934), в результате частичного обрушения его постройки.
А вторам и пред полагается, ч то небол ьшое
цунами имело место при извержении влк. Пик
Сарычева в 2009 г. Поэтому, на наш взгляд,
вполне вероятно, что поступление больших масс
пирокластического материала в прибрежную
ак ваторию о. Мат уа, во врем я извержени я
вулкана в 1946 г., также могло спровоцировать
подобное явление.
Сильное эксплозивно-эффузивное извержение 1946 г. вызвало существенные изменения
в п ри роде о. Мат уа. Скоп лен ие п и рок ластического материа ла в прибрежье острова
привело к локальным расширениям береговой
линии. Участки новообразованной суши были
обнаружены очевидцами в северо-восточной,
северо-западной и юго-западной частях острова.
Несколько новых мысов образовали лавовые
потоки. Юго-восточная половина острова была
покрыта слоем пепла мощностью от 1 до 10 см.
В северной части бух. Двойная происходило
выпадение довольно крупных, раскаленных
бомб. В результате бомбопада часть построек,
расположенных ближе всего к вулкану, была
пробита и сожжена. Г.С. Горшков (1954), поднимавшийся к кратеру вулкана 28 августа 1946 г.,
отметил некоторые изменения в его морфологии,
вызванные извержением 9-17 ноября 1946 г.
По его словам «кратер вулкана в результате извержения значительно расширился, а края его стали
неровными, «рваными»» (Горшков, 1954, стр. 83).
Пирокластические продукты извержения по
своему составу соответствовали базальтам и
андезибазальтам (табл. 1).
Фитоценозы, занимающие пониженные
участки конуса были уничтожены и погребены
под толщей вулканитов. В значительной степени
пост ра да ла растительность, покрывающа я
восточные, северо-восточные, запа дные и
северо-западные склоны вулкана, мощность
которых выпавшего пепла достигала 15 см.
По су ммарному геолого-геоморфологическому и экологическому эффекту, извержение
1946 г. относится нами к разряду сильнейших
современных извержений влк. Пик Сарычева.
Следует отметить, что в работе (Ефремов,
1962) автор, со слов жителей о. Матуа, сообщает
об активизации вулкана в марте 1946 г.: «...сопка
пыталась извергаться. Но словно духу у нее не
хватило...» (Ефремов, 1962, стр. 191). В сводке
(Горш ков, 1954), рассмат риваемый эпизод
характеризуется выделением значительного
количества пепла.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИСТОРИЧЕСКИЕ ИЗВЕРЖЕНИЯ
Извержение 1954 г.: сведения об этом извержении весьма ограничены, упоминание о нем
содержится в работах Г.С. Горшкова (1967) и
В.Н. Шилова (1962). Из имеющихся описаний
можно заключить, что в конце лета и осени 1954 г.
имела место небольшая эксплозивная активизация вулкана, выразившаяся в серии слабых
пепловых выбросов. Кроме того, отмечалось
свечение над кратером, свидетельствующее о
поступлении лавы, однако ее излияния так и
не произошло. Поднявшись, она застыла в виде
жерловой пробки, представляющей собой слабовыпуклый щит лавы, покрытый сетью трещин
(Горшков, 1967; Шилов, 1962).
Извержение 30 августа ̶ 3 сентября 1960 г.:
описание последствий этого извержения приводится в работе В.Н. Шилова (1962). Непосредственным наблюдателем извержения он не был,
поэтому сведения о его динамике основываются
преимущественно на опросных данных.
Перед извержением вулкан находился в
состоянии обычной фумарольной активности,
однако, 29 августа, за сутки до начавшегося
извержения, было замечено усиление парогазовой эмиссии. Подобная ситуация сохранялась
до начала активной фазы извержения. 30 августа
в 13:00 (время местное) произошел сильный
взрыв, поднявший эруптивную колонну на
высоту 4500 м (рис. 3а, б, в). Оставаясь в течение
нескольких минут в вертикальном состоянии,
верхняя часть колонны начала трансформироваться в пепловый шлейф, распространяющийся
в восточно-северо-восточном направлении.
После чего нача лся пеп лопа д, продол жавшийся около часа. Вначале выпадал шлакоподобный вулканический песок размером 1-3 мм,
позднее – более мелкий материал. Очевидцы
зафиксировали важную деталь: первоначально
выпавший пепел имел коричневую окраску, а
позже стал выпадать серый. Коричневый пепел,
вероятно, представлял собой резургентный
материал, образованный при дроблении пород
жерловой фации в процессе прочистки подводящего кана ла вулкана на нача льном этапе
извержения. Пепел серого цвета состоял также
из резургентных обломков, но, по-видимому,
содержал примесь ювенильной компоненты.
Данное предположение, в некоторой степени,
подтверждается результатами изучения минерального состава пеплов, отобранных после
первого взрыва и спустя несколько дней после
извержения (Шилов, 1962).
По сообщениям местных жителей 30-31
августа отмечалось слабое свечение над кратером.
31 авг уста эру птивная ак тивность вулкана
сохранялась в виде небольших выбросов на
высоту до 500 м. В последующие дни – 1, 2, 3
сентября вулкан находился в состоянии сильной
парогазовой активности. Клубы фумарольных
газов имели темную окраску, указывающую на
примесь пеплового материала. В последующие
дни вулкан был закрыт облачностью, признаков
активизации не наблюдалось. Вулкан открылся
лишь 8 сентября, при этом состояние его фума-
Рис. 3. Извержение влк. Пик Сарычева в 1960 г. (фотоматериалы из работы (Шилов, 1962): а – начальный момент извержения (фото В.В. Брага); б – спустя некоторое время после первого взрыва (фото А.В. Галюкова);
в – сход пирокластических потоков по склонам постройки (фото А.С. Иванова). Используемые сокращения: К – кратер; ПП – пирокластические потоки. Из-за низкого качества снимков склоны вулканического
конуса очерчены пунктирной линией.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
109
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ДЕГТЕРЕВ и др.
рольной деятельности не отличалось от такового
до извержения. Подобная ситуация наблюдалась
и 11 сентября, во время изучения его последствий
В.Н. Шиловым (1962).
В результате извержения вся юго-восточная
часть острова оказалась покрытой сплошным
слоем пепла. На расстоянии 5-6 км от кратера
мощность выпавшего пепла достигала 2 мм.
Гран улометрическ ий состав пеп ла отвеча л
средне- и мелкозернистому песку, химический
состав – андезибазальтам (табл. 1). В непосредственной близости от кратера отложился материал глыбовой размерности, представленный
угловатыми обломками измененных вулканитов.
Изрядным количеством пирокластики покрылись северные и южные склоны вулкана, где
была замечена деятельность вторичных фумарол
(Шилов, 1962).
Кратер вулкана, по состоянию на 26 сентября
1960 г., по данным Е.К. Мархинина (1964) представлял собой крутостенный колодец диаметром
около 200-300 м и глубиной такого же порядка
(диаметр был определен визуально, а глубина –
по скорост и па ден и я брошен ног о к а м н я)
(Мархинин, 1964). Исследования осложняла
интенсивная фумарольная активность вулкана и
туман, поэтому установить детали его строения
не уда лось. Тем не менее, из приведенного
описания можно заключить, что кратер вулкана
после произошедшего извержения оставался
открытым.
В момент первого взрыва происходило сотрясение острова, ощущаемое на расстоянии 5 км от
кратера вулкана. Кроме того, выброс произвел
заметный ударно-волновой эффект, о мощности
которого можно судить по описанию произошедших разрушений: «... в соседних деревянных
домах вылетело несколько больших оконных
стекол, часть из них растрескалась; во многих
местах разорвались бумажные обои, которыми
были обк леены в жилых домах внутренние
перегородки» (Шилов, 1962, стр. 144). Интересно
отметить своеобразный предвестник извержения – за 1.5-2 мин. до начала извержения в
работающих радиоприемниках начались помехи,
полностью нарушившие нормальную работу
этих устройств.
В статье (Шилов, 1962) также упоминается
о пепловых выбросах вулкана, происходивших
в зимнее время года в количестве 4-5 раз. Автор
упомянутой работы предполагал, что подобные
выбросы происходили и летом, но были не замечены вследствие слабого контраста пепловых
частиц с местностью. Последний из подобных
выбросов был зафиксирован жителями в феврале
1960 г., т.е. до рассматриваемого извержения.
Извержение 23 сентября ̶ 2 октября 1976 г.:
единственное историческое извержение влк. Пик
110
Сарычева, которое удалось наблюдать вулканологам. Его динамика и последствия рассмотрены
в работе (Андреев и др., 1978), данные которой
приведены в настоящей статье. По сообщению
жителей острова извержению предшествовало
усиление фумарольной деятельности и повышение количества землетрясений. Извержение
началось 23 сентября в 09:20 (время камчатское) с
серии эксплозий, разрушивших лавовую пробку.
Эруптивная колонна первого выброса имела
белый цвет, последующие – серого и темносерого. С 09:20 до 12:50 произошло семь выбросов
на высоту от 500 до 2500 м. В 13:01 произошел
взрыв, поднявший пепло-газовый столб черного
цвета на высоту 1500 м, после чего последовала
напря жен на я эксп лози вна я дея тел ьност ь,
состоящая из серии практически непрерывных
выбросов. Вулканическ ие бомбы, имевшие
средний размер 20-30 см, откладывались преимущественно в пределах верхней трети конуса,
некоторые из них были встречены у подножья
постройки. По северо-западным и западным
ск лонам конуса сходили пирок ластические
потоки, выжигавшие почвенно-растительный
покров. Пеп ловый ш лейф протягива лся на
300 км в северо-северо-восточном направлении,
в юго-восточной части острова выпал лишь
тонкий пепел. В таком режиме вулкан продолжал
работать до 16:00 26 сентября, после чего началось наполнение кратера лавой.
Свечение над кратером, наблюдавшееся
вечером 26 сентября, ознаменова ло переход
извержения в эффузивную стадию. В последующие дни (с 26 сентября по 2 октября) кратер
вулкана заполнялся лавой, а 2 октября началось
ее излияние. Лавовые потоки спускались по
западному, юго-западному и северо-западному
ск лонам постройки. Первые два (западный
и юго-западный) перешли береговую линию
острова, образовав два новых мыса. Эффузивная
ста ди я бы ла непродол ж ительной, в тот же
день излияние лавы практически прекратилось. Объем лавового материа ла, по оценке
В.Н. Андреева с соавторами (1978), составил
около 0.008 км3. Кратер вулкана (по результатам
глазомерной съемки 10 октября 1976 г.) имел
глубину 50-70 м и диаметр ~ 200 м, причем его
центра льная часть продолжа ла опускаться.
В ночь с 15 на 16 октября 1976 г. над кратером
наблюдалось свечение. Ювенильные продукты
извержения были представлены андезибазальтами (табл. 1).
По данным SEAN Bulletin (Scientific Event Alert
Network Bulletin), публикуемого Смитсоновским
институтом (США) в 1986 и 1989 гг., соответственно, зафиксировано два эпизода активизации вулкана (http://www.volcano.si.edu/world/
volcano.cfm?vnum=0900-24=&volpage=var).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИСТОРИЧЕСКИЕ ИЗВЕРЖЕНИЯ
1986 г.: в ежемесячном отчете за 1987 г. сообщалось об эффузивно-эксплозивном извержении,
произошедшим осенью 1986 г. (информация для
SEAN была предоставлена Г.С. Штейнбергом и
Б.Н. Пискуновым). По этим данным в сентябре
1986 г. работники метеостанции на о. Матуа
сообщили о сильном серном запахе. В результате
облета, произведенного 2 ноября 1986 г., было
замечено, что из большей части кратера выходил
газ. При этом наиболее интенсивно фумарольная
деятельность проявлялась в его центральной
и западной частях. Кроме того, сообщалось о
том, что «на 100-150 м от южной части кратера
протянулся черный, свободный от снега лавовый
поток». Много мелких фумарол было расположено в юго-восточной части кратера и в фронта льной части лавового потока. Из самого
лавового потока выходов газа не наблюдалось.
Следы пепла, который выпал до сентября 1986 г.,
были замечены на покрытых снегом склонах
кратера. При этом постоянный снежный покров
на вулкане отсутствовал.
Полевые исследования и анализ спутниковых снимков позволяют усомниться в эффузивном харак тере этого извержени я, что в
определенной степени подтверждается особенностями современной эруптивной деятельности
влк. Пик Сарычева. Поэтому фигурирующий
в сообщении «черный, свободный от снега
лавовый поток», скорее всего, относится к более
раннему извержению, возможно 1976 г. Судя по
приведенным данным, извержение 1986 г. было
чисто фреатическим.
1989 г.: эксплозивное извержение в середине
января; на снегу были видны полосы выпавшего
пепла (информация для SEAN была предоставлена Г.С. Штейнбергом). В отчете сообщалось
о пепловом извержении, зарегистрированном
14 января в 11:36. Во время облета между 12:20 и
12:50 вершина вулкана была окутана облаками,
которые располагались на высоте 1300-1800 м.
Эруптивной колонны, возвышающейся над
облачностью, не наблюдалось. На покрытых
снегом северном и северо-восточном склонах
конуса, были отмечены две узкие серые полосы
пепла, свидетельствующие о том, что пепловая
эксп лози я произош ла в преды д у щий день.
Активность сопровождалась серией ощутимых
землетрясений, зафиксированных 5-12 января.
Эпицентры некоторых сильных землетрясений
(М <= 6.2) находились в районе о. Симушир,
расположенного к юго-западу от о. Матуа.
Данный эпизод, по-видимому, в целом был
аналогичен предыдущим: выброс пепла имел
фреатический механизм и произошел в результате таяния снега с последующим заполнением
водой подводящего канала, далее ‒ по известному, в подобных случаях, сценарию. На наш
взгляд подобную природу также имели пепловые
выбросы, упоминаемые в работах В.Н. Шилова
(1962) и Ю.К. Ефремова (1962).
XXI в. Извержение 11-17 июня 2009 г.: одно из
самых ярких событий в современной эруптивной
летописи вулканов Курильской гряды, являющимся, вместе с тем, наиболее изученным извержением этого вулкана (Гришин, Мелекесцев,
2010; Левин и др., 2009; 2010б; Рыбин и др., 2010;
Rybin et al., 2011).
Ввиду того, что характеристика этого извержения подробно изложена в перечисленных
недавних публикациях, в данной работе остановимся лишь на его главных особенностях.
Крупное эксплозивно-эффузивное извержение влк. Пик Сарычева 11-17 июня 2009 г. стало
первым извержением на Центральных Курилах
в XXI в. Начальные признаки его подготовки
были зафиксированы SVERT: на спутниковых
снимках NOA A (спектрорадиометр AVHRR)
и Terra (спектрорадиометр MODIS) за 11 июня
2009 г. была выявлена термальная аномалия,
свидетельствующая об усиление фумарольной
активности (Рыбин и др., 2010). Дальнейший
мониторинг эруптивного процесса осуществлялось также на основе данных дистанционного
зондирования.
Су ммарный объем вулканитов, выброшенных в течение активной фазы извержения
(11-17 июня 2009 г.), составил, по разным оценкам,
от 0.1-0.2 (Гришин и др., 2010) до 0.2-0.4 км3 (Левин
и др., 2010б; Рыбин и др., 2010). Эруптивные тучи,
по данным Токио VAAC (Volcanic Ash Advisory
Center), поднимались на высоту 8-16 км, а шлейф
вулканического пепла простирался в западном
и северо-западном направлении на 1.5 тыс. км,
в восточном и юго-восточном – более чем на
3 тыс. км, что соответствует сектору покрытия
от Амурской области до п-ова. Аляска. Впервые
за исторический период были зарегистрированы пеплопады на территории о. Сахалин и
Хабаровского края. Поступление большого
количества пирок ластического материа ла в
прибрежную акваторию привело к увеличению
площади островной суши на 1.1 км 2 (2.09%).
По северному и северо-восточном у ск лон у
вулкана излилось два узких лавовых потока
(Гришин, Мелекесцев, 2010; Левин и др., 2010а).
Продукты извержения были представлены андезибазальтами (табл. 1) (Rybin et al., 2011).
Произошедшее извержение, как и предшест ву ющ ие собы т и я, х ара к т еризова лось
высокой эксплозивностью, при которой выбрасываемый вулканом материа л формирова л
многочисленные пирок ластические потоки.
Процесс их образования был запечатлен на
фотоснимках, сделанных астронавтами МКС
(рис. 4). Отложения пирокластических потоков
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
111
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ДЕГТЕРЕВ и др.
Рис. 4. Эксплозивная деятельность влк. Пик Сарычева. На снимке видна эруптивная колонна, поднявшаяся на высоту нескольких километров, и пирокластические потоки, движущиеся по склонам вулкана,
13 июня 2009 г. (опубликовано Earth Sciences and Image Analysis Laboratory, NASA Johnson Space Center,
http://earthobservatory.nasa.gov/NaturalHazards/view.php?id=38985).
были изучены спустя 10 дней после окончания
активной фазы извержения. В ходе исследований
кроме отложений пирокластических потоков
бы ли диагностированы все основные типы
сопряженных с ними фаций (в соответствии с
классификацией из работы (Fisher, Schminke,
1984): отложения приземной пирок ластической волны (ground surge); отложения волны
пеплового облака (ash cloud surge); отложения
пепловых облаков пирокластического потока
(ash cloud of pyroclastic f low); тефра (tephra
fall) (рис. 5). Для идентификации отложений
использовались методы, основанные на страт и г рафи ческ и х и ст ру к т у рно-т екст у рн ы х
особенностях пирокластики, а также специфике
их гранулометрического состава (в соответствии с методикой из работы (Гирина, 1998).
Тефра извержения 2009 г. была представлена
разностями двух типов: пеплом коричневого и
112
серого цветов с четким контактом между ними.
В гранулометрическом отношении пеплы соответствовали алевропелиту, с примесью мелкозернистого песка. При этом серый пепел был
несколько крупнее коричневого. Существование
пеплов двух генераций отмечено так же при
извержении 1960 г. (Шилов, 1962).
ИЗВЕРЖЕНИЯ ВУЛКАНА ПИК
САРЫЧЕВА В КАТАЛОГАХ
ИЗВЕРЖЕНИЙ ВУЛКАНОВ МИРА
Каталогизация вулканических извержений
и создание непрерывной эруптивной летописи
вулканов – необходимое условие познания
пространственно-временных закономерностей
проявления вулканизма. В этой связи весьма
важно, чтобы каталоги содержали, насколько это
возможно, объективные данные.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИСТОРИЧЕСКИЕ ИЗВЕРЖЕНИЯ
Рис. 5. Гранулометрический состав пирокластических отложений влк. Пик Сарычева: Р5/2009 – серый
пепел; Р6/2009 – коричневый пепел; 1/30/09 – пирокластический поток; 2/30/09 – пирокластический поток; 3/30/09 – приземная пирокластическая волна; 4/30/09 – пирокластический поток; 5/30/09 – волна
пеплового облака; 6/30/09 – пирокластический поток.
В каталоге (Гущенко, 1979) из 9 исторических
извержений влк. Пик Сарычева (по состоянию на
1979 г.), рассмотренных в данной статье, содержится 8 – отсутствует извержение 1923 г. При этом
в каталог (Гущенко, 1979) добавлено «лишнее»
извержение 9 декабря 1965 г. – слабые эксплозии
из центрального кратера. Источник информации
об извержении неизвестен, так как ссылка на него
отсутствует.
Более поздний каталог (Simkin, Siebert, 1994)
содержит 12 извержений вулкана: помимо извержения 1965 г., в него включено извержение 1805 и
1927 гг., однако, каких-либо характеристик, кроме
VEI (Volcanic Explosive Index) = 2? для извержения
1927 г., не приводится.
По мнению авторов, выявленные несоответствия обусловлены тем, что в эти годы (1805,
1927, 1965 гг.) на вулкане фиксировались признаки
повышенной активности (усиление фумарольной
деятельности, фреатические выбросы), но были
неправильно поняты наблюдателями или/и
искажены в последующих работах, вследствие
чего эти эпизоды вошли в каталоги как извержения. Предположение подтверждается примером
«извержения» 1805 г. В работе (Горшков, 1948)
изложены наблюдения Г. Лангсдорфа (Langsdorf,
1812) – участника кругосветной экспедиции
И.Ф. Крузенштерна, который охарактеризовал
состояние вулкана в мае 1805 г. следующим образом: «...пик почти весь день дымил и испускал
светлый или желто-серый дым...» (Горшков, 1948,
стр. 5). Маловероятно, что исследователь ограничился бы столь лаконичным описанием, если стал
свидетелем «настоящего» извержения.
Кроме того, обнару жены су щественные
различия в оценке главного показателя силы
извержения (VEI) для достоверно установленных
извержений влк. Пик Сарычева из каталога
(Simkin, Siebert, 1994) и оцененного нами (табл. 2).
При этом в некоторых случаях в (Simkin, Siebert,
1994) встречаются как явно завышенные, так и
заниженные показатели. Небольшое эксплозивное извержение 1960 г. в оценивается VEI = 3,
а явно превосходящее его событие 1760-х, возможно самое сильное историческое извержение
влк. Пик Сарычева, VEI = 2?. В целом можно
отметить несколько завышенный показатель VEI
из каталога (Simkin, Siebert, 1994) по сравнению с
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
113
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ДЕГТЕРЕВ и др.
оценкой авторов, особенно в отношении слабых
эксплозивных извержений (табл. 2).
Каталоги вулканических извержений постоянно совершенствуются и пополняются новыми
данными. Сравнение современных каталогов с
предшествующими свидетельствует об увеличении общего количества активных вулканов и
их сильных извержений в прошлом (Пономарева,
2010). Тем не менее, в некоторых случаях может
иметь место и обратный процесс.
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
Начиная с середины XVIII века в исторических хрониках (Андреев и др., 1978; Горшков,
1948, 1967; Левин и др., 2009; Мархинин, 1964;
Полонский, 1993; Сноу, 1992; Шилов, 1962)
зафиксировано и описано, с разной степенью
детальности, 10 извержений влк. Пик Сарычева:
в 1760-х, 1878-1879, 1923, 1928, 1930, 1946, 1954,
1960, 1976, 2009 гг. (рис. 6). Все они были терминальными и, как правило, непродолжительными
(первые часы, дни). Характер деятельности Пика
Сарычева преимущественно эксплозивный и
эксплозивно-эффузивный – от слабых эксплозий
типа Вулкано, до мощных пароксизмов субплинианского типа. Главная особенность современных извержений влк. Пик Сарычева – их
высокая эксплозивность, при которой выбрасываемый вулканом обломочный материал формирует пирокластические потоки.
В продуктах извержений Пика Сарычева
преобла дает пирок ластика. Дол я лавового
материала резко подчинена. Пирокластические
образования представлены практически полным
набором фаций, типичных для современных
эксплозивных извержений андезитовых вулканов (отложения пирокластических потоков и
волн, пеплов облака потока). Породы, извергаемые вулканом на современном этапе отвечают андезибазальтам со средними содержаниями SiO2=53.78%, Na 2O=3.07%, К 2O=0.96%
(табл. 1).
Рассмотрев, в общих чертах, новейший этап
эруптивной истории влк. Пик Сарычева, последовательность событий при его умеренных и
сильных извержениях можно представить следующим образом. Примерно за 1-2 дня до начала
активной фазы извержения заметно усиливается
сольфатарная деятельность вулкана. Подобное
явление отмечено перед извержениями 1946
(Главацкий, Ефремов, 1948), 1960 (Шилов, 1962),
Таблица 2. Показатели VEI для достоверно установленных извержений влк. Пик Сарычева.
№
Дата (г.)
VEI
(1)
VEI
(2)
1
1760-е
2?
3-4
2
1878-1879
2
1
3
1923
2
1
4
1928
2
1-2
5
1930
3
2-3
6
1946
4
3
7
1954
2
1
8
1960
3
1-2
9
1976
2
2
Примечание. Извержение 2009 г. в таблицу не включено. (1) – данные каталога (Simkin, Siebert, 1994).
(2) – оценка авторов, основанная на литературных
данных (Андреев и др., 1978; Главацкий, Ефремов,
1948; Горшков, 1948, 1954, 1967; Полонский, 1994; Сноу,
1992; Шилов, 1962).
114
Р ис. 6. Хронолог и я извержен и й современ ног о
эру п т и вного этапа в л к. Пи к Сары чева. Условн ые обозначен и я: 1 – эксп лози вное извержение; 2 – эксп лозивно-эффузивное извержение;
3 – эффузивно-эксплозивное извержение. Условная
оценка силы извержений сделана на основании имеющихся характеристик исторических извержений и,
в целом, аналогична VEI.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИСТОРИЧЕСКИЕ ИЗВЕРЖЕНИЯ
1976 (Андреев и др., 1978) и 2009 гг. (Левин и др.,
2009), поэтому может использоваться в качестве
краткосрочного предвестника, как при спутниковом мониторинге, так и при визуальном наблюдении. Активная фаза извержения начинается с
относительно слабых эксплозий, разрушающих
жерловую пробку. В течение короткого времени
эруптивная активность последовательно нарастает и начинается массовый выброс раскаленной
пирокластики. После того как питающий канал
вулкана достаточно выработан стартует эффузивная деятельность. Излияние лавовых потоков
как правило непродолжительно и, по всей видимости, происходит в перерывах между эксплозиями. Кульминационная фаза извержений влк.
Пик Сарычева имеет пульсационный характер –
мощные взрывы разделяются периодами покоя.
На данном этапе эруптивной активности вулкана
формируются наиболее крупные пирокластические потоки, отлагающиеся за пределами
островной суши. Скопление вулканитов на
периферии вулканического конуса приводило
к изменению конфигурации береговой линии
о. Матуа, что было отмечено после событий
1930 (Tanakadate, 1931; Горшков, 1948), 1946
(Главацкий, Ефремов, 1948) и 2009 гг. (Левин
и др., 2009). Эруптивные тучи, значительной
высот ы, обра зу ют протя женные пеп ловые
ш лейфы, способн ые распрост ран я т ься на
сотни километров от вулкана. Пик Сарычева –
один из немногих вулканов Курильской дуги,
п ри ис т ори ческ и х извержен и я х ко т орог о
сектор пеплопада выходил далеко за пределы
островной гряды, выпадая к северо-востоку ‒
на Камчатке (Главацкий, Ефремов, 1948) и к
западу – на территории Хабаровского края и
Сахалина (Левин и др., 2009). После кульминации
эксплозивная деятельность вулкан некоторое
время сохраняется, но вскоре идет на убыль. По
прошествии активной фазы вулкан находится в
состоянии высокой фумарольной активности.
Изучение особенностей исторических извержений вулкана Пик Сарычева и, в частности,
события 2009 г., обнаруживают определенное
сходство с извержениями влк. А вачинск ий
на Камчатке: при относительно невысоком
содержании кремнезема в породах (преимущественно андезибазальты) и, соответственно,
обедненности магмы летучими, извержения
этих вулканов характеризуются высокой эксплозивностью. Так в работах (Мелекесцев и др.,
1993; 1994) показано, что из 14 извержений
влк. Авачинский только два можно уверенно
отнести к эффузивно-эксплозивным и эффузивным (1894-1895 и 1991 гг., соответственно),
остальные же являются чисто эксплозивными.
При этом разгрузка вулканитов в ходе эруптивного процесса осуществляется, главным
образом, за счет пирокластических потоков и
ассоциирующихся с ними пирокластических
волн. Механизм образования пирокластических
потоков на вулкане Авачинский объясняется
по-разному. Б.И. Пийп (1946) считал их результатом взрыво-выдуваний – непрерывной серии
взрывов, происходящих при низком газовом
давлении. И.В. Мелекесцев с соавторами (1994)
объясняет этот процесс уменьшением к концу
извержения содержания в газовой фазе водяного
пара, образовавшегося при контакте магмы и
обводненных пород.
В литолого-фациальном отношении отложения пирок ластических потоков вулканов
Авачинский и Пик Сарычева схожи: потоки
сложены пористыми «шлакообразными» обломк ам и ан дезиба за л ьтов ра змером 15-30 см.
Ювенильные обломки имеют характерную округлую форму, которую они приобрели в процессе
перемещения обломочной массы по склонам
(рис. 7). Доля ювенильного материала в общем
объеме извергнутой пирокластики различна и
определяется, вероятно, характером извержения.
Пирокластические потоки извержения влк. Пик
Сарычева 11-17 июня 2009 г. имеют двучленное
строение: нижняя часть разреза представлена
преимущественно резургентным материалом,
отложившимся, по-видимому, субсинхронно
с коричневым пеп лом – в нача льн у ю фазу
извержени я, когда происходи ла прочистка
подводящего канала. Верхняя часть разреза
образована в основном ювенильными пирокластами «шлакообразного» облика, извергнутыми
после того как питающий канал был проработан.
По нашему мнению, похожую картину наблюдал
Б.И. Пийп (1946), изучая последствия извержения
влк. Авачинский в 1938 г. При описании отложений ювенильных пирокластических потоков,
которые он назвал «раскаленными аггломератовыми потоками» (Пийп, 1946, стр. 19), отдельно
были упомянуты «потоки, которые были образованы из песка и обломков старых лав» (Пийп,
1946, стр. 19). Гранулометрический состав заполнителя (частицы размером менее 2 мм) пирокластических потоков влк. Пик Сарычева (извержения 11-17 июня 2009 г.) заметно отличается от
других, генетически связанных с ними фаций, ‒
пирок ластическ их волн, пеп лового облака
пирокластического потока и тефры (рис. 5),
также обладающих специфическими чертами
гранулометрии. Так, заполнитель отложений
приземной пирок ластической волны имеет
ярко выраженное одномодальное распределение
фракций, преобладают частицы 0.25-0.8 мм
(68.4%). Гранулометрический состав заполнителя
отложений волны пеплового облака характеризуется бимодальным распределением фракций –
преобла дают частицы размером 0.1-0.5 мм
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
115
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ДЕГТЕРЕВ и др.
Рис. 7. Отложения пирокластических потоков влк. Пик Сарычева: а – одного из последних (до 2009 г.) извержений, возможно, 1946 или 1976 гг., август 2008 г. (фото Д.Н. Козлова); б – извержения 2009 г., август 2010 г. (фото
А.В. Дегтерева); в – извержения 2009 г., июнь 2009 г. На заднем плане влк. Пик Сарычева (фото А.В. Рыбина).
(49.9%) и менее 0.05 мм (24.3%). Выявленные
особенности гранулометрического состава пирокластики влк. Пик Сарычева, в общих чертах,
соответствуют таковым для вулканов Камчатки
(Гирина, 1998).
Пирокластические продукты всех извержений влк. Пик Сарычева характеризуются
на л и ч ием р езу рг ен т ног о мат ериа ла. При
сильных извержениях его доля сопоставима
с объемами ювенильной составляющей, а в
116
слу чае единичных эксплозивных эпизодов,
по-видимому, пирок ластическ ие проду кты
представлены им целиком. Проводя аналогию
с в л к. А вач и нск и й (Брай цева и др., 1998;
Мелекесцев и др., 1994), обладающим схожими
чертами деятельности, можно предположить,
что большинство извержений влк. Пик Сарычева
также имели фреатомагматический механизм.
Пирокластические потоки могут распространяться на значительные расстояния, покрывая
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИСТОРИЧЕСКИЕ ИЗВЕРЖЕНИЯ
при этом обширные территории. Оказывая
механическое, температурное и геохимическое воздействие на подстилающий субстрат,
пирокластические потоки выступают мощным
поражающим агентом, способным приводить
к трансформаци ям природных комп лексов
различного уровня. Кроме того, они часто провоцируют грязекаменные лавины – лахары, вкупе с
которыми существенно усиливается суммарный
экологический эффект извержения. В результате
извержении 2009 г. комплексное воздействие
этих факторов вызвало перестройку ландшафтов
о. Матуа, наиболее сильно проявившуюся в
пределах постройки действующего влк. Пик
Сарычева и прилегающих к нему территорий.
Учитывая особенности пирокластических
потоков влк. Пик Сарычева и подчеркивая их
отличие от таковых образований в «классическом» варианте, авторы считают правомерной
в этом отношении некоторую унификацию
термина, выраженную в уточнении названия.
Во избежание возможных неточностей в будущем,
уместно применять термин «шлаковые пирокластические потоки».
В заключение стоит отметить следующую
деталь ‒ подавляющее большинство извержений
влк. Пик Сарычева приходится на последнее
столетие и лишь два – на предшествующие века
(XVIII-XIX вв.). Столь неравномерная группировка периодов вулканической активности и покоя
дают основание усомниться в полноте имеющихся
данных об извержениях вулкана в течение исторического времени. Предположение о фрагментарности эруптивной летописи вулкана, представляется вполне обоснованным, так как поступление
сведений о состоянии вулкана имело случайный
характер. Графическое выражение распределения
вулканических событий во времени (рис. 6)
обнару ж ивает некоторые закономерности,
являющиеся, возможно, отражением периодов
различной продуктивности вулканического
аппарата. Выделяются периоды 1923-1946 гг. и
1954-2009 гг. Для каждого из них характерно
последовательное у величение си лы происходивших извержений: от слабых эксплозивных
извержений в начале цикла до мощных пароксизмов, как правило, эксплозивно-эффузивного
типа, в их конце (рис. 6). В то же время, предполагаемая неполнота исторических хроник об
активности вулкана препятствует выявлению
подобной тенденции за более продолжительный
интервал времени.
Влк. Пик Сарычева активно работал в течение исторического времени: в среднем его извержения происходили каждые 25 лет, в связи, с чем
высока вероятность его извержений в недалеком
будущем. Учитывая высокую эксплозивность
вулкана, практически все его извержения, в
разной степени, будут представлять угрозу для
авиации. При наиболее крупных извержениях
опасности подвергнутся, также находящиеся на
острове люди (периодически Матуа посещают
нау чные и т уристическ ие гру ппы). Вблизи
пост рой к и вул к ана основн ы м и пора ж ающими факторами выступят пирокластические
потоки и волны, а также лахары; на удалении –
вулканический пепел, обладающий ярко выраженными абразивными свойствами и эруптивные газы. Вместе с тем важно помнить, что
корректную и научно-обоснованную оценку
относительно долгосрочного прогноза активности вулкана можно сделать только после
тщательного изу чении эруптивной истории
влк. Пик Сарычева за продолжительный период
(по возможности с начала его формирования).
Рассмотрение данного вопроса ‒ тема отдельного
исследования, реализация которого начата и
активно продолжается.
ВЫВОДЫ
1. Новейший этап эру птивной истории
влк. Пик Сарычева характеризуется непродолжительными терминальными извержениями
эксплозивного и эксплозивно-эффузивного
типов, при которых выбрасываемый вулканом
материал формирует пирокластические потоки
и генетические связанные с ними образования,
составляющие основной объем изверженных
продуктов.
2. Особенности деятельности влк. Пик
Сарычева обнаруживают определенное сходство
с извержениями влк. Авачинский на Камчатке,
которое отражено, в частности, в литологофациальном облике эксплозивных продуктов.
3. Учитывая высокую активность влк. Пик
Сарычева в течение исторического периода, представляется маловероятным, что в ближайшее
время вулкан кардинально изменит режим эруптивной деятельности и станет менее опасным.
В связи с этим, при мониторинге вулканической
активности этому объекту необходимо уделять
особое внимание.
Исследования выполнены при поддержке
грантов РФФИ (№ 10-05-00797, № 09-05-00003)
и ДВО (№ 11-III-В-08-015).
Авторы искренне благодарят сотрудников
ИВиС ДВО РАН д.г.-м.н. И.В. Мелекесцева за
обсуждение материалов, положенных в основу
статьи, как в процессе полевых работ, так и в
ходе переписки и ряд ценных замечаний, к.г.-м.н.
О.А. Гирину за консультации по вопросам диагностики пирокластических отложений, а также к.т.н.
В.А. Рашидова за внимание к работе и конструктивную критику, способствовавшую улучшению
качества ее содержания.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
117
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ДЕГТЕРЕВ и др.
Список литературы
Андреев В.Н., Шанцер А.Е., Хренов А.П. и др.
Извержение вулкана Пик Сарычева в 1976 г. //
Бюлл. вулканол. станций. 1978. № 55. С. 35-40.
Белоусов А.Б., Белоусова М.Г., Гришин С.Ю. и др.
Ис т ори че ск ие изв ержен и я ву л к а н а
Чик урачки (о. Парамушир, Курильские
острова) // Вулканология и сейсмология.
2003. № 3. С. 15-34.
Брайцева О.А., Базанова Л.И., Мелекесцев И.В. и др.
Кру п ней ш ие г олоценовые извержен и я
вулкана Авачинский на Камчатке (этап 72503700 14С-лет назад) // Вулканология и сейсмология. 1998. № 1. С. 3-24.
Га н з е й К .С., Ра з ж и г а е в а Н.Г., Р ы б и н А .В.
Изменение лан дшафт ной ст ру к т у ры о.
Матуа во второй половине ХХ - начале XXI
вв. (Курильский архипелаг) // География и
природные ресурсы. 2010. № 3. С. 87-93.
Гирина О.А. Пирокластические отложения современных извержений андезитовых вулканов
Камчатки и их инженерно-геологические особенности. Владивосток: Дальнаука, 1998. 174 с.
Главацкий С.Н., Е фре мо в Г.К. Извержен ие
вулкана Пик Сарычева в ноябре 1946 года //
Бюлл. вулканол. станций. 1948. № 15. С. 8-12.
Горшков Г.С. Вулкан Пик Сарычева // Бюлл.
вулканол. станций. 1948. № 15. С. 3-7.
Горшков Г.С. Хронология извержений вулканов
Курильской гряды. Труды Лабор. вулканологии. 1954. Вып. 8. С. 58-99.
Горшков Г.С. Вулканизм Курильской островной
дуги. М.: Наука, 1967. 287 с.
Гришин С.Ю., Гирина О.А., Верещага Е.М. и др.
Мощное извержение вулкана Пик Сарычева
(Курильские острова, 2009 г.) и его воздействие на растительный покров // Вестник
ДВО РАН. 2010. № 3. С. 40-50.
Гришин С.Ю., Мелекесцев И.В. Лавовые потоки
(извержение 2009 г.) вулкана Пик Сарычева
(Центральные Курилы) // Вестник КРАУНЦ.
Науки о Земле. 2010. № 1. Вып. № 15. С. 232-239.
Г ущенко И.И. Извержени я вулканов мира.
М.: Наука, 1979. 473 с.
Е ф р е м о в Ю . К . Ку р и л ь с к о е о ж е р е л ь е .
М.: Географгиз, 1962. 320 с.
Жаринов Н.А., Жданова Е.Ю., Белоусов А.Б. и др.
А ктивность Северной гру ппы вулканов
Камчатки в 1985 г. // Вулканология и сейсмология. 1988. № 3. С. 3-12.
Извержение вулкана Фуедзан на острове Матуа
(Курильские острова, уезд Синсиру) // Кисе
еран. 1928. № 346. С. 397. На яп. яз.
Камио Х. Землетрясение в заливе Моротон на
о-ве Сумусир в июне 1920 г. и извержение на
о-ве Матуа в январе 1923 г. // Геологический
журнал. 1931. Т. 38. № 1. На яп. яз.
118
Лаверов Н.П., Добрецов Н.Л., Богатиков О.А. и др.
Новейший и современный вулканизм на
территории России. М.: Наука, 2005. 604 с.
Левин Б.В., Мелекесцев И.В., Рыбин А.В. и др.
Экспедиция «Вулкан Пик Сарычева – 2010»
(Курильские острова) // Вестник ДВО РАН,
2010а. № 6. С. 152-159.
Левин Б.В., Рыбин А.В., Мелекесцев И.В. Земля
русская приросла после недавних событий в
Сахалинской области // Вестник РАН. 2010б.
№ 1. С. 40-44.
Левин Б.В., Рыбин А.В., Разжигаева Н.Г. и др.
Комплексная экспедиция «Вулкан Сарычева
– 2009» (Курильские острова) // Вестник
ДВО РАН. 2009. № 6. С. 98-104.
Мар х и ни н Е.К. Вул к ан Сары чева // Бюл л.
вулканол. станций. 1964. № 35. С. 44-58.
Мелекесцев И.В., Брайцева О.А., Двигало В.Н.,
Базанова Л.И. Исторические извержения
Авачинского вулкана на Камчатке: попытка
современной интерпретации и классификации для долгосрочного прогноза типов и
параметров будущего извержения. Ч. I. 17371909 гг. // Вулканология и сейсмология. 1993.
№ 6. С. 13-27.
Мелекесцев И.В., Брайцева О.А., Двигало В.Н.,
Базанова Л.И. Исторические извержения
Авачинского вулкана на Камчатке: попытка
современной интерпретации и классификации для долгосрочного прогноза типов
и параметров будущего извержения. Ч. II.
1926-1991 гг. // Вулканология и сейсмология.
1994. № 2. С. 3-22.
Мелекесцев И.В., Двигало В.Н., Кирсанова Т.П. и др.
300 лет жизни камчатских вулканов: Молодой
Шивелуч (анализ динамики и последствий
эруптивной активности в ХVII–XX вв.) Ч. I.
1650-1964 гг. // Вулканология и сейсмология.
2003. № 5. С. 3–19.
Мелекесцев И.В., Двигало В.Н., Кирсанова Т.П. и др.
300 лет жизни камчатских вулканов: Молодой
Шивелуч (анализ динамики и последствий
эру птивной ак тивности в Х V II-X X вв.)
Ч. II. 1965-2000 гг. // Вулканология и сейсмология. 2004. № 1. С. 5–24.
Миятаке К. Об извержении вулкана на острове
Харумукотан (Центра льные Курильские
острова) 8 января 1933 г. // Бюлл. вулканол.
об-ва Японии. 1934. Т. 2. № 1. На яп. яз.
Пийп Б.И. О раска ленны х аг гломератовы х
потоках Авачи и о типе извержений этого
вулкана // Бюл л. вулканол. станций на
Камчатке. 1946. № 12. С. 18-28.
Полонский А.С. Курилы // Краеведческий бюллетень. 1994. № 3. С. 3-86.
Пономарева В.В. Крупнейшие эксплозивные
вулканические извержения и применение их
тефры для датирования и корреляции форм
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИСТОРИЧЕСКИЕ ИЗВЕРЖЕНИЯ
рельефа и отложений: Автореф. дисс. док.
геогр. наук. Москва, 2010. 50 с.
Разжигаева Н.Г., Арсланов Х.А., Ганзей Л.А.,
Рыбин А.В. Новые данные о возрасте голоценовой тефры и влияние пеплопадов на
становление ландшафтов Средних и Северных Курил // Материалы IV Всероссийского
симпозиума по вулканологии и палеовулканологии. Т. 2. Петропавловск-Камчатский:
ИВиС ДВО РАН, 2009. С. 480-484.
Р ы б и н А .В., Чи б и с о ва М.В., Ко р о те е в И.Г.
Проблемы мониторинга вулканической
ак тивности на Ку ри льск и х ост ровах //
Вестник ДВО РАН. 2010. № 3. С. 64-71.
Сноу Г. Записк и о Кури льск их островах //
Краеведческий бюллетень. 1992. № 1. С. 89-127.
Федорченко В.И., Абдурахманов А.И., Родионова
Р.И. Вулканизм Курильской островной дуги.
М.: Наука, 1989. 239 с.
Шилов В.Н. Извержение вулкана Пик Сарычева
в 1960 году // Труды СахНИИ. 1962. Вып. 12.
С. 143-149.
Fisher R.V., Schminke H.U. Piroclastic rocks. Berlin,
Heidelberg, N.Y., Tokyo: Springer-Verlag, 1984. 472 p.
Gorshkov G.S. Cataloge of the active volcanoes of the
World including solfatara fields. P. VII. Kurile
islands. Inter. Volcanological Assoc. Napoli,
Italia, 1958. 99 p.
Haywood J., Jones A., Clarisse L. et al. Observations
of the eruption of the Sarychev volcano and
simulations using the HadGEM2 climate model //
J. Geophys. Res. 2010.V. 115. D21212.
Langsdorf G.H. Bemerkungen auf einer Reise um die
Welt in den Jahren 1803 bis 1807. B. I. Frankfurt
am Main, 1812. 672 с.
Milne J. The Volcanoes of Japan. Transactions of the
Seismological Society of Japan. V. 9. Yokohama,
1886. P. 2. 184 p.
Pallas P.S. Neue Beschreibung der Kurilischen Inseln.
Neue Nordische Beiträge, B. IV. SPb. und Leipzig,
1783. P. 112-141.
Rybin A., Chibisova M., Webley P. et al. Satellite and
ground observations of the June 2009 eruption of
Sarychev Peak volcano, Matua Island, Central
Kuriles // Bull. Volcanol. 2011. V. 73. № 4. P. 40-56.
Salinas L . J. United A irlines Flight Dispatch,
Congressional Hazards Caucus. 2010 (http://
www.agiweb.org).
Simkin T., Siebert L. Volcanoes of the world: a regional
directory, gazetteer, and chronology of volcanism
during the last 10,000 years. Tucson, Arizona:
Geosciences Press, 1994. 349 p.
Tanakadate H. Volcanic activity in Japan and vicinity
during the period between 1924 and 1931 //
Japanese Journal of Astronomy and Geophysics.
1931. V. 9. № 1. P. 47-64.
HISTORICAL ERUPTIONS OF SARYCHEV PEAK VOLCANO,
MATUA ISLAND, THE KURILES
A.V. Degterev1, A.V. Rybin1, N.G. Razzhigaeva2
1
Institute of Marine Geology and Geophysics FEB R AS, Yuzhno-Sakhalinsk, 693022
2
Pacific Institute of Geography FEB R AS, Vladivostok, 690041
The article provides data on historical events of the Kurile island arc’s most active Peak Sarychev Volcano,
Matua Island, the Central Kuriles. During the study period the volcano was producing short terminal
eruptions of explosive and explosive-effusive types discharging volcanites chiefly with pyroclastic flows
and related formations.
Keywords: historical eruptions, Sarychev Peak, the Kuril Islands.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
119
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
УДК 551.89
РАЗВИТИЕ ПРИРОДНОЙ СРЕДЫ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ОСТРОВА ИТУРУП
В СРЕДНЕМ – ПОЗДНЕМ ГОЛОЦЕНЕ (КУРИЛЬСКИЕ ОСТРОВА)
© 2011 М.С. Лящевская, К.С. Ганзей
Тихоокеанский институт географии ДВО РАН, Владивосток, 690041; e-mail: geo2005.84@mail.ru
В статье рассмотрены основные этапы развития природной среды о. Итуруп в среднем – позднем
голоцене, обусловленные разнонаправленными и разноамплитудными к лиматическими
флуктуациями, а также колебаниями уровня моря. Выявлены особенности развития ландшафтов
западного и восточного побережий острова. Прослежена эволюция широколиственных лесов в
среднем – позднем голоцене и установлены причины, повлиявшие на сохранение реликтового
массива вблизи пос. Курильск.
Ключевые слова: голоцен, палеоландшафтные смены, современные ландшафты, Итуруп.
ВВЕДЕНИЕ
Барьерное положение Курильских островов,
большая субмеридиональная протяженность,
изолированность островных территорий и проявление активных геодинамических процессов
приводит к формированию на островах своеобразных геосистем. Современный ландшафтный
облик островов формировался в течение долгой и
сложной истории развития. Исследования голоценовых отложений, принимающих участие в
строении морских, озерных, речных террас, торфяников, с помощью палинологического и диатомового анализа, радиоуглеродного датирования, свидетельствуют о значительных изменениях природной среды на этой территории
(Короткий и др., 2000; Razjigaeva et al., 2002).
На основе новых палинологических и геохронологических данных авторами впервые проанализирована непрерывная летопись изменений
природной среды охотоморского побережья
о. Итуруп за последние 6 тыс. лет и выявлены
особенности развития ландшафтов западного и
восточного побережий острова.
Целью исследования является выделение
основных этапов развития природной среды центральной части о. Итуруп в среднем – позднем
голоцене. Для решения поставленной цели был
решен ряд задач: проанализированы природные
условия и современная ландшафтная структура
о. Итуруп, проведен спорово-пыльцевой анализ
голоценовых отложений на охотоморской сто120
роне острова, выявлены палеоландшафтные
смены и выполнено сравнение данных с результатами, полученными другими исследователями
(Разжигаева, Ганзей, 2006; Anderson et al., 2009).
В ходе работы использова лся комп лекс
методов, широко применяемых в современных
физико-географических исследованиях – палинологический, сравнительно-географический,
историко-географический, картографический,
математический, а также метод дистанционного
зондирования.
Для анализа современного ландшафтного
облика о. Итуруп использовалась ландшафтная
карта острова в масштабе 1:200000 (Ганзей, 2010)
отображающая ландшафты на уровне групп
урочищ (рис. 1).
Для выявления факторов и условий, повлиявших на развитие и становление ландшафтов был
изучен разрез голоценовых отложений мощностью 5.5 м, вскрытых скважиной ручного бурения
на прибрежной равнине между пос. Курильск и
оз. Лебединое (рис. 2). Отбор образцов на споровопыльцевой анализ проводился послойно с интервалом 5 см, что позволило получить непрерывную
летопись палеогеографических событий, происходивших в среднем – позднем голоцене.
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКАЯ
ХАРАКТЕРИСТИКА
Остров Итуру п, расположенный на юге
Большой Курильской гряды, является круп-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РАЗВИТИЕ ПРИРОДНОЙ СРЕДЫ
Рис. 1. Фрагмент ландшафтной карты о. Итуруп. Индексы на карте соответствуют общей классификации ландшафтов Курильских островов (Ганзей, 2010). Рельеф: 1 – крутые и средней крутизны склоны лавовых потоков,
сложенные андезитами, базальтами с пирокластическими отложениями; 2 – субгоризонтальные поверхности
вулканических плато, сложенные андезитами, базальтами и туфами; 3 – крутые и средней крутизны склоны древних вулканов с лавовыми потоками, сложенные андезитами, базальтами и туфами; 4 – склоны и днища долин
временных и постоянных водотоков с выходами андезитов, базальтов и пирокластического материала; 5 – субгоризонтальные поверхности абразионно-аккумулятивных и аллювиально-морских террас и равнин (в прибрежной части со штормовыми валами), сложенные пирокластическими отложениями, песками, галечниками и валунниками. Растительный и почвенный покровы: 4 – кедрово-стланиковые заросли: 4-1 – с ольхой и каменной березой на сухоторфянистых, местами слоисто-пепловых, перегнойно-иллювиально-гумусовых почвах;
5 – березово-ольховые леса: 5-3 – с кедровым стлаником и бамбучником; 6 – каменно-березовые леса: 6-6 – с высокотравьем и ивой на охристо-подзолистых почвах, местами перегнойно-иллювиально-гумусовых; 7 – еловопихтовые леса: 7-2 – с каменной березой, ольхой, тисом и бамбучником на буроземах гумусово-аккумулятивных;
9 – дубово-ольховые леса: 9-1 – с кленом и ильмом; 9-2 – с ивой и высокотравьем на буроземно-охристых почвах;
10 – тополево-ольховые леса: 10-1 – с каменной березой; 10-2 – с каменной березой и бамбучником; 10-3 – с ивой,
каменной березой и высокотравьем на буроземно-иллювиально-гумусовых почвах; 11 – осиново-тополевые леса
на буроземно-иллювиально-гумусовых почвах; 13 – бамбучниковые заросли на подзолисто-охристых.
нейшим по площади в островной гряде (3170 км2).
Его длина составляет ~ 200 км, ширина от 5.5
до 46 км. Рельеф острова горный, выделяется
несколько вулканических массивов и горных
кряжей, соединенных холмистыми и низменными перешейками. Климат в районе Южных
Курил океанический, осложненный муссонной
деятельностью. Весна на о. Итуруп начинается с
апреля и длится около трех месяцев, средняя дата
схода снежного покрова – 25 апреля. Лето наступает с последней декады июня и продолжается
до сентября, средняя температура июля в пос.
Курильск составляет +13.6°С, августа – +16.0°С,
в отдельные годы наиболее теплым является
сентябрь с пиковой температурой +25°С. В мае
в среднем выпадает 64 мм осадков, в июне –
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
121
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЛЯЩЕВСКАЯ, ГАНЗЕЙ
Рис. 2. Схема центральной части о. Итуруп с обозначением анализируемых разрезов: 1 – разрезы отложений, анализируемые по публикациям других исследователей; 2 – разрез отложений, изученный авторами.
122
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РАЗВИТИЕ ПРИРОДНОЙ СРЕДЫ
63 мм, в июле – 77 мм, в августе – 98 мм, в сентябре – 101 мм. В феврале средняя температура
воздуха составляет -6.9°С, и выпадает около
56 мм осадков (Справочник..., 1970). В целом же
для района характерна неустойчивая погода,
которая может меняться 2-3 раза в день. На
тихоокеанском побережье более холодно, а также
дождливее и туманнее, чем на охотоморском,
что обусловлено системой морских течений в
прилегающих водных акваториях (Атлас..., 2009;
Богданов, Мороз, 2000).
На низменных участках преобладают редкостойные леса из лиственницы, каменной березы,
в южной части острова встречаются пихтарники. В каменноберезовых лесах развит подлесок из курильского бамбука, высота которого
достигает 3.5 м. Местами он образует самостоятельные труднопроходимые заросли. На склонах
гор выше 700 м господствует кедровый стланик,
который на Итурупе занимает 42% от покрытой
лесом площади. Северные склоны гор занимают плотные заросли ольховника. По берегам
рек обычны заросли гигантского высокотравья
(Баркалов, 2002).
В районе пос. Курильск, расположенного на
охотоморском побережье, существует реликтовый
широколиственный лесной массив, в котором
произрастают дуб курчавенький, калопанакс
семилопастный, клен Майра, ильм лопастный
с примесью каменной березы, в подлеске – тис
остроконечный, падуб морщинистый и городчатый, рододендрон Чоноски, бамбук курильский, в покрове много плаунов и папоротников
(Воробьев, 1963; Селедец, 1969; Урусов, 1996).
Современный почвенный покров о. Итуруп,
как и всех Курильских островов, сформировался
под воздействием двух основных факторов: вулканогенного и биогенного. Характерной особенностью почв является слоистость, неразвитость
почвенного профиля, наличие погребенных
горизонтов, легкий механический состав, высокая
водопроницаемость, сильная склонность к эрозии
(Атлас..., 2009). Биогенный фактор почвообразования проявляется в поступлении органических
веществ в результате опада и развитой корневой
системы растений (Баркалов, 2002).
Современ на я ла н д шаф т на я ст ру к т у ра
о. Итуруп, по сравнению с островами Курильской
островной дуги, отличается высокой сложностью.
Здесь отмечаются наивысшие показатели ландшафтного разнообразия (Дmg) (о. Итуруп – 7.32;
о. Кунашир – 6.97; о. Парамушир – 5.12) (Ганзей,
2010). Оценка ландшафтного разнообрази я
выполнена по методике Р. Маргалефа (1992)
( Дmg=(n-1)/lnS, где n – число ландшафтных
контуров, S – площадь острова). В типологическом отношении на о. Итуруп представлена
вулканогенно-денудационно-аккумулятивная
группа ландшафтов с распространением еловопихтово-каменноберезовой растительности с
лиственницей и дубово-ольховыми лесами на
буроземах гумусово-аккумулятивных, буроземно-охристых почвах, а севернее перешейка
Ветровой – каменно-березовой с бамбуком на
охристых подзолах (Ганзей, 2009).
В строении центральной части о. Итуруп,
где был изучен разрез голоценовых отложений,
принимает участие целый комплекс ландшафтов
(рис. 1):
1. Ландшафты крутых и средней крутизны
склонов стратовулканических конусов распространены на вершинных и привершинных поверхностях вулканов Чирип, Богдан Хмельницкий,
Баранского, Дракон, Иван Грозный и др.
2. Ландшафты крутых и средней крутизны
склонов лавовых потоков формируют склоны
хребтов Грозный и Рубецкий.
3. Ландшафты вулканических плато, сложенных спекшимися туфами, в центральной
части острова образуют обширные у частки
на плато Просторное между пос. Курильск и
пос. Рейдово, в районе пос. Горячие Ключи.
4. Ландшафты субгоризонтальных поверхностей абразионно-аккумулятивных и аллювиально-морских террас и равнин представлены в районе м. Китовый и на Куйбышевском
перешейке.
Ряды сопряженных геокомплексов от вершинных частей вулканических массивов до
побережья формируют ландшафтные катены.
На вершинных и привершинных поверхностях
преобладают кедрово-стланиковые заросли на
сухоторфянистых почвах. На склонах доминирующее положение занимают каменно-березовые
леса с примесью ольховников на охристоподзолистых почвах, а также березово-ольховые
леса на аналогичных типах почв. В верхней
части бассейна р. Северная, большая часть
хр. Рубецкой и п-ова Чирип покрыта дубовоольховыми лесами с примесью клена и ильма на
буроземно-охристых почвах. В нижних частях
ск лонов хр. Грозный встречаются лиственничные леса с примесью бамбука на буроземах
гумусово-акк умулятивных, подбурах охристых. На юго-востоке п-ова Чирип обширные
площади заняты тополево-ольховыми лесами
на буроземно-иллювиально-гумусовых почвах.
Юж нее пос. Горя чие К лючи д л я лан дшаф тов вул к ан и ческ и х п лато харак терн ы
каменно-березовые леса на охристо-подзолистых
почвах. На п лато Просторное доминиру ют
дубово-ольховые леса с примесью клена и ильма
на буроземно-охристых почвах, встречаются
тополево-ольховые на буроземно-иллювиальногумусовых почвах и лиственничные леса на буроземах гумусово-аккумулятивных. К побережью
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
123
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЛЯЩЕВСКАЯ, ГАНЗЕЙ
тяготеют бамбучниковые заросли на подзолистоохристых почвах.
Н а с у бг о ри з он т а л ь н ы х пов е рх но с т я х
равнин и террас растительный покров сформирован дубово-ольховыми лесами с кленом
и ильмом на буроземно-охристых почвах и
каменно-березовым лесами с зарослями бамбу ка на охристо-подзолистых почвах, присутствуют лиственничные леса на буроземах
гумусово-аккумулятивных. На ск лонах влк.
Стокап нижний растительный пояс формируют
елово-пихтовые леса на буроземах гумусовоаккумулятивных (Ганзей, 2010).
РЕЗУЛЬТАТЫ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ
Разрез голоценовых отложений мощностью
5.5 м, расположенный на прибрежной равнине
высотой ~ 4 м н.у.м., между пос. Курильск и
оз. Лебединое (рис. 2), сложен в кровле торфом
и оторфованным алевритом, озерного происхождения, в средней части – озерными отложениями с гиттией, а в нижней – лагунными
алевритовыми илами с включениями мелких
обломков раковин моллюсков. В разрезе также
содержится три пепловых прослоя.
В р е з у л ьт а т е п р ов ед ен ног о спо р ов о пыльцевого ана лиза было выделено четыре
палинозоны, соответствующие определенным
стадиям развития растительности в голоцене,
как на прибрежной низменности, так и на прилегающих ск лонах возвышенностей (рис. 3).
Палинозона 1 (4.05-5.5 м) свидетельствует о распространении березово-широколиственных
лесов с участием таких термофильных элементов
как Quercus, Corylus, Ulmus, Juglans, Ilex, Euonymus,
Acer, Carpinus, Aralia, Kalopanax septemlobus, Tilia.
В спорово-пыльцевых спектрах также присутствует пыльца Fagus. Наличие вышеперечисленных таксонов в составе палеорастительности
позволяет предположить повышение среднегодовой температуры до +6°С, а температуры
августа до +20°С, суммы активных температур
не менее, чем до 1800°С (Короткий и др., 2000).
Уси ление действи я теп лого течени я Соя в
среднем голоцене (Koizumi, 1994) также способствовало климатическому эффекту потепления.
На сильно увлажненных участках были развиты
Alnus, Duschekia, Betula, в составе луговой растительности были распространены разнотравные
сообщества с осоками и злаками. Положение
кровли морских отложений выше современного уровня моря в изученном разрезе говорит
о повышении относительного уровня моря в
период 6.5-5 тыс. л.н. примерно на 2 м, на месте
современной прибрежной низменности был
полузакрытый залив (рис. 4). Характерная особенность отложений береговой зоны, относимых
124
к оптимуму голоцена Южных Курил, – обилие
морских моллюсков в прибрежных разрезах
(Короткий и др., 2000). Таким образом, время
формирования этой толщи отложений относится
к атлантическому температурному максимуму.
Увеличение содержани я пы льцы Betula
( до 71%) в спор ов о -п ы л ьцевы х спек т р а х
палинозоны 2 (1.85-4.05 м) указывает на увеличение участия березы в структуре лесных сообществ, из палиноспектров исчезает пыльца Fagus,
Aralia, Acer, сокращается количество пыльцы
Kalopanax septemlobus, Quercus. В составе растительности приморского луга преобладали
разнотравно-осоково-злаковые сообщества.
На границе атлантик-суббореал около 4.5 тыс. л.н.
происходит похолодание и малоамплитудная
регрессия (до 4 м) (Короткий и др., 1997), которая
привела к формированию лагуны, закрытой
образовавшимися штормовыми валами, и развитию пляжевых фаций. Время формирования
отложений, предположительно, относится к
первой половине суббореала (рис. 5).
Спорово-пыльцевые спектры палинозоны 3
(0.55-1.85 м) свидетельствуют о распространении березовых лесов с неморальными элементами (Quercus, Kalopanax septemlobus, Ilex, Corylus,
Carpinus, Ulmus, Juglans, Euonymus) по обрамлению
озерно-болотного водоема, образованного на
месте осушенного дна залива при падении уровня
моря и развитии озерно-болотных гру ппировок из Alnus hirsuta, Cyperaceae, Ranunculaceae,
Poaceae, Lysichiton camtschatcense, Potamogeton.
Состав лесной растительности побережья того
периода близок к современным лесным группировкам в районе пос. Курильск. Из средней части
отложений получен палиноспектр с большим
кол и чест вом п ы л ьц ы P inus pumila (17.8%),
которая могла быть принесена с верхнего пояса
гор после прохождения тайфунов и сильных
ливней. В верхней части этой пачки отложений
встречен прослой вулканического пепла, состоящего из зеленовато-серого алеврита с мелкозернистым песком. Над пепловым прослоем из
основания толщи торфяника была получена
радиоуглеродная датировка 970±60 ГИН-10726
(Разжигаева, Ганзей, 2006). Время формирования
этой толщи отложений относится к концу суббореального и первой половине субатлатического
периода голоцена.
Палинозона 4 (0.0-0.55 м) соответствует
современной растительности района исследования и относится к концу субатлантика. Для
этого периода отмечается уменьшение роли
широколиственных пород, возрастание доли
березы в структуре лесных сообществ, а также
расширение пояса кедрового стланика и понижение границы еловых лесов, что вероятно связано с похолоданием, ослаблением действия
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Рис. 3. Спорово–пыльцевая диаграмма и литологическая колонка разреза торфяника охотоморского побережья о. Итуруп: 1 – торф; 2 – оторфованный
алеврит; 3 – пепловые прослои; 4 – гиттия; 5 – песок; 6 – ил; 7 – единичные зерна.
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РАЗВИТИЕ ПРИРОДНОЙ СРЕДЫ
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
125
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЛЯЩЕВСКАЯ, ГАНЗЕЙ
Рис. 4. Схема формирования участка морского побережья в районе исследования: 1 – морская песчаная
коса; 2 – приморская аккумулятивная заболоченная равнина; 3 – водоем; а – полузакрытый залив; б – лагуна, закрытая штормовыми валами; в – озерно-болотный пресноводный водоем; г – современная прибрежная равнина.
теплого течения Соя и более интенсивным влиянием холодного течения Оясио (Koizumi, 1994).
Это предположительно приводило к увеличению
дней с туманами и моросящими дож дями и
более интенсивному ветровому режиму на побережье (Короткий и др., 2000). В палиноспектрах
также сильно сокращается количество пыльцы
Lysichiton camtschatcense и Potamogeton, что говорит
об изменении гидрологического режима, увеличивается степень заболоченности территории.
В подошве и верхней части этой пачки отложений встречены пепловые прослои, сложенные
белым а левритом. Ни ж ний прослой тефры
представлен вулканическим пеплом риолитового состава, образование которого произошло
около 800 л.н. (14С-даты 800±80 л.н., АА-20941;
880±40 л.н., ГИН-7344). Верхний прослой пепла
сопоставляется с пепловым прослоем из разреза,
расположенного на побережье Куйбышевского
залива (Разжигаева, Ганзей, 2006), извержение
произошло около 300 л.н., источник неизвестен
(рис. 6).
Сравнение полученных данных с результатами палинологического и радиоуглеродного
исследований осадков озер Малое и Касатка,
расположенных на Куйбышевском перешейке
126
(Anderson et al., 2009), а также с разрезом субатлантического торфяника, расположенного на
тихоокеанском побережье о. Итуруп (Разжигаева,
Ганзей, 2006), показало, что основной лесообразующей породой побережий в среднем ‒ позднем
голоцене является береза каменная (рис. 5).
В оптимум голоцена в структуре растительного покрова острова сильно увеличивалась роль
неморальных (широколиственных) элементов,
особенно дуба. В первой половине суббореала
климат был прохладнее, чем в оптимум голоцена, но, скорее всего, теплее современного, т.к.
на тихоокеанском побережье о. Итуруп в составе
лесны х сообществ еще прису тствова л д уб.
На западном побережье о. Итуруп в этот период
снижается роль широколиственных пород в
структуре лесной растительности, возможно,
исчезают и некоторые их представители, предположительно бук, ясень, магнолия. Во второй
половине суббореала происходит активное заболачивание побережий, увеличиваются скорости
торфонакопления и формируются болотные и
луговые группировки. В структуре лесной растительности по-прежнему преобладали березовые
леса с неморальными элементами. В районе
оз. Малое в этот период формируются листвен-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Рис. 5. Развитие растительности побережий о. Итуруп в голоцене. Радиоуглеродное датирование: ГИН – Геологический институт РАН; CAMS – Центр
акселеративной масс-спектрометрии Калифорнийского университета (США).
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РАЗВИТИЕ ПРИРОДНОЙ СРЕДЫ
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
127
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЛЯЩЕВСКАЯ, ГАНЗЕЙ
ничные леса (Anderson et al, 2009). В субатлантике
климат становится прохладнее. На восточном
побережье развитие получают разнотравные луга
с куртинками кедрового стланика, на склонах
березовые леса с участием темнохвойных пород
(Разжигаева, Ганзей, 2006). На западном побережье увеличивается площадь занятая лиственничниками, ольховым и кедровым стлаником и
сокращается площадь лесных массивов, занятых
березовыми лесами с элементами широколиственных пород.
ВЫВОДЫ
Палеоландшафтные смены на о. Итуруп
в среднем – позднем голоцене определялись
главным образом климатическими флуктуациями, а также колебаниями уровня моря, изменениями векторов течений и извержениями
вулканов в пределах вулканических построек
(Разжигаева, Ганзей, 2006). Наибольшее рас-
пространение неморальные полидоминантные
леса получили в оптимум голоцена, в середине
атлантического периода, и продолжали играть
большую роль в растительном покрове вплоть до
позднего голоцена. В позднем голоцене на восточном побережье широколиственные элементы
были постепенно замещены темнохвойными
породами. Такая перестройка была обусловлена
похолоданием в позднем голоцене, а также ослаблением действия теплого течения Соя и более
интенсивным влиянием холодного течения
Оясио. Это предположительно приводило к увеличению дней с туманами и моросящими дождями и более интенсивному ветровому режиму
на восточном побережье (Короткий и др., 2000).
Основной же причиной сохранения широколиственных пород на западном побережье острова
явл яется орографическ ий фактор: древние
постройки вулканов выполняют барьерную
функцию и защищают побережье от охлаждающего действия Тихого океана.
Рис. 6. Опорные разрезы голоценовых отложений охотоморского побережья о. Итуруп (местоположение
разрезов представлено на рис. 2): 1 – торф; 2 – оторфованный алеврит; 3 – пепел; 4 – гиттия; 5 – песок; 6 – ил;
7 – почва; 8 – галька; 9 – супесь; 10 – пемзы. Радиоуглеродное датирование: ГИН – Геологический институт
РАН; АА – Аризонский университет (США).
128
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РАЗВИТИЕ ПРИРОДНОЙ СРЕДЫ
Современная ландшафтная структура центральной части о. Итуруп была сформирована
к середине субатлантика, когда доминантами
стали выступать березовые леса, и увеличились
п лоща ди, зан ятые кедровым стлаником на
склонах вулканических массивов. Доля широколиственных и елово-пихтовых лесов постепенно
уменьшалась, что связывается с изменением
циркуляционных процессов в прилегающих
водных акваториях и, как следствие, изменением
климатической обстановки в сторону понижения
температурных показателей и увеличения дней
с туманами и осадками.
Необходимо отметить, что изучение эволюции ландшафтов островов Курильской дуги
имеет как научное, так и прикладное значение.
Анализ палеоландшафтных изменений позволяет проследить реакцию различных компонентов лан дшафтов на вли яние комп лекса
природных факторов и раскрыть основные
критерии устойчивости природных геосистем к
их воздействию.
Работа выполнена при финансовой поддерж ке РФФИ по п роек та м 09-05-0 0364,
09-05-00003.
Список литературы
Атлас Курильских островов / Российская академи я нау к. Инстит у т геог рафии РА Н,
Тихоокеанский институт географии ДВО
РАН. М.; Владивосток: ИПЦ «ДИК», 2009.
516 с.
Баркалов В.Ю. Очерк растительности // Растител ьн ы й и ж и вот н ы й м ир Ку ри л ьск и х
островов. Владивосток: Дальнаука, 2002.
С. 35-66.
Богданов К.Т., Мороз В.В. Структура, динамика и
гидролого-акустические характеристики вод
проливов Курильской гряды. Владивосток:
Дальнаука, 2000. 152 с.
Воро бьев Д.П. Растительность Ку ри льск и х
островов. М. Л.: Изд-во АН СССР, 1963. 92 с.
Ганзей К.С. Ландшафтная типология Курильских
островов // Вестник ДВО РАН. 2009. № 4.
С. 153-159.
Ганзей К.С. Ландшафты и физико-географическое
ра йон и ров а н ие Ку ри л ь ск и х ост ровов.
Владивосток: Дальнаука, 2010. 214 с.
Короткий А.М., Пушкарь В.С., Гребенникова Т.А.
и др. Морск ие террасы и четверти чна я
история шельфа Сахалина. Владивосток:
Дальнаука, 1997. 195 с.
Короткий А.М., Разжигаева Н.Г., Гребенникова Т.А.
и д р. Оса д кона коп лен ие и па леола н дшафты позднего плейстоцена-голоцена бассейна р. Курилки (о. Итуруп, Курильские
острова) // Тихоокеанская геология. 2000.
Т. 19. № 5. С. 61-77.
Маргалеф Р. Облик биосферы. М.: Наука, 1992.
215 с.
Ра з ж и г а е ва Н.Г., Га н з е й Л. А . Обстановк и
осадконакопления островных территорий
в п лейстоцене-голоцене. Вла д и восток:
Дальнаука, 2006. 365 с.
Селедец В.П. К ботанико-географическому районированию острова Итуруп (Южные Курилы) //
Вопросы ботаники на Дальнем Востоке.
Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1969. С. 181-192.
Справочник по климату. Сахалинская область.
1970. Вып. 34. Ч. 1. 272 с.
Урусов В.П. География биологического разнообразия Дальнего Востока. Сосудистые растения. Владивосток: Дальнаука, 1996. 254 с.
Хотинский Н.А. Радиоуглеродная хронология и
корреляция природных и антропогенных
рубежей голоцена // Новые данные по геохронологии четвертичного периода М.: Наука,
1987. С. 39-45.
Anderson P.M., Lozhkin A.V., Minyuk P.S. et al.
Pollen record and sediment ages from lakes of
Kunashir and Iturup islands (Southern Kurils) //
Environment development of East A sia in
Pleistocene-Holocene (boundaries, factors,
stages of human mastering). Proceedings of
International Scientific Conference, September
14-18, 2009. Vladivostok, Russia. P. 13-16.
Razjigaeva N.G., Korotky A.M., Grebennikova T.A. et
al. Holocene climatic changes and environmental
history of Iturup Island, Kurile Islands, northwestern Pacific // Holocene. 2002. V. 12. № 4.
P. 469-480.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
129
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЛЯЩЕВСКАЯ, ГАНЗЕЙ
ENVIRONMENTAL EVOLUTION OF ITURUP ISLAND
IN HOLOCENE, KURILE ISLAND
M.S. Lyashchevskaya, K.S. Ganzei
Pacific Geographical Institute FEB R AS, Vladivostok, 690041
The article describes main phases of environment development of Iturup Island in Middle – Late Holocene.
These phases are caused by oppositely directed climate fluctuations with different amplitudes, and sea level
changes. The authors revealed particular features in the development of western and eastern coast landscapes
of the island and traced the evolution of broad-leaved forest in the Middle - Late Holocen as well as defined
the reasons that affected the preservation of the relic forest near Kurilsk settlement.
Keywords: Holocene, paleolandscape changes, modern landscapes, Iturup.
130
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
УДК 553.491.8(571)
РУДНО-РОССЫПНЫЕ ПРОЯВЛЕНИЯ ЭЛЕМЕНТОВ ПЛАТИНОВОЙ ГРУППЫ
В АРЕАЛЕ ПРОИЗВОДНЫХ СЕВЕРО-АЗИАТСКОГО СУПЕРПЛЮМА
(ЮГО-ВОСТОК РОССИИ)
© 2011 В.Г. Хомич, Н.Г. Борискина
Учреждение Российской академии наук Дальневосточный геологический институт ДВО РАН,
Владивосток, 690022; e-mail: khomich79@mail.ru
Источниками крупных и уникальных платинометальных россыпей явились активированные
в позднем палеозое-мезозое зональные щелочно-ультраосновные массивы, тяготеющие к
периферии ареала влияния Северо-Азиатского суперплюма (САС). Возникновение предпосылок,
благоприятствовавших формированию россыпной платиноносности в регионе, предопределено
плюмовым рудогенерирующим магматизмом нескольких поколений в протерозое и фанерозое.
Ультрамафит-мафитовый плутонизм привел к возникновению расслоенных, зона льных
массивов, подвергшихся впоследствии в позднем палеозое и мезозое воздействию гранитогенных
производных САС. Последние обеспечили развитие рудообразующих магматогенно-флюиднометасоматических процессов и создание благоприятных условий для концентрирования
элементов платиновой группы.
Ключевые слова: платиноносные руднороссыпные районы, научные основы прогноза.
ВВЕДЕНИЕ
Публикации последнего десятилетия насыщены новыми петролого-геохимическими
данными о возникновении в позднем фанерозое
Северо-Азиатского суперплюма (Добрецов и
др., 2010; Коваленко и др., 2009, 2010; Ярмолюк
и др., 2000) и его возмож ном опосредованном влиянии на формирование проявлений
благородных металлов. Ареал распространения производных Северо-Азиатского суперп люма (САС) охватывает восточный фланг
Центрально-Азиатского орогенного мегапояса
и примыкающие к нему с севера и юга краевые
части кратонов (Хоми ч, Бориск ина, 2011).
Мегапояс представлен коллажем аккретированных и значительно переработанных супертеррейнов различной геодинамической природы,
принадлежащих фрагментам крупных позднерифейских, палеозойских и раннемезозойских
поясов: Арг у нского, Цирк у м-Сибирского,
Енисей-Забайкальского, Южно-Гобийского,
Ю ж но -Мон г ол ь ско -Х и н г а нског о, С олонкерского, Монголо-Охотского и др. (рис. 1).
Э та част ь мег а пояса ог ра н и чена с за па да
Байкальской, а с востока – Средне-Амурской
рифтовыми системами. Проекция контуров
суперплюма во многом конформна, а иногда и
полностью совмещается с провинцией новейшего внутриплитного магматизма Восточной
и Центральной Азии (Коваленко и др., 2010).
Выше обозначенные границы трассируются
глубинными разломами планетарного и трансрегионального масштаба, как и выявленными
в регионе па леорифтовыми соору жениями,
весьма отчетливо выраженными в виде градиентных зон поля силы тяжести разной ориентировки (Алакшин, Карсаков, 1985; Алакшин,
Письменный, 1988; Тектоника..., 2004). Сопряжения таких градиентных зон контролируют
размещение многих крупных рудных районов,
в пределах которых проявлена и платинометальная минерализация. Современными исследованиями подтверждается влияние глубинных
долгоживущих тектонических зон рифтогенного за ложения на размещение проявлений
и месторож дений собственно п латинои дов
(Геодинамика..., 2006). В связи с этим возникает
естественная необходимость дополнительного
анализа закономерностей размещения проявлений Ag, Au и элементов платиновой группы
(ЭПГ) на Юго-Востоке России.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
131
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ХОМИЧ, БОРИСКИНА
Рис. 1. Палеотектоническая реконструкция Востока Азии для средней юры – раннего мела (145 млн. лет),
по (Парфенов и др., 2003) с некоторыми изменениями и дополнениями авторов: 1 – кратоны; 2 – пассивные континентальные окраины; 3 – складчато-надвиговые пояса: Байкало-Патомский (БПП), ВосточноАнгарский (ВАП); 4 – океаническая кора; 5 – эпиконтинентальное море; 6 – коллаж аккретированных террейнов; 7 – осадочные бассейны (аз – Амуро-Зейский, ку – Куонгсанский, хлр – Хайларский,
зс – Западно-Сибирский, юа – Южно-Алданский, эр – Эрлянь и др.); 8 – зоны субдукции и аккреционного
клина; 9 – структурно-тектонические элементы: а – надвиги, б – сдвиги, в – сбросы; 10-11 – образования
надсубдукционных магматических дуг: 10 – преимущественно вулканические, 11 – преимущественно плутонические; 12-13 – вулканические и плутонические образования внутриплитных магматических поясов
(плюмов): 12 – субщелочные и щелочные, 13 – бимодальные, связанные с рифтогенезом; 14 – контуры
Северо-Азиатского суперплюма, по (Ярмолюк и др., 2000).
ПРОСТРАНСТВЕННОЕ ПОЛОЖЕНИЕ
РУДНО-РОССЫПНЫХ ПРОЯВЛЕНИЙ
ПЛАТИНОИДОВ В РЕГИОНЕ
Наиболее известные рудно-россыпные проявления ЭПГ сосредоточены в северном сегменте
ареала Северо-Азиатского суперплюма почти по
периметру его проекции (рис. 2). В северо-западном
секторе сегмента, обладающего до настоящего
времени высокой сейсмичностью (Жао Дапенг и
др., 2010), платинометальная минерализация выявлена в расслоенных ультрамафит-мафитовых
массивах (Довыренском д у нит-т рок толитгаббровом, Чинейском габбро-нори товом,
В е с е л к и нском д у н и т -к л и ноп и р окс ен и т габбровом и др.) и золоторудных месторождениях
132
Бодайбинского района (Гонгальский, Криволуцкая, 1993; Дистлер и др., 1996; Дистлер, Степин,
1993; Додин и др., 1999; Конников и др., 1999), а
также присутствием минералов платиновой группы (МПГ) в нескольких россыпях Au (Намолов,
19701) и делювиально-аллювиальных шлиховых
ореолах (Житова и др., 2004; Кривенко и др., 1995).
Границы сектора фиксируются такими градиентными зонами поля силы тяжести I-II порядка как
Байкало-Элькон-Улканская (БЭУ), Синлунгоу и
Селигдар-Верхнетимптонская (рис. 2).
1
Намолов Е.А. Геологическое строение и полезные
ископаемые бассейнов ручьев Каменного и Крутого.
Листы О-50-Д-Г-г, 112-Б-в, 123-Б-б, 121-А-в. Отчет
Средне-Витимской СГП «Читагеология».Чита, 1970.
278 с.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РУДНО-РОССЫПНЫЕ ПРОЯВЛЕНИЯ
Рис. 2. Схема размещения платиноносных районов и узлов в ареале влияния Северо-Азиатского суперплюма. Составлена авторами с использованием материалов (Лишневский, Дистлер, 2004; Тектоника...,
2004; Хомич, Борискина, 2011; Ярмолюк и др., 2000): 1 – гравитационные ступени и зоны нарушения поля
силы тяжести разного масштаба (цифрами в квадратах обозначены гравитационные ступени (1-11, 14-18) и
крупные сдвиговые (12, 13) системы: 1 – Байкало-Элькон-Улканская, 2 – Южно-Алданская, 3 – ПатомскоЖуинская, 4 – Олекминская, 5 – Нелькано-Бурхалинская, 6 – Каларо-Становая, 7 – Монголо-Охотская,
8 – Северо-Аргунская, 9 – Синлунгоу, 10 – Хингано-Охотская (главная), 11 – Западно-Туранская,
12 – Танлу-Дунми-Нижнеамурская, 13 – Центрально-Сихотэ-А линская, 14 – Прибрежная пограничная, 15 – Северо-Китайская, 16 – Борзя-Балейская, 17 – Чикойская, 18 – Селигдар-Верхнетимптонская,
19 – Вилюйско-Бодайбинская, 20 – Ханкайская); 2 – позднемезозойско-кайнозойские эпирифтогенные
бассейны, депрессии, впадины: АЗ – Амуро-Зейская, ВЗ – Верхнезейская, СА – Саньцзян – Среднеамурская, СЛ – Силяохе, ХЛ – Тамцаг – Хайларская, ХН – Ханкайская; 3 – контуры Северо-Азиатского суперплюма; 4 – государственные границы; 5 – известные проявления коренной (а-д) платиновометальной
минерализации и россыпей с МПГ (е-ж): а, б – в расслоенных ультрабазит-базитовых массивах: а – промышленной значимости (1 – Иоко-Довыренский, 2 – Чинейский), б – геохимически специализированные
на ЭПГ: 3 – Каларская ассоциация, 4 – Лукинда, 5 – Веселкинский, 6 – Танграк, 7 – Лучанский, Ильдеус,
8-10 – Джугджурская ассоциация, 11 – Баладекский; в – зональные (кольцевые) щелочно-ультраосновные
массивы (И – Инаглинский, Д – Дарьинский, К – Кондерский, С – Сыбахский, Ч – Чадский, Ф – Феклистовский); г – в углеродистых протерозой-рифейских толщах (Б – Бодайбинский и Л – Лесозаводский районы);
д – в кайнозойских угленосных толщах (Б – Бикинское, П – Павловское, Р – Реттиховское, Ш – Шкотовское, по (Середин, Томсон, 2008)); е-ж – россыпные проявления МПГ: е – сперрилит – ферроплатиновые,
ж – рутениридосминовые.
Северо-восточный сек тор сегмента отличается от северо-западного большим числом россыпных проявлений ЭПГ, ассоцииру ющ и х п реи м у щес т вен но с кол ьцевы м и
щелочно-ультраосновными массивами. Его периферические границы в основном совмещаются
с несколькими разноориентированными градиентными зонами поля силы тяжести, в том
числе с Селигдар-Верхнетимптонской на западе,
БЭУ на севере и Хингано-Охотской на востоке.
Существование зон, вероятно, обусловлено глубинными разломами, с которыми совпадают северное и западное ограничения стагнированного
океанического слэба, возникшего в раннем мелу
при субдукции Японского сектора Тихоокеанской плиты (Зорин и др., 2006).
На восточной и юго-восточной периферии
проекции суперплюма (Приморье), где геологические образования Центрально-Азиатского орогенного мегапояса, принадлежащие Ханкайскому
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
133
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ХОМИЧ, БОРИСКИНА
массиву, контактируют с горст-аккреционными
и рифтогенными сооружениями Тихоокеанской
окраины Азии, расположен Лесозаводский потенциально крупный золото-платиноидный
район (Ханчук и др., 2004; Khanchuk et al., 2008).
Севернее и южнее его платинометальная минерализация выявлена в Нижне-Бикинском, Павловском, Реттиховском, других буроугольных
месторождениях, расположенных на площади
кайнозойской зоны рассеянного рифтинга, центром которой считается Уссурийская плюмовая
структура (Середин, Томсон, 2008). В контуре ее
влияния на территории Юго-Западного Приморья известны платинометально-золотые россыпи
Фадеевского узла (Молчанов и др., 2005; Щека
и др., 1991; Shcheka et al., 2004).
Удаленные от северной краевой части ареала
Северо-Азиатского суперплюма (к его центру)
потенциально платиноносные ультрамафитмафитовые массивы: Ильдеуский, Лукиндинский, Лу чанский, Кенгурак-Сергачинский,
Веселкинский, Маристый, Ульдегит и др., изучены слабее «периферийных» (Бучко, 2010; Поляков и др., 1994, 2006). Возможно, это связано с их
умеренной и слабой платиноносностью. Вместе с
тем в этой части региона находится значительное
число россыпей, содержащих переменные количества минералов ЭПГ (Мельников и др., 2006б;
Моисеенко и др., 2004).
КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОСНОВНЫХ
РОССЫПНЫХ РАЙОНОВ И УЗЛОВ
В северо-западном секторе ареала САС при
широкой распространенности потенциа льно платиноносных мафит-ультрамафитовых
массивов, обнару жено ограниченное число
комплексных (Pt-Au) и собственно платинометальных россыпей. А.Г. Мочалов (Россыпные...,
1997, с. 139) объяснил подобный феномен тем,
«...что коренные месторождения платиновых
металлов всех типов, имеющих промышленную
ценность, не являются россыпеобразующими,
так как минералы ЭПГ в них имеют в основном
очень мелкие размеры – десятые и тысячные
доли миллиметра...». Им же было предложено
считать россыпеобразующими такие формации,
в которых присутствуют минеральные индивиды
и агрегаты ЭПГ размером более 0.1 мм.
На территории Северного Забайкалья заслуживают особого внимания шлиховые ореолы,
делювиальные и аллювиальные россыпепроявления благородных металлов, выявленные
недавно в краевых частях Чинейского расслоенного плутона (Житова и др., 2004; Кривенко
и др., 1995). Последний вмещает комплексные
железо-титан-ванадиевые и медно-сульфидные
руды с платинометальной и золото-серебряной
134
минерализацией (Гонгальский, Криволуцкая,
1993, 1999; Толстых и др., 2008; Tolstykh, 2008).
Из многих районов Юго-Востока России,
где выявлены россыпные месторождения благородных металлов, привлекают внимание те, что
расположены в северо-восточном секторе ареала,
т.е. Приамурье, Южная Якутия, и, конечно,
Приохотье.
В Приам у рье МПГ установ лен ы в 15%
золотоносных россыпей (Мельников и др.,
2006 а). Более других известны два россыпных
платинометально-золотых узла: Дамбукинский
(ферроп латино-сперри литовый) и ДепскоГарьский (иридосминовый). В Дамбукинском
узле уникально богатом Au многие россыпи
содержат от единичных до нескольких десятков
зерен сперрилита, самородной платины, ферроплатины или осмиридов (Мельников и др., 2006б;
Моисеенко и др., 2004).
Наиболее значительные и х коли чества
характерны для бассейнов р. Ульдегит и руч.
Маристого, где закартированы небольшие
мафит-ультрамафитовые массивы. Установлен
возраст формирования массивов (U-Pb метод
по цирконам): Маристого – 2643±31 млн. лет,
Ульдегитского – 228±1 млн. лет (Бучко и др.,
2010). И.В. Бучко (2010) полагает, что оливинитвебстерит-габбровый расслоенный массив
Маристый сформировался из пикритоидных
расплавов, генерация которых происходила
в головной части неоархейского плюма первого
поколения за счет плавления недеплетированного мантийного перидотита.
В массиве Ульдегит преобладают габброиды,
претерпевшие метаморфизм амфиболитовой
фации. По геохимическим характеристикам они
близки базитам, сформировавшимся «...под воздействием плюмов» (Бучко, 2010, с. 25).
Имеются сведения (Мельников и др., 2010)
о существовании на площади узла и раннемеловых штокообразных тел, причисляемых к джалтинскому габбро-пироксенит-перидотитовому
комплексу (νσK1d).
Коренными источниками ЭПГ кроме упомянутых массивов и мелких тел ультрабазитов,
закартированных на площади узла (в виде дайкоподобных тел метасоматически преобразованных
габброидов, перидотитов, пироксенитов, горнблендитов, дунитов с вкрапленностью сульфидов), вероятно, были и проявления сульфидной
медно-никелевой минерализации, содержащей
сперрилит и котульскит (Степанов и др., 2001).
Широко известным россыпным платинометально-золотым узлом в Амурской области
является Гарьский. По геолого-геофизическим
данным он находится в краевой части УстьДепского массива ультраосновных пород, площадью порядка 350 км 2 (8-10 × 45 км). Массив
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РУДНО-РОССЫПНЫЕ ПРОЯВЛЕНИЯ
сложен не только гидротермально-измененными
гипербазитами дунит-гарцбургитовой формации
(апогарцбургитовые серпентиниты, листвениты, родингиты и др.), но и габброидами,
залегающими среди офиолитовых вулканитов
(база льты, андезиты, вк лючая коматииты и
лампроиты), превращенных в зеленые сланцы.
В протолочках бороздовых проб, а также в шлихах из элювия кор выветривания таких пород и
делювия обнаружены зерна МПГ в ассоциации
с самородным золотом, касситеритом и киноварью. Во многих ручьях, дренирующих офиолиты, выявлены МПГ от единичных знаков до
10-45 г/м3. В целом, количество таких минералов
в россыпях узла изменяется от 1 до 10% по отношению к самородному золоту (Моисеенко и
др., 2004). Основными источниками МПГ и Au
служили метасоматически преобразованные
ультрамафит-мафитовые породы и зоны прожилкования, сульфидизации, скарнирования
в них. Платинометальная минерализация узла
характеризуется распространенностью сплавов
двух систем Os-Ir-Ru-Pt (преобладает) и Pt-Fe.
Редко встречаются сульфидные и арсеносульфидные соединения платиноидов.
Специалисты, изучавшие платинометальнозоло т ые россы п и Ок тябрьског о руд нороссыпного района, на п лоща ди которого
находится и Гарьский узел (Иванов и др., 1999),
полагают, что крупномасштабная мобилизация
благородных металлов и их ступенчатое концентрирование (вплоть до формирования значительных скоплений) происходили под влиянием
поздних (Pz-Mz) тектоно-магматических, метасоматических и гидротермальных процессов,
воздействовавших на докембрийские мафитультрамафитовые образования.
В Алданском районе Южной Якутии Л.В. Разин с соавторами (1994) при детальном обследовании 19 россыпей золота обнаружили присутствие
МПГ в шлиховом материале каждой. Наиболее
распространены сперрилит и минералы группы
самородной платины (МГСП), реже, но практически повсеместно, встречаются иридосмин
и осмирид. По степени концентрации и набору
платиновых минералов они разделили компактно расположенные (~ 10000 км 2) россыпи на
две группы: центральную, более продуктивную
с разнообразным набором МПГ (сперрилит,
МГСП, группы осмиридов и иридосминов),
присутствующих в относительно равных количествах (россыпи Орто-Сала, Якокута, Юхточки,
Селигдара) и периферическ у ю, менее продуктивную, в которой, к тому же, иридосмин и
осмирид содержатся в подчиненных количествах
по отношению МГСП и сперрилита.
Собственно платиноносными являются
аллювиальные отложения р. Инагли и ее при-
токов (Додин и др., 2000; Корчагин, 1996; Толстых, Кривенко, 1997; Рожков и др., 1962). Среди
МПГ преобладают сплавы Pt и Fe, образующие
ферроплатиновую ассоциацию, в которой на
долю изоферроплатины и сперрилита приходится соответственно 86 и 14% тяжелого шлиха.
Все другие МПГ встречаются в виде включений
в изоферроплатине и сперрилите. Примечательно,
что специальное изучение платиноидов россыпи
позволило Н.Д. Толстых и А.П. Кривенко (1997)
выделить среди них два первично-магматических
парагенезиса (иридий-изоферроплатиновый
и осмий-изоферроплатиновый) и три поздних
(наложенных), представленых тиошпинелями:
CuIr2S4+PtS, CuIr2S4+CuPt2S4, CuIr2S4+(Os,Ir),
а так же сперрилитом с Pd-минерализацией.
В сперрилите часто присутствуют включения
сульфидов других платиновых и цветных металлов. При этом сульфиды ЭПГ образуют полный
изоморфный ряд: от лаурита (RuS2) до эрлихманита (OsS2). Инаглинский платиноносный массив характеризуется зональным строением. Его
дунитовое ядро окружено позднемезозойскими
магматическими образованиями повышенной
щелочности, т.н. алданского комплекса.
Приохотская часть Юго-Востока России выделяется существенной россыпной платиноносностью. Именно здесь на территории Хабаровского края находятся уникальные россыпи р.р.
Кондер, Уоргалан и их притоков (Мочалов, 1997).
Наиболее богатые россыпи сосредоточены
в пониженной котловинообразной части Кондерского кольцевого хребта, в пределах которой
расположен зональный щелочно-ультраосновной
массив, окруженный позднемезозойскими магматическии телами алданского комплекса. Главным полезным минералом россыпей является
изоферроплатина с примесью иридия, осмия и
других ЭПГ. Содержание примесей не превышает
первых процентов (Мочалов, 1997; Некрасов и
др., 1994а; Россыпные..., 1997; Сушкин, 1995).
Преобладающей минеральной примесью
являются хромшпинелиды. Специальные исследования последних и включений в них (Симонов
и др., 2010) показали, что особенности распределения РЗЭ во включениях указывают на влияние
локального мантийного плюма, выразившееся
в активном участии щелочных ультраосновных
водосодержащих высокотемпературных пикритовых расплавов в формировании дунитов
ядра платиноносного массива. Влияние позднемезозойских производных САС отразилось
на формировании гранитоидных образований по
периферии ядра и сопровождалось внедрением
штока косьвитов в его центре (Гурович и др., 1994;
Маракушев и др., 1990; Zalishchak et al., 1998 и др.).
Каретников А.С. (2005, 2009), систематизировав
многочисленные данные о возрасте наложенных
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
135
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ХОМИЧ, БОРИСКИНА
магматических и метасоматических образований,
закартированных в ядре Кондерского массива
(в том числе даек косьвитов) и по его обрамлению,
полученные разными изотопными методами,
отметил, что практически все они приходятся
на поздний мезозой (преимущественно ранний
мел). В отношении же времени становления
дунитового ядра массива существует несколько
точек зрения. При обосновании каждой из них
приводятся или косвенные петрологические
свидетельства его формирования в позднем
мезозое (юра – ранний мел) в составе единой
рудно-магматической системы, или изотопногеох и м и ческ ие определен и я (Re-Os метод
по МПГ), указывающие на его позднепалеозойское становление, или, наконец, геологические
и петро-палеомагнитные доказательства его
докембрийского возраста.
Еще одна достаточно крупная россыпь – Академическая (Моисеенко и др., 2004) выявлена
к ЮВ от Кондерской в долинах ручьев Моховой
и Рогатый. Она сопряжена с Чадским кольцевым
щелочно-ультраосновным массивом. Россыпь
является комплексной, в которой соотношения
МПГ к Au примерно равно 9:1.
Существенные количества платиноидов
(до 1% Pt, Os, Ir) зафиксированы в нескольких
расположенных поблизости золотоносных россыпях Юнского, Даньского и др. узлов. Одно
из проявлений платины находится в бассейне
руч. Дарья (Юнский узел), где геологическая
обстановка (наличие массивов пироксенитов,
тел косьвитов, порфировидных гранитоидов
повышенной щелочности, щелочных метасоматитов, присутствие в а ллювии оливина и
хромшпинелидов) и контрастные кольцевые
г ра ви т а ц ион н ые и ма г н и т н ые а нома л и и,
и н т ерп ре т и ров а л ись Е.В. Я л ы н ы чевы м и
Г.С. Мирзехановым (1983) в пользу существования рудоносного мафит-ультрамафитового
массива.
Зерна платиноидов, хромита и золота присутствуют в аллювии истоков Учура, Уяна, Джаны,
Лимну, бассейне р. Гербикан, в Лантарских
россыпях. Осмистый иридий и ферроплатина
обнаружены в золотоносной россыпи вблизи
Баладекского массива. Самороднометальные,
интерметаллические и халькогенидные фазы
платиноидов отобраны Г.С. Мирзехановым из
аллювиальных отложений р. Таймень (Западное
Приохотье), где преимущественно распространены вулкано-п лу тоническ ие образовани я
Охотской ветви ОЧВП (Иванов и др., 2008).
Весьма своеобразная ассоциация склоновых,
флювиальных и литоральных россыпей ЭПГ
и Au среди рыхлых элювиально-делювиальноа ллювиа льных и прибрежно-морских отложений выявлена геологами «Дальморгео» на
136
острове Феклистов (Шантары) в Охотском море
(Некрасов и др., 1994б; Остапчук, 1989). Здесь
на площади одноименного кольцевого массива
мафит-ультрамафитовых образований, дренируемых руч. Корифан, выявлены шлиховые
ореолы и россыпи МПГ. Примечательно, что
обрамление дунитового ядра плутона, как и в
случаях Инаглинского, Кондерского и Чадского
массивов, представлено монцонитоидными разностями диоритов и габбро-диоритов, имеющих,
однако, ограниченное распространение.
Наиболее известные п латиномета льнозолотые россыпи в юго-восточном секторе ареала
САС, на территории Юго-Западного Приморья,
сосредоточены в Фадеевском узле (Молчанов и
др., 2005). Его позиция определяется положением
на восток-северо-восточном фланге ЦзилиньЛаоелинской ск ла д чатой системы (Ц ЛСС)
у границы с Ханкайским супертеррейном (Геодинамика..., 2006). Для ЦЛСС в целом характерно преобладание палеозойских и мезозойских
интрузивных образований над осадочными
и вулканогенно-осадочными комплексами, сохранившимися лишь в межразломных впадинах
и между крупными плутонами. Послекаледонские интрузивы представлены мелкими телами
гипербазитов, габбро, диоритов и гранитов поздних фаз внедрения. Фадеевский узел окружен
массивами юрско-раннемеловых гранитоидов
пограничного, каменушинского, первомайского
и др. комплексов (Неволин и др., 2008). Кроме
того, как уже отмечалось выше, рассматриваемый узел, по представлениям В.В. Середина и
И.Н. Томсона (2008), расположен в ареа ле
влияния Уссурийского позднекайнозойского
плюма.
В аллювиальных отложениях местных рек
и ручьев, относимых к южной группе россыпей, значительная часть черного шлиха приходится на ильменит, магнетит, рутил, сфен и
киноварь. Помимо перечисленных минералов
и благородных металлов в россыпях выявлены
пирит, арсенопирит, касситерит, сфа лерит,
галенит, молибденит, вольфрамит, минералы
висмута. Платиноиды представлены сплавами
Pt-Fe и Os-Ir-Ru с преобладающей ролью первых
(Щека и др., 1991; Shcheka et al., 2004). Доминирующей фазой является изоферроплатина
(Pt3Fe), а тетраферроплатина (PtFe) редка. Зерна первично-магматических минералов часто
окружены оторочками золота и разнообразных
вторичных МПГ, содержащих S, As, Sb, Cu,
Sn, Bi. Эти каймы иногда нарастают друг на друга.
Появление комплекса вторичных платиноидов
связывается с преобразованиями гипербазитов и
первичной рудной минерализации при внедрении
гранитоидных масс в позднем палеозое и мезозое
(Молчанов и др., 2005; Щека и др., 1991).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РУДНО-РОССЫПНЫЕ ПРОЯВЛЕНИЯ
ОБСУЖДЕНИЕ ИЗЛОЖЕННЫХ
МАТЕРИАЛОВ
Россыпи Юго-Востока России по степени
представленности в них благородных металлов
разделяются на золотые, платиномета льнозолотые, золото-платинометальные и платинометальные. До 15% россыпей Au содержат
от единичных знаков до весьма существенных
(весовы х) коли честв МПГ. В сл у ча я х присутствия платиноидов на уровне 10% учтенного золота россыпепроявления считаются
платинометально-золотыми. Такие россыпи выявлены преимущественно в восточном сегменте
ареала влияния Северо-Азиатского суперплюма
на площади Гарьского, Дамбукинского (Верхнее Приамурье) и Фадеевского (Юго-Западное
Приморье) узлов. Россыпеобразующие комплексы в перечисленных узлах представлены
офиолитовыми ассоциациями, расслоенными
мафит-ультрамафитовыми или зона льными
щелочно-ультраосновными массивами. Изложенные выше материалы свидетельствуют о том,
что коренные источники практически всех промышленно значимых платинометально-золотых,
золото-платинометальных и платинометальных
россыпей подверглись в позднем фанерозое воздействию магматических и постмагматических
(гидротермально-метасоматических) производных позднемезозойского плюмового магматизма, которым принадлежит рудообразующая роль
в возникновении повышенных концентраций
ЭПГ в ранее возникших ультрамафит-мафитовых
плутонах. Прокомментируем изложенные выше
материалы.
В Дамбукинским узле комплексные россыпепроявления МПГ и Au принадлежат иридистоплатиновому минерально-геохимическому типу
(Мочалов, 1997). Наиболее ранним из расслоенных интрузивов, обнаруженных на площади
узла, является оливинит-вебстерит-габбровый
массив Маристый (2643±31 млн. лет), причисляемый к производным плюмового магматизма
I поколения (Бучко, 2010). В непосредственной
близости от него находится позднетриасовый
(228±1 млн. лет) габброидный массив Ульдегит
(Бучко и др., 2010), принадлежащий, по всей
вероятности, к мезозойским производным САС.
Кроме того, здесь предполагается наличие раннемеловых габбро-пироксенит-перидотитовых
штокообразных тел джалтинского комплекса
(Мельников и др., 2010).
В Гарь ском п лат и номета л ьно-золо т ом
у з ле ру т ен и ри до см и нов ог о м и нер а л ьно геохимического типа источниками МПГ служ и ли магнезиа льные офиолитовые д у нитгарцбургитовые образования протерозойского (?)
возраста, подвергшиеся в позднем палеозое и ме-
зозое воздействию магматических производных
САС, превративших ультрамафиты и мафиты
офиолитовой ассоциации в серпентиниты, скарны, родингиты, листвениты, иные метасоматиты, сопровождающиеся зонами прожилкования
и сульфидизации.
В Фадеевском платиноидно-золотом узле
прису тствие МПГ, как и появление и х зональных зерен, вероятнее всего обусловлено
позднепалеозой-мезозойскими преобразованиями небольшого протерозой-раннепалеозойского (?) кольцеобразного массива с дунитовым
ядром и верлит-пироксенит-габбровой периферией (Щека и др., 1991). Его преобразования
(вплоть до полного исчезновения) в позднем
палеозое или позднем мезозое связано с воздействием гранитоидных интрузий и гранитогенных
гидротермально-метасоматических производных САС, что подтверждается присутствием в
россыпях касситерита, вольфрамита, молибденита, минералов висмута и др.
Уникальные, крупные и средние по своим
масштабам россыпи иридисто-платинового
типа во многом определяющие металлогенический облик северо-восточного сектора ареала
влияния САС, выявлены вблизи тех зональных
щелочно-ультраосновных массивов, которые
подверглись интенсивным воздействиям позднемезозойских гранитогенных и гидротермальнометасоматических производных плюмового магматизма. Наиболее значительные концентрации
МПГ в россыпях выявлены и разведаны в тех
обстановках, где воздействие плюмового магматизма, в т.ч. производных САС, было наиболее
масштабным не только на периферические части
кольцевых массивов, но и на дунитовые ядра
(в том числе за счет внедрения штоков косьвитов, даек нефелиновых сиенитов и т.п.). Особенно ярко это видно на примере Кондерского
месторождения. Если же такого воздействия не
произошло (примером может служить массив
Сыбах), то россыпи МПГ отсутствуют или имеются незначительные шлиховые ореолы.
Наложенные магматические и постмагматические (гидротермально-метасоматические)
процессы, по мнению многих исследователей
(Гу рови ч и др., 1994; За лищак и др., 1997;
Карсаков, Бердников, 1989; Маракушев и др.,
1990; Мочалов, 1997; Толстых, Кривенко, 1997;
Шарков, Богатиков, 1999 и др.) обусловили сегрегирование в ядрах и по периферии массивов
ранее возникшей (в хромшпинелидах и титаномагнетитах) акцессорной субмикроскопической
(пылевидной) вкрапленности МПГ, формирование крупных шлировых обособлений, линз,
линзовидно-прожилковых зон хромшпинелидов
в эндо- и экзоконтактах гранитоидных тел
среди дунитов и дунит-пегматитов. Синхронно
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
137
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ХОМИЧ, БОРИСКИНА
с сегрегированием хромшпинелидов происходило их обогащение ЭПГ, что обеспечивало
возникновение геохимических ореолов соответствующих элементов вплоть до появления
значимых концентраций (на уровне первых г/т и
более) в рудных зонах протяженностью в десятки
и сотни метров. Таким образом, существование
в позднем палеозое и мезозое САС и его производных послужило причиной интенсификации
рудообразующих процессов в ареале влияния
суперплюма. Учитывать это обстоятельство
(рудообразующую роль САС и его производных)
необходимо не только при металлогенических,
геолого-поисковых исследованиях, но и районировании региона. Обоснованию новых подходов
к платино-минерагеническому районированию
Юго-Востока России будет способствовать дополнительный анализ геолого-геохимических
и минералогических материалов по коренной
платиноносности региона.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Возникновение условий, благоприятствовавших формированию россыпной платиноносности в регионе, предопределено плюмовым
рудогенериру ющим магматизмом нескольких поколений (в протерозое и фанерозое).
Им обусловлено возникновение расслоенных,
зональных ультрамафит-мафитовых массивов,
подвергшихся в позднем палеозое и мезозое
воздейст вию г рани тогенны х производны х
Северо-Азиатского суперплюма, обеспечивших
развитие рудообразу ющи х магматогеннофлюидно-метасоматических процессов. Из этого
следует, что наиболее благоприятные геологопетрологические и физико-химические условия
для концентрирования ЭПГ создавались в местах
наложения гранитогенных образований на ранее
возникшие зональные массивы и офиолитовые
комплексы.
Источниками крупных и уникальных россыпей (по периферии ареала влияния САС) явились
активированные в позднем мезозое щелочноультраосновные платиноносные массивы, расположенные согласно северной трансформной
границе стагнированного слэба, существование
которого связано с субдукцией Японского сектора Тихоокеанской плиты.
Предполагая, что в местах воздействия производных САС на расслоенные ультрамафитмафитовые плутоны также могли создаваться
благоприятные условия для развития рудообразующих процессов, следует обратить более
пристальное внимание эндо- и экзоконтактовым
участкам соприкасающихся докембрийских и
позднепалеозой-мезозойских массивов, даже при
отсутствии промышленно значимых россыпей
138
платиноидов. Подобно тому, как это имеет место
у юго-западного контакта позднепротерозойского Чинейского расслоенного габбро-норитового
плутона, где закартированы позднепалеозойские
гранитоиды ингамакитского комплекса.
Список литературы
Алакшин А.М., Карсаков Л.П. Глубинное строение
зоны Станового структурного шва // Тихоокеанская геология. 1985. Т. 26. № 1. С. 70-80.
А лакшин А.М., Письменный Б.М. О строении
земной коры зоны сочленения Сибирской
платформы со складчатым обрамлением //
Геология и геофизика. 1988. № 11. С. 24-31.
Бучко И.В. Этапы ультрамафит-мафитового и
габбро-анортозитового магматизма юговосточного обрамления Северо-Азиатского
кратона // Автореф. дисс. докт. геол-мин. наук.
Владивосток, 2010. 47 с.
Бучко И.В., Сорокин А.А., Сальников Е.Б. и др.
Триасовый этап мафитового магматизма
Джугджуро-Станового супертеррейна (Южное
обрамление Северо-Азиатского кратона) // Геология и геофизика. 2010. Т. 51. № 11. С. 1489-1500.
Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России: в 2 кн./ под ред. А.И. Ханчука.
Владивосток: Дальнаука, 2006. 981 с.
Гонгальский Б.И., Криволуцкая Н.А. Чинейский
расслоенный плутон. Новосибирск: Наука,
Сиб. отд., 1993. 184 с.
Гонгальский Б.И., Криволуцкая Н.А. Минералогия
и геохимия платиновых металлов Чинейского массива (Северное Забайкалье) // Платина
России. Проблемы развития минеральносырьевой базы платиновых металлов в XXI
веке (минералогия, генезис, технология,
аналитика). М.: ЗАО «Геоинформмарк», 1999.
Т. IV. С. 30-40.
Гурович В.Г., Землянухин В.Н., Емельяненко Е.П. и др.
Геология, петрология и рудоносность Кондерского массива. М.: Наука, 1994. 176 с.
Дистлер В.В., Митрофанов Г.Л., Немеров В.К. и др.
Формы нахождения металлов платиновой
группы и их генезис в золоторудном месторождении Сухой Лог (Россия) // Геология рудных
месторождений. 1996. Т. 38. № 6. С. 467-484.
Дистлер В.В., Степин А.Г. Малосульфидный платиноносный горизонт Йоко-Довыренского
расслоенного гипербазит-базитового интрузива // ДАН. 1993. Т. 328. № 4. С. 498-501.
Добрецов Н.Л., Борисенко А.С., Изох А.Э. и др.
Термохимическая модель пермотриасовых
мантийных плюмов Евразии как основа для
выявления закономерностей формирования
и прогноза медно-никелевых, благородно- и
редкометальных месторождений // Геология
и геофизика. 2010. Т. 51. № 9. С. 1159-1187.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РУДНО-РОССЫПНЫЕ ПРОЯВЛЕНИЯ
Додин Д.А., Поляков Г.В., Дюжиков О.А. и др.
Платиноидные месторож дения СевероАзиатского к ратона и его обрам лени я:
металлогения и геодинамика // Геология и
геофизика. 1999. Т. 40. № 11. С. 1619-1634.
Додин Д.А., Чернышов Н.М., Яцкевич Б.А. Платиномета льные месторож дения России.
СПб.: Наука, 2000. 755 с.
Жао Дапенг, Пирайно Франко, Лиу Люси. Структура и динамика мантии под Восточной Россией и прилегающими регионами // Геология
и геофизика. 2010. Т. 51. № 9. С. 1188-1203.
Житова Л.М., Толстых Н.Д., Цимбалист В.Г.
Особенности концентрирования благородных металлов в ск лоновых россыпях
Чинейского плутона // ДАН. 2004. Т. 369.
№ 5. С. 654-659.
Залищак Б.Л., Пахомова В.А., Соляник В.А. Метасоматиты платиносного массива Кондер
(Хабаровскмй край) // Метасоматическая
зональность полигенных и полихронных
месторождений. Инф. матер. всерос. конф.
«Метасоматизм и рудообразование». Екатеринбург, 1997. С. 55-57.
Зорин Ю.А., Турутанов Е.Х., Кожевников В.М. и др.
О природе кайнозойских верхнемантийных
плюмов в Восточной Сибири (Россия) и Центральной Монголии // Геология и геофизика.
2006. Т. 47. № 10. С. 1060-1074.
Иванов В.В. Зимин С.С., Моисеенко В.Г. и др. Самородные металлы из платиноидно-золотых
россы пей Селем д ж и но-Зейского пояса
офиолитов (Верхнее Приамурье) // Платина
России. Проблемы развития минеральносырьевой ба зы п лат иновы х мета л лов в
XXI веке (минералогия, генезис, технология,
аналитика). М.: ЗАО «Геоинформмарк», 1999.
Т. IV. С. 60-67.
Иванов В.В., Ленников А.М., Мирзеханов Г.С. Особенности состава и возможный источник
минералов платиноидов из месторождения
россыпного золота р. Таймень (Западное
Приохотье, Россия) // ДАН. 2008. Т. 422.
№ 6. С. 788-792.
Каретников А.С. К проблеме опрделения возраста массива Кондер // Тихоокеанская
геология. 2005. Т. 24. № 4. С. 76-83.
Каретников А.С. Палеомагнетизм ультрабазитов
массива Кондер и оценка его возраста // Тихоокеанская геология. 2009. Т. 28. № 6. С. 23-42.
Карсаков Л.П., Бердников Н.В. Условия образования и преобразования пород Кондерского
щелочно-ультраосновного массива и особенности локализации связанного с ним
оруденения // Тихоокеанская геология. 1989.
№ 5. С. 32-36.
Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Богатиков О.А.
Новейший вулканизм и его связь с процес-
сами межплитного литосферного взаимодействия и глубинной геодинамикой // Геология
и геофизика. 2010. Т. 51. № 9. С. 1204-1221.
Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Богатиков О.А.
Геодинамическое положение новейшего вулканизма Северной Евразии // Геотектоника.
2009. № 5. С. 3-24.
Конников Э.Г., Неручев С.С., Прасолов Э.М. и др.
Флюидный режим формирования малосульфидной благороднометальной минерализации
Довыренского дунит-троктолит-габбрового
массива // Платина России. Проблемы развития минерально-сырьевой базы платиновых
металлов в XXI веке (минералогия, генезис,
технология, аналитика). М.: ЗАО «Геоинформмарк», 1999. Т. IV. С. 169-175.
Корчагин А.М. Инаглинский плутон и его полезные ископаемые. М.: Недра, 1996. 157 с.
Кривенко А.П., Изох А.Э., Толстых Н.Д., и др.
Устойчивость минералов платины и палладия при разрушении сульфидных руд // ДАН.
1995. Т. 342. № 5. С. 640-643.
Маракушев А.А., Емельяненко Е.П., Некрасов И.Я. и др.
Формирование концентрически – зональной ст ру к т у ры Кон дерског о щелоч ноультраосновного массива // ДАН. 1990. Т. 311.
№ 1. С. 167-170.
Мельников В.Д., Мельников А.Д., Ковтонюк Г.П.
Россыпи золота Амурской области. Благовещенск: Амурский гос. ун-т, 2006а. 296 с.
Мельников А.В., Степанов В.А., Мельников В.Д.
Платина Амурской области. Благовещенск:
АмГУ, 2006б. 136 с.
Мельников А.В., Моисеенко В.Г., Мельников В.Д.
Платиноносность базит-гипербазитовых
комплексов Дамбукинского рудного района
Верхнего Приамурья (Дальний Восток, Россия) // ДАН. 2010. Т. 435. № 5. С. 673-676.
Моисеенко В.Г., Степанов В.А., Эйриш Л.В. и др.
Платиноносность Дальнего Востока. Владивосток: Дальнаука, 2004. 176 с.
Молчанов В.П., Моисеенко В.Г., Хомич В.Г. Минералы благородных металлов россыпей
Фадеевского узла (Приморье) как индикаторы
формационной принадлежности коренных источников // ДАН. 2005. Т. 402. № 5. С. 661-664.
Мочалов А.Г. Россыпи платиновых металлов // Россыпные месторождения России и других стран
СНГ (минерагения, промышленные типы,
стратегия развития минерально-сырьевой
базы) / Отв. ред. Н.П. Лаверов и Н.Г. ПатыкКара М.: Научный мир, 1997. С. 127-164.
Неволин П.Л., Уткин В.П., Кутуб-Заде Т.К. и др.
Западное Приморье: геология, геодинамика
структурирования и аспекты металлогении //
Тихоокеанский рудный пояс: материалы новых
исследований. Владивосток: Дальнаука, 2008.
С. 278-298.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
139
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ХОМИЧ, БОРИСКИНА
Некрасов И.Я., Ленников А.М., Октябрьский Р.А. и др.
Петрология и платиноносность кольцевых
щелоч но-ул ьт раосновн ы х ком п лексов.
М.: Наука, 1994а. 381 с.
Некрасов И.Я., Щека С.А., Ленников А.М. и др.
Сравнительный петрог рафо-минера логический анализ платиноносных массивов
Юго-Востока А лданского щита, острова
Фек листова и Сихотэ-А линя // Платина
России. Проблемы развития минеральносырьевой базы платиновых металлов. М.: АО
«Геоинформмарк», 1994б. С. 165-174.
Остапчук В.И. О платиноносном массиве Дальнего Востока // Тихоокеанская геология.
1989. № 2. С. 113-119.
Парфенов Л.М., Берзин Н.А., Ханчук А.И. и др.
Модель формирования орогенных поясов центральной и северо-восточной Азии // Тихоокеанская геология. 2003. Т. 22. № 6. С. 7-41.
Поляков Г.В., Изох А.Э., Кривенко А.П. Платиноносные ультрамафит-мафитовые формации
подвижных поясов Центральной и ЮгоВосточной Азии // Геология и геофизика.
2006. Т. 47. № 12. С. 1227-1241.
Поляков Г.В., Кривенко А.П., Изох А.Э. и др.
Малосульфидное платинометальное оруденение в дифференцированных ультрабазитбазитовых массивах складчатых областей
юга Сибири // Платина России. Проблемы
развития минерально-сырьевой базы платиновых металлов. М.: АО «Геоинформмарк»,
1994. С. 139-149.
Разин Л.В., Васюков В.С., Избеков Э.Д. и др.
Россыпная платиноносность ЦентральноА л данской мета л логени ческой области
// Платина России. Проблемы развития
мине-рально-сырьевой базы платиновых
металлов. М.: АО «Геоинформмарк», 1994.
С. 159-165.
Рожков И.С., Кицул В.И., Разин Л.В. и др. Платина Алданского щита. М.: Изд-во АН СССР, 1962. 120 с.
Россыпные месторождения России и других
стран СНГ (минерагения, промышленные
типы, стратеги я развити я минера льносырьевой базы) / Отв. ред. Н.П. Лаверов и Н.Г.
Патык-Кара. М.: Научный мир, 1997. 479 с.
Середин В.В., Томсон И.Н. Кайнозойская рифтогенная металлогения Приморья // Тихоокеанский рудный пояс: материалы новых
исследований. Владивосток: Да льнаука,
2008. С. 192-209.
Симонов В.А., Приходько В.С., Ковязин С.В. и др.
Условия формирования Кондерского платиноносного ультраосновного массива (Алданский щит) // ДАН. 2010. Т. 434. № 1. С. 108-111.
Степанов В.А., Мельников А.В., Гвоздев В.И.
Находка массивных Ni-Cu-Pd руд в Верхнем
Приамурье. Тез. докл. общеросс. семинара
140
«Платина геологических формаций Сибири».
Красноярск, 20-21 сентября 2001. С. 95-96.
Сушкин Л.Б. Характерные черты самородных элементов месторождения Кондер // Тихоокеанская геология. 1995. Т. 14. № 5. С. 97-102
Тектоника, глубинное строение и минерагения
Приамурья и сопредельных территорий /
О т в. ред. Шат ков Г.А ., Вол ь ск и й А .С.
СПб.: изд-во ВСЕГЕИ, 2004. 190 с.
Толстых Н.Д., Кривенко А.П. Минералы платиновых металлов в россыпи р. Инагли (Алданский щит) // Геология и геофизика. 1997.
Т. 38. № 4. С. 765-774.
Толстых Н.Д., Орсоев Д.А., Кривенко А.П. и др.
Благороднометальная минерализация в расслоенных ультрабазит-базитовых массивах
юга Сибирской платформы. Новосибирск:
Параллель, 2008. 194 с.
Ханчук А.И., Плюснина Л.П., Молчанов В.П. Первые данные о золото-платиноидном оруденении в углеродистых породах Ханкайского
массива и прогноз крупного месторождения
благородных металлов в Приморском крае //
ДАН. 2004. Т. 397. № 4. С. 524-529.
Хомич В.Г., Борискина Н.Г. Северо-Азиатский
суперплюм и платиноносность Юго-Востока
России // ДАН. 2011. Т. 436. № 3. С. 356-359.
Шарков Е.В., Богатиков О.А. Петрологические
аспекты механизмов концентрирования
платиноидов в магматическом процессе (на
примере расслоенных интрузивов) // Платина России. Проблемы развития минеральносырьевой базы платиновых металлов. М.:
АО «Геоинформмарк», 1999. Т. IV. С. 152-169.
Щека С.С., Вржосек А.А., Сапин В.И. и др. Преобразования минералов платиновой группы
из россыпей Приморья // Минералогический
журнал. 1991. Т. 13. № 1. С. 31-40.
Я лынычев Е.В., Мирзеханов Г.С. Магматизм
кольцевых структур юго-восточной части
Сибирской платформы (на примере УчуроМайского междуречья) // Тихоокеанская
геология. 1983. № 3. С. 84-87.
Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Кузьмин М.И.
Северо-Азиатский суперплюм в фанерозое:
магматизм и глубинная геодинамика // Геотектоника. 2000. № 5. С. 3-29.
Khanchuk A.I., Plyusnina L.P., Molchanov V.P.
Prospects for noble-metal deposits in graphite
bearing rocks of the Khanka terrane, Russian
Far East // Ores and Orogenesis Circum-Pacific
Tectonics, Geologic evolution and ore deposits.
Ed. By J. Spenser and S.R. Titley. Arizona, 2008.
P.181-185.
Shcheka G.G., Vrzhosek A.A., Lehmann B. et al. Assotiation
of platinum-group minerals from the Zolotaya Gold
placer, Primorye, Russian Far East // The Canadian
Mineralogist. 2004. V. 42. P. 583-599.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РУДНО-РОССЫПНЫЕ ПРОЯВЛЕНИЯ
Tolstykh N.D. PGE mineralization in marginal sulfide
ores of the Chineisky layered intrusion, Russia //
Mineralogy and Petrology. 2008. V. 92. P. 283-306.
Zalishchak B.L., Lennikov A.M., Oktyabrsky R.A.
et al. Mineralization of zonal alkali-ultrabasic
complexes of the Far East Russia. Proceedings
of the Ninth Quadrennial IAGOD Symposium.
E. Schweizerbar t’sche Verlagsbuchandlung
(Nagele u. Obermiller), D-70176 Stuttgart, 1998.
P. 541-553.
ZONE OF NORTH-ASIAN SUPERPLUME DERIVATIONS
(SOUTH-EAST RUSSIA)
V.G. Khomich, N.G. Boriskina
Far East Geological Institute, FEB of R AS, Vladivostok, 690022
The sources of large and unique platinum-metal placers were the zonal alkali-ultrabasic massifs which become
active in the Cretaceous and were inclined to the margins of the zone of the North-Asian superplume (NAS)
influence. The plume ore-generating magmatism of several generations (in Proterozoic and Phanerozoic)
is responsible for conditions favorable for the formation of the placer platinum presence in the region.
Ultramafite-mafite magmatism caused the origin of the stratified zonal massifs which suffered in the Late
Paleozoic and Mesozoic from granitogene derivations of the NAS. The later favored the development of
the ore-forming magmagene-fluid-metasomatic processes and contributed in favorable conditions for the
platinum group elements concentration.
Keywords: platinum-bearing ore-placer districts, scientific basics of prediction.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
141
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
УДК 551.21 + 551.324
ГОРА РАННЯЯ И ОБРЫВ ШЕРИДАНА В АНТАРКТИДЕ – САМЫЕ СТАРЫЕ
И ВЫСОКОШИРОТНЫЕ ТЮЙЯ НА ЗЕМЛЕ
© 2011 И.В. Мелекесцев
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, 683006
Показано, что открытые в 1934 и 1962-1963 гг., изученные и датированные в 1978-1979 гг.
исследователями Антарктиды вулканические постройки Гора Ранняя (86°58' с.ш., 163°20' з.д.,
абс. в. 2270 м, возраст пород 18-20 млн. лет) и Обрыв Шеридана (87°04' ю.ш., 153°46' з.д., абс. в. 2720 м,
возраст пород ~ 16 млн. лет) относятся к типичным тюйя, самым старым и высокоширотным из
обнаруженных подобных форм на Земле. Это служит подтверждением того, что в раннем миоцене
в Западной Антарктиде в непосредственной близости от полюса существовали мощные ледники,
и происходила интенсивная подледная вулканическая деятельность.
К лючевые слова: тюйя, внутриледниковый вулканизм, ледниковый покров, ледниковый щит,
Антарктида.
ВВЕДЕНИЕ
Тюйя – общий термин для вулканических
форм, которые возникли в полостях ледниковых
покровов при проплавлении их льда в ходе происходивших непосредственно под ними извержений. Первонача льно это – своеобразные
вулканические тела – «куличи», заключенные
внутри ледниковых покровов, а после исчезновения покровов – положительные формы вулканического рельефа с крутыми (иногда почти
до вертика льных) ск лонами и уплощенной,
слабо наклонной вершинной частью. Высота
ск лонов, в целом, определяется мощностью
проплавленного льда и часто достигает многих
сотен метров. Если извержения продолжались
выше поверхности проплавленных ледников, то
на вершинах тюйя возникали, но уже в субаэральных условиях, обычные вулканические
формы: шлаковые и лавовые конусы, экструзивные куполы, лавовые потоки и комплексы
лавовых потоков.
Термин тюйя происходит от собственного
названия горы – Tuya Mountain в Британской
Колумбии (Канада), которая таким способом
образовалась в верхнем плейстоцене внутри мощного Северо-Американского ледникового щита.
Высота постройки Тюйя – около 400 м, объем –
2-3 км3. Из-за своей характерной морфологии
подобные вулканические формы называют также
142
столовыми (tables mountains) или плосковерхими
(flat-topped mountains) горами.
Кажущаяся неестественной («лед и пламень») компактность накопления раскаленного изверженного материала, распространение
которого ограничено ледяными стенками, объясняется обычными физическими причинами:
высокой теплотой плавления льда (80 кал/г) и
быстрым остыванием вулканического материала
в зоне контакта со льдом за счет циркулирующей
здесь обильной талой воды.
Состав пород, слагающих тюйя, зависит от
состава изверженного материала и типа извержений. Они бывают базальтовыми, андезитовыми и т.д., с разными соотношениями лав и
пирокластики. Для тюйя характерен специфический комплекс фаций пород и специфический
набор минералов.
В настоящее время наибольшее количество
тюйя, включая современные формы, известно и
описано в Исландии, которая в плейстоцене, голоцене и в историческое время была и остается сейчас
одновременно ареной интенсивной вулканической деятельности и районом покровного оледенения. Десятки тюйя выделены и диагностированы автором этой статьи и на Камчатке (Брайцева,
Мелекесцев, 1974; Мелекесцев и др., 1970).
Наличие тюйя на Камчатке обусловлено тем,
что в эпохи похолоданий вулканические районы
Камчатки покрывались обширными ледниками,
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГОРА РАННЯЯ И ОБРЫВ ШЕРИДАНА
а действующие вулканы служили крупными центрами оледенения. Возможно, возникновение
тюйя на Камчатке и на современном этапе, так как
на некоторых самых высоких активных вулканах
(Ключевской, Корякский, Авачинский и др.)
тоже существуют ледники.
Следует отметить, что все известные, относимые к тюйя формы рельефа в молодых вулканических районах России, США, Канады,
Исландии, Чили имеют возраст не старше плейстоцена. Более древние тюйя там не описывались.
Однако подобные формы, но гораздо более
старые, с характерными признаками тюйя, были
сравнительно недавно обнаружены в Антарктиде.
Они названы Гора Ранняя (Mount Early) и Обрыв
Шеридана (Sheridan Bluff). Изучены их геоморфология, геологическое строение, особенности
слагающих толщ (Stump et al., 1986a, 1986b).
Правда, к тюйя самими исследователями они
не были отнесены: Гора Ранняя диагностирована как щитовой вулкан, Обрыв Шеридана –
как изолированный фрагмент разреза толщи
гиалокластита и лавовых потоков. Эти вулканические формы рельефа оказались не только
самыми древними – раннемиоценовыми, но
и самыми высокоширотными (87°04' ю.ш. и
86°58' ю.ш.) из обнаруженных пока на Земле. Они
находятся сейчас на расстоянии 330 и 340 км от
Южного полюса (рис. 1). Своей сохранностью
тюйя, по-видимому, обязаны, в первую очередь,
хорошей консервирующей способности малоподвижного околополярного ледникового щита,
который существовал там уже в верхнем олигоцене, ранее 25 млн. л.н. (Атлас..., 2005).
Наиболее значимый результат проведенных
исследований этих форм – выполненное на
Рис. 1. Расположение Обрыва Шеридана и Горы
Ранняя относительно Южного полюса.
самом современном уровне детальное описание
разрезов слагающих их толщ, петрологические
и петрохимические характеристики вулканических пород, изучение комплекса минералов
из лав и пирокластики, а также полученные
K-Ar и 40Ar/ 39Ar датировки базальтов. Поэтому
приведенные в работах (Stump et al., 1986a, 1986b)
описания Обрыва Шеридана и Горы Ранняя по
содержанию и по форме можно считать эталонными и использовать в качестве стандартных при
характеристике подобных внутриледниковых
образований других вулканических областей,
включая Камчатку.
ОБРЫВ ШЕРИДАНА
Обрыв Шеридана был открыт в 1962-1963 гг.
и кратко описан G.A. Doumani и V.H. Minshev
(Doumani, Minshev, 1965), а более детально исследован в 1978-1979 годах (Stump et al., 1980).
По (Stump et al., 1986a) Обрыв Шеридана –
изолированный останец толщи, сложенной
гиалокластитом и лавовыми потоками (рис. 2).
Он находится в верховья х ледника Скот та
в центра льной части Трансантарктическ их
гор. Абсолютная высота вершины останца равна
2270 м, подошвы – 2070 – 2100 м, удаление от
Южного полюса – 340 км. Мощность толщи вулканитов не превышает 200 м. Она лежит на эродированном фундаменте, сложенном гранодиоритами.
В основании разреза толщи залегает подушечная брекчия (пиллоубрекчия) мощностью
10 м, сменяющаяся выше по разрезу пачкой гиалокластитовой брекчии, состоящей из палагонитовой основной массы (maitrix) желтого цвета
с угловатыми обломками пиллоу (подушечных)
лав. Многие обломки сохранили в зоне закалки
первичное вулканическое стекло. Линза гиалокластитов имеет максимальную мощность 85 м,
уменьшающуюся в СЗ направлении (рис. 2).
В верхнюю единицу гиалокластитов мощностью 5-10 м внедрен лиизовидный лавовый
поток. Верх разреза сложен серией из 9 лавовых
потоков, которые имеют суммарную мощность
110 м. Эти лавы изливались уже в субаэральных
условиях. Эруптивное жерло Обрыва Шеридана
не обнажено.
Гиалокластитовая брекчия состоит из фрагментов пористого вулканического стек ла и
обломков кристаллов оливина, в меньшей мере –
клинопироксена и плагиоклаза. В редких случаях встречены резургентные обломки пород
(преимущественно база льты). Для брек чии
характерна параллельно- пластинчатая, волнистая и косая (перекрестная) слоистость.
Мощность индивидуальных слоев от одного до
нескольких сантиметров.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
143
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МЕЛЕКЕСЦЕВ
Рис. 2. Схематическое строение восточной части Обрыва Шеридана по (Stump et al., 1986a): 1 – лавовые
потоки кровли разреза; 2 – пачка лавовых потоков; 3 - гиалокластитовая брекчия; 4 – пиллоубрекчия;
5 – раннепалеозойский гранодиорит; 6 –отобранные образцы.
Базальтовые лавы подразделяются на две
группы: умеренно-щелочные базальты (5 лавовых потоков с 1-5% нормативного нефелина)
и оливиновые толеиты (5 лавовых потоков с
нормативным гиперстеном). Их репрезентативные химическ ие ана лизы представлены
в таблице. Минеральный состав обеих групп
очень сходный: плагиоклаз, клинопироксен,
непрозрачные оксиды и очень много оливина.
Положение проана лизированны х образцов
(ANT24 и ANT27) показано на разрезе (рис. 2).
Описанный разрез Обрыва Шеридана по
своим характеристикам практически неотличим
от разрезов плейстоценовых и исторических
по возрасту тюйя Исландии. Поэтому Обрыв
Шеридана тоже с полным правом можно отнести
к типичным тюйя среднего размера, хотя и более
старым.
Обе группы лав разреза Обрыва Шеридана
достаточно хорошо различаются по многим
главным химическим компонентам: в умереннощелочных базальтах заметно больше К 2О, TiO2,
Al 2O3 и P 2O5. Хотя по содержанию SiO2 они и
близки (табл.). Предполагается поэтому, что
в ходе извержений, сформировавших Обрыв
Шеридана, были задействованы два разных магматических источника.
Среднее значение даты, полученной K/Ar
методом по трем образцам лав (по породе в целом)
базальтовых потоков, равно 18.32 ± 0.35 млн. лет.
Два образца лав, датированных 40Ar/ 39Ar методом
(по породе в целом), оказались весьма близкими
по возрасту: 19.43 ± 0.65 и 19.75 ± 1.57 млн. лет.
Все эти даты относятся к раннему миоцену.
144
Наблюдающийся разброс дат, полученных двумя
этими методами, вероятнее всего, обусловлен
разной сохранностью датированных образцов
лав и недостаточной точностью самих методов,
а не длительностью формирования толщи, слагающей Обрыв Шеридана. Как правило, тюйя
такого размера – одноактные образования, сформированные в ходе одного извержения длительностью не более нескольких лет.
Представительные химические ана лизы база льтов Обрыва Шеридана и Горы Ранняя (Stump et al.,
1986a, 1986b)
1
2
3
SiO2
49.53
50.31
50.36
TiO2
2.05
1.53
2.25
Al 2O3
16.50
15.44
16.68
Fe2O3
10.44
11.98
10.44
MnO
0.15
0.16
0.14
MgO
6.91
6.73
5.56
CaO
9.32
8.72
8.20
Na2O
3.92
3.93
4.40
K 2O
1.47
0.81
2.03
P2O5
0.61
0.22
0.74
ППП
1.53
0.64
1.53
Сумма
100.90
99.83
100.80
Примечани я. 1, 2 – Обрыв Шери дана; 3 – Гора
Ранняя. Сумма Fe как Fe2O3. 1 – ANT24, умеренно
щелочной оливиновый базальт; 2 – ANT27, оливиновый толеит; 3 – ANT34, умеренно щелочной оливиновый базальт.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГОРА РАННЯЯ И ОБРЫВ ШЕРИДАНА
ГОРА РАННЯЯ
Гора Ранняя была открыта в 1934 г., впервые
посещена г еолог а м и л и ш ь в 1962-1963 г г.
(Doumani, Minshev, 1965), а вторично изучена
в 1978-1979 гг., когда участники полевой экспедиции поднялись на вершину горы по ее северовосточному гребню (Stump et al., 1980).
По (Stump et al, 1986b), Гора Ранняя – щитообразный глубоко расчлененный вулкан, самый
южный на Земле, расположенный всего в 330 км от
Южного полюса. Абсолютная высота вершины –
2720 м. Он на 475 м возвышается над поверхностью краевой части Восточно-Антарктического
ледникового щита. Считается (Stump et al., 1986b),
что эта вулканическая форма возникла в результате подледных извержений. Подошва пород,
слагающих Гору Ранняя, не вскрыта. Поэтому их
максимальная видимая мощность тоже не превышает 475 м (рис. 3).
Основание разреза постройки Горы Ранняя
сложено пиллоулавами с видимой мощностью
до 350 м. Они перекрываются пиллоубрекчией,
которая ближе к кровле разреза постепенно
сменяется более тонкозернистой па лагонитовой брекчией. Нижняя порция последней –
массивная, а верхняя имеет четко выраженную
слоистость. Граница раздела пиллоулавы и
пи л лоубрек чии очень неровная и слож ная
по конфигурации, колебания ее амплитуды
достигает 250-300 м по высоте. Резко контрастны
верхняя и нижняя части разреза и по цвету:
черные пиллоулавы – внизу и ярко-желтая палагонитовая брекчия – вверху. Верх разреза увенчан
лавовым потоком, который остался неизученным,
так как наблюдался с расстояния около 200 м.
В центре разреза вскрыта субвертикальная
дайка с отходящим от нее линзовидным силлоподобным телом. Слагающая его порода
проанализирована – обр. ANT34 (табл.). Вполне
возможно, что эта дайка фиксирует подводящий
магмати ческ ий кана л, по котором у в ходе
подледного извержения поступало с глубины
вещество, сформировавшее вулканическ ую
постройку Горы Ранняя.
Изверженные породы отвечают по составу
умереннощелочному оливиновому базальту с
менее чем 5% нормативного нефелина. Содержание фенокриста ллов оливина (F 0 70 –F 0 85 ),
пурпурно-коричневого клинопироксена (титаномагнетита?) плагиок лаза достигает в лаве
более 5%. Этот базальт (табл.) сходен с таковым,
извержен н ы м при форм ирован и и Обры ва
Шеридана (Stump et al., 1986a).
При сравнении геологического строения,
фациального и вещественного состава изверженных продуктов Обрыва Шеридана и Горы
Ранняя хорошо видно, что по всем этим и другим
особенностям они очень похожи. Различия касаются лишь отдельных несущественных деталей.
Поэтому логично допустить, что обе постройки
тоже имеют одинаковое происхождение и относятся к типичным тюйя.
Примерный возраст база льтового лавового потока из разреза Горы Ранняя, получен н ы й K-A r методом по породе в целом,
равен 15.86 ± 0.30 млн. лет (Stump et al., 1980).
Следовательно, формирование этой подледной
вул к а н и ческой пост рой к и, к а к и Обры ва
Шеридана, произошло тоже в раннем миоцене,
а обе они – самые старые пока из обнаруженных
и описанных тюйя на Земле. Как формы вул-
Рис. 3. Схематический разрез Горы Ранняя по (Stump et al., 1986b): 1 – лава; 2 – пиллоубрекчия; 3 – пиллоулава; 4 – гиалокластитовая брекчия; 5 –отобранные образцы.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
145
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МЕЛЕКЕСЦЕВ
канического рельефа они же – самые высокоширотные из наземных вулканических образований.
Список литературы
Атлас океанов, А нтарктика / Отв. ред. В.И.
Куроедов. С-Пб: ГУНИО, 2005. С. 204.
Брайцева О.А., Мелекесцев И.В. Четвертичные оледенения // Камчатка, Курильские и Командорские острова. М.: Наука, 1974. С. 402-425.
Мелекесцев И.В., Краевая Т.С., Брайцева О.А.
Рельеф и отложения молодых вулканических
районов Камчатки. М.: Наука, 1970. 104 с.
Doumani G.A., Minshev V.H. General geology of the
Mount Weaver area, Queen Maud Mountains,
Antarctica // Geology and Paleontology of the
Antarctic. Antarct. Res. Ser. 1965. V. 6. P. 127-139.
Stump E., Borg S.G., Sheridan M.F. Sheridan Bluff //
Volcanoes of the Antarctic Plate and Southern
Oceans. Antarct. Res. 1986a. V. 18. P. 136-137.
Stump E., Borg S.G., Sheridan M.F. Mount Early //
Volcanoes of the Antarctic Plate and Southern
Oceans. Antarct. Res. Ser. 1986b. V. 18. P. 138-139.
Stump E., Sheridan M.F., Borg S.G., Sutter J.F. Early
Miocene subglacial basalts, the East Antarctic ice
sheet and uplift of the Transantarctic Mountains //
Science. 1980. V. 207. P. 757-759.
MOUNT RANNYAYA AND SHERIDAN BLUFF –
ТНЕ OLDEST HIGH-LATITUDE TUYA ON EARTH
I.V. Melekestsev
Institute of Volcanology and Seismology Far Eastern Branch R AS, Petropavlovsk-Kamchatsky, 683006
Mount Rannyaya (86°58' S, 163°20' W, 2270 m a.s.l., 18-20 Ма) и Sheridan Bluff (87°04' S, 153°46' W, 2720
m a.s.l., ~ 16 Ма) were explored in 1934 and 1962-1963, and studied and dated in 1978-1979 bу Antarctic
researches. The article shows that these volcanoes are typical tuya, the oldest and high-latitude volcanoes
on Earth. It confirms that in early Miocene thick glaciers existed in western Antarctic near the Pole, and
subglacial volcanic activity was strong.
Кеуwords: tuуа, englacial volcanism, ice sheet, Antarctic.
146
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
УДК 551.48(479.24)
СОВРЕМЕННЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ ГИДРОХИМИЧЕСКОГО РЕЖИМА
РЕК АЗЕРБАЙДЖАНА
© 2011 М.А. Абдуев
Институт Географии НАНА, Aзербайджан, Баку, 1143;
e-mail: magamed@box.az
На примере рек Азербайджана рассмотрены вну тригодовые и многолетние изменения
концентраций главных ионов с 1950 по 2008 г. Выявлена тенденция роста концентраций с середины
60-х годов XX в., сопровождающаяся ростом межгодовой изменчивости. Отмечено, что при оценке
антропогенного воздействия на изменение химического состава речных вод продолжительность
наблюдений для рек исследуемого региона должна быть не менее 45-50 лет.
К лючевые с лова: г лавные ионы, внутригодовые и многолетние и зменени я концентраций,
минерализация.
ВВЕДЕНИЕ
Гидрохимический режим и ионный сток
рек Азербайджана рассматривались в работах
(Гаджиев, 1984; Рустамов, Кашкай, 1989). Вместе
с тем, эти исследования по территории Азербайджана выполнялись до начала-середины 70-х гг.
ХХ в., когда ряды наблюдений за химическим
составом воды были относительно короткими,
а антропогенное воздействие на речные воды
имело сравнительно ограниченные масштабы.
В связи с этим актуальной задачей является
изучение гидрохимического режима рек Азербайджана в современный период, а также анализ
изменения гидрохимических характеристик во
времени с учетом возросших масштабов антропогенного воздействия.
В данной статье приведены результаты
анализа гидрохимических данных по рекам
Азербайджана (Гидрохимический..., 2008; Ежегодные..., 1994) за 1950-2008 гг. Произведена систематизация данных и выявлена связи концентраций кальция, магния, гидрокарбонат-иона с
расходами воды. На примере рек Азербайджана
показано, что источники антропогенного воздействия оказывают сильное влияние на гидрохимический режим. Для анализа изменения
гидрохимического режима рек использовались
данные на 39 пунктах с периодами наблюдений
25-40 лет. Эти пункты расположены на основных
реках республики и относительно равномерно рас-
пределены по территории Азербайджана (рис. 1).
Целью работы является описание характера
и среднемноголетних внутригодовых изменений
концентраций главных ионов в воде рек Азербайджана, а также их изменчивости во времени.
Для этого использованы данные концентраций
главных ионов и значение коэффициентов вариации.
МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ
В основе исследования внутригодовых изменений гидрохимического режима рек лежит
вычисление средних многолетних среднемесячных значений минерализации (С) и расходов воды (Q), графическое описание средних
многолетних гидрографов и «хемографов» –
графиков изменения концентраций ионов в воде
в течение года, анализ внутригодовых изменений
С макс/С мин, коэффициентов вариации С v и др.,
а также установление регрессионных зависимостей «концентрация-расход».
n
Коэффициент вариации С v =
å (k -1)
i =1
i
(n -1)
2
,
(1)
где k – мод ул ьн ы й коэффи ц иен т, равн ы й
отношению ка ж дого ч лена ря да к среднему значению его, т.е. k1 = С1/С cр, k 2 = С 2 /С ср,
kn = Сn/Сср; n – число лет наблюдений (Методические..., 1986). Коэффициент C v характеризует
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
147
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АБДУЕВ
Рис. 1. Схема размещения основных пунктов наблюдений (показаны треугольниками) за химическим составом воды рек Азербайджана.
степень изменчивости ряда, степень отклонения
отдельных членов ряда от их среднего значения,
т.е. изменчивость параметра химического состава воды за период наблюдений в том или ином
пункте реки.
å (k x -1)(k y -1) , (2)
Коэффициент корреляции r =
(n -1)Cvx Cvy
где Cvy – коэффициенты вариации средних годовых
расходов воды; C vx – коэффициенты вариации
средних годовых показателей химического состава
воды (определяются по формуле (1)). Коэффициент r служит мерой связи между рассматриваемыми величинами x и y (Методические…, 1986).
Для анализа тенденций в изменении гидрохимических параметров использова лось
уравнение линейного тренда, которое имеет вид:
Yt = Yср + α(t-tср), (3)
где Yt – расчетное значение среднегодовой величины минерализации воды в момент времени t,
Yср – средняя величина минерализации за период
наблюдений, α – угловой коэффициент, отражающий наклон линии тренда, t – порядковый
номер члена ряда (для первого члена ряда t=1),
tср – среднее значение срединного члена ряда.
Коэффициент α определялся по формуле (Методические..., 1986):
N
N
i =1
i =1
a = å (t - t )(Y - Y ) / å (t - t ) 2 .
(4)
Чтобы определить, какой продолжительности должны быть наблюдения за химическим
составом воды при среднем значении С v =0.34
148
и при заданной ошибке определения средней
арифметической величины гидрохимических
показателей не более 5% (т.е. εС=5%), использовалось выражение: n = 104 Cn2 / e 2 Q0 . Подставляя
соответствующие значения εС и С v, получаем
n = 104 × 0.342/52=46. Следовательно, для определения среднего многолетнего значения минерализации и других гидрохимических параметров
химического состава воды рек в данном случае
необходим ряд наблюдений продолжительностью не менее 46 лет.
РЕЗУЛЬТАТЫ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ
В условиях рассматриваемой территории
формируются в основном гидрокарбонатные
кальциевые речные воды, преимущественно
средней (200-500 мг/л) и высокой (501-1000 мг/л)
минерализации. Преобладание ионов гидрокарбоната и кальция в химическом составе воды
наблюдается в течение всего года. Исключением
являются некоторые реки юго-восточной и югозападной части республики
Для исследуемых рек средний многолетний ионный состав воды изменяется в следую щ и х п р е д е л а х : к а л ь ц ий– 30-33%-эк в/л,
магний – 8.7-15.9%-экв/л, сумма натрия и калия – 8.2-23.4%-экв/л, гидрокарбонат-иона –
36-45.6%-экв/л, сульфат-иона – 10.0-22.7%-экв/л,
хлор-иона – 0.9-4.0 %-экв/л.
Все природные воды по преобла данию
анионов подразделяются О.А. Алекиным (1970)
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СОВРЕМЕННЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ ГИДРОХИМИЧЕСКОГО РЕЖИМА
на три класса: гидрокарбонатный, сульфатный
и хлоридный. Каждый класс по эквивалентному преобладанию катионов делится на три
группы: кальциевую, натриевую и магниевую.
В работе (Рустамов, Кашкай, 1989) показано, что
в речных водах Азербайджана распространены
все три выделенных класса вод. При этом воды
97% рек относятся к гидрокарбонатному классу,
а на сульфатный класс приходится 1.9% от всех
речных вод. Наименьшее распространение (1.1%)
имеют хлоридные воды с преобладанием натрия
в составе катионов.
Гидрокарбонатные воды, преимущественно кальциевой группы, характерны для бассейнов рек Куры, Араза и северо-восточного
Азербайджана. Сульфатные воды, преимущественно натриевой группы, характерны для
рек южного склона Большого Кавказа (междуречье рр. Белоканчай-Катехчай) и для рек юговосточной части Большого Кавказа (междуречье
рр. Гирдыманчай-Атачай). Хлоридные воды, относящиеся также к натриевой группе, характерны
для незначительной площади республики, главным образом, для рек северо-восточной части
Ленкоранской природной области (р. Виляшчай
и плавни) и среднего течения р. Астарачай.
Речные воды предгорно-горной зоны характеризуются невысокими величинами среднемноголетних минера лизаций (260-600 мг/л)
с преобла данием в и х х ими ческом составе
гидрокарбонат-иона и кальция. Минимальная
минерализация воды (160-390 мг/л) наблюдается в весеннее половодье (апрель-июнь). К лету
минерализация воды возрастает и достигает
максимальных значений (365-750 мг/л).
В форм ирован и и х и м и ческого состава
речных вод предгорно-горной зоны превалиру ющу ю роль играют природные факторы,
а равнинной – антропогенные, главным образом, за счет интенсивного развития орошаемого
земледелия – источника возвратных коллекторнодренажных вод. Их минерализация выше в 2-3 раза
по сравнению с речными водами. Вследствие
этого, за период наблюдений 1950-2008 гг. воды
рек равнинной зоны обогащались ионами сульфата, хлора, магния и натрия (Абдуев, 2009а)
Соответственно, повышалась минерализация
воды в этих реках. В качестве примера на рис. 2
приведены графики изменения главных ионов и
минерализации воды р. Гилянчай.
Среднемноголетняя минерализация речных
вод равнинной зоны колеблется от 460 до 780 мг/л.
В летний период (июнь-август) минерализация
воды увеличивается (500-780 мг/л), а в половодье
понижается (460-590 мг/л).
Изменения концентраций главных ионов так
же, как и изменения минерализации воды, подвержены влиянию природных и антропогенных
Рис. 2. Средние многолетние хемограф и гидрограф
р. Гилянчай у с. Нюргут.
факторов и зависят от зоны расположения водосбора. В воде рек предгорно-горной зоны содержание ионов кальция колеблется от 43 до 69 %-экв/л,
равнинной – от 31 до 46 %-экв/л, гидрокарбонатиона – 44-77 %-экв/л и 11-34 %-экв/л, ионов магния 22-36 %-экв/л и 25-38 %-экв/л, суммы ионов
натрия и калия 7-22 %-экв/л и 22-44 %-экв/л,
сульфат-иона 16-46 %-экв/л и 52-66 %-экв/л, иона
хлора 7-11 %-экв/л и 11-35 %-экв/л.
Внутригодовые изменения концентраций
главных ионов – кальция, магния и гидрокарбоната в воде рек Азербайджана невелики: отношение Смакс/Смин не превышает 3.0-3.5, величины коэффициентов вариации С v, рассчитанные по (1),
изменяются от 0.23 до 0.63, составляя в среднем
0.34. Значительно большие внутригодовые изменения концентраций наблюдаются для иона
хлора и суммы ионов натрия и калия, а также
для сульфат-иона на реках, испытывающих существенное антропогенное влияние с середины
60-х гг. XX в. (Абдуев, 2008).
Минимальные минерализация воды и концентрации большинства главных ионов в воде
рек Азербайджана обычно наблюдаются в маеиюне в период прохождения пика половодья.
Наиболее резко этот минимум выражен для рек
Большого Кавказа. Необходимо отметить, что
для этих рек концентрации большинства главных ионов на подъеме половодья больше, чем на
спаде. На реках с поводочным режимом также
наблюдается второй минимум концентраций
в сентябре-октябре в начале прохождения дождевых паводков. В ноябре-декабре, когда расходы воды достигают максимума, концентрации
ионов в воде этих рек несколько возрастают, что,
по-видимому, связано с увеличением смыва минеральных веществ с поверхности водосборов и
их растворением. Максимальные концентрации
ионов в воде большей части азербайджанских рек
приурочены к летней и осенне-зимней межени.
Для большинства рек наблюдаются тесные
обратные связи концентраций гидрокарбонатиона, кальция, магния и суммы ионов натрия
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
149
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АБДУЕВ
и калия с расходами воды. Характер и теснота
связей С = f(Q) для сульфат-иона, хлор-иона
и суммы натрия и калия отличаются сильной
изменчивостью. Обычно концентрации этих
ионов имеют тенденцию к незначительному
убыванию с ростом расходов. Наиболее тесные
связи С = f(Q), которые наилучшим образом
аппроксимируются уравнениями степенной и гиперболической функций, наблюдаются на реках
северо-восточного и южного склонов Большого
Кавказа, а также на реках Малого Кавказа. Реки
Ленкоранской природной области, Нахчыванской
АР и Ширванские реки характеризуются менее
тесными связями различного вида (рис. 3).
В работе (Абдуев, 2009а) показано, что для
рек Большого и Малого Кавказа максимальный вынос ионов наблюдается в апреле (>15%
от годового стока) и мае (20%), а минимальный – в августе-сентябре (5%). Для рек Ленкоранской природной области наибольший сток главных
ионов приурочен к ноябрю-декабрю (>30%), минимальный сток наблюдается в июне-июле (5.5%).
Внутригодовые изменения концентраций
главных ионов не являются постоянными во
времени. Вместе с тем, анализ многолетних
временных рядов для рек, не испытывающих
существенного антропогенного воздействия,
показа л, что д л я них значени я С v и характер внутригодовых изменений концентраций
главных ионов довольно стабильны (Абдуев,
1
2
1
2
Рис. 3. Изменение во времени вида и тесноты связей
минерализации и расхода воды С=f(Q) (а) и концентрации сульфат-иона в воде и расхода SO4=f(Q) (б) на
примере р. Белоканчай у г. Белокан: 1 – 1950-1970 гг.,
2 – 1971-2008 гг.
150
2008). Изу чение вн у тригодовых изменений
концентраций главных ионов по отдельным
десятилетиям показало существенные отличия
в их среднемесячных значениях и характере.
Было обнаружено значительное увеличение
минерализации и концентраций главных ионов
во времени. Наиболее четко такие изменения
наблюдаются для ионов хлора, сульфата и суммы
натрия и калия. Ускоренный рост концентраций
в месяцы с повышенным водным стоком, по
сравнению с меженью, свидетельствует о том,
что источник дополнительного поступления
веществ в речные воды имеет преимущественно
поверхностный генезис, связанный с антропогенной деятельностью. В качестве иллюстрации
к этому выводу на рис. 4 представлены данные по
внутригодовому распределению минерализации
в воде рек Виляшчай и Кудиалчай за различные
периоды времени.
Изменяются во времени также связи концентраций ионов с расходами воды. В современный
период наблюдается ослабление тесноты связей
С = f(Q) и преобразование ви да фу нк ций,
аппроксимирующих зависимость С = f(Q), от
степенной и гиперболической к обратноквадратической и линейной. Трансформация вида
функции С = f(Q) по периодам представлена в
табл. 1. Вид функции выбирался с использованием компьютерной программы Stok-stat, позволяющей установить форму графика.
Анализ относительных многолетних изменений концентраций главных ионов для
рек Азербайджана показывает, что они могут
достигать очень больших значений для рек с
длинными рядами наблюдений. Так для рядов
среднегодовых концентраций ионов х лора,
сульфата, натрия и калия в воде 20 рек, длительность наблюдений за химическим составом воды
которых составляет не менее 30 лет, а амплитуды
изменения концентраций обычно превышают
100-150 мг/л, достигая в отдельных слу чаях
400-500 мг/л. Рост концентраций наблюдается
и для других ионов: магния – от 30 до 78 мг/л,
кальция – от 27 до 57 мг/л и гидрокарбонатиона – от 15 до 70 мг/л. Минерализация воды
рассматриваемой группы рек также возрастает
на 45-165 мг/л, а водный сток для большинства
рек имеет тенденцию к убыванию.
Увеличение в воде концентраций главных
ионов наблюдается также и на других реках.
Для рек с рядами наблюдений от 17 до 28 лет, как
правило, наблюдается тенденция к возрастанию
концентраций суммы натрия и калия, ионов
сульфата и хлора и к уменьшению концентраций
гидрокарбонат-иона, кальция и магния.
В целом, следует отметить достаточно закономерный характер многолетних изменений
концентраций одноименных ионов в воде рек
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СОВРЕМЕННЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ ГИДРОХИМИЧЕСКОГО РЕЖИМА
Рис. 4. Внутригодовое распределение минерализации воды за многолетние периоды времени в р. Виляшчай у
с. Шыхлар (а) и в р. Кудиалчай у с. Кюпчал (б).
Таблица 1. Оценки связи среднемесячных концентраций главных ионов (мг/л) и минерализации воды
С (мг/л) с расходом реки Q (м3/с) для периодов наблюдений 1950-1970 гг. и 1971-2008 гг. (на примере р. Велвеличай у с. Тенгиалты).
Главные ионы и
минерализация
Ca2+
Mg2+
Na++K+
HCO3SO42ClС
Связь C=f(Q) за
Коэффицент
Связь C=f(Q) за 1971-2008 гг.
1950-1970 гг.
коррел-яции(r)
Ca2+=169Q-0.286
0.91
Ca2+=27+2540/Q
2+
-0.382
Mg =60.2Q
0.88
Mg2+=5.8+792/Q
+
+
Na +K =1.5+278/Q
0.47
Na++K+=9.2Q-0.188
-0.352
HCO3 =878Q
0.83
HCO3=62.8+1540/Q
SO42- =6.7+79.8/Q
0.88
SO42- =8.7+5.9⋅10 -4/Q
Cl- =19.3Q-0.537
0.52
Cl=1.4+296/Q
0.96
C=122+17390/Q
C=973Q-0.354
Азербайджана. Вместе с тем, характер изменений
концентрации хлор-иона существенно отличается от такового для сульфат иона. Незначительное
увеличение концентрации хлор-иона началось
в середине 60-х гг. и продолжалось до середины
70-х гг. XX в. Затем в течение 4-6 лет произошло
резкое (в 2-4 раза) увеличение концентрации.
С начала 80-х гг. XX в. рост прекратился и произошло существенное уменьшение концентрации
хлор-иона в воде. Увеличение концентрации
сульфат-иона в воде рек Азербайджана началось с середины-конца 60-х гг. и продолжалось
Коэффицент
корреляции (r)
0.83
0.87
0.43
0.92
0.78
0.51
0.94
примерно с одинаковой скоростью до середины
80-х гг. XX в. Затем наблюдалась стабилизация
концентрации сульфат-иона или незначительное
ее увеличение (рис. 5).
В работе (Абдуев, 2009а) показано, что гидрохимический режим исследуемых рек можно
считать ненарушенным (условно-естественным,
фоновым) только до середины-конца 60-х гг. XX
в. Масштабное строительство водохозяйственных
систем и их эксплуатация начались с середины
60-х гг. ХХ в. Это привело к расширению орошаемых площадей примерно в 2.5 раза. В результате
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
151
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АБДУЕВ
SO4, ìã/ë
50
1
45
40
4
35
30
2
25
20
3
15
10
0
1950
1952
1954
1956
1958
1960
1962
1964
1966
1968
1970
1972
1974
1976
1978
1980
1982
1984
1986
1988
1990
1992
1994
1996
1998
2000
2002
2004
2006
2008
5
ãîäû
Рис. 5. Многолетние изменени я концент рации
сульфат-иона в воде рек Азербайджана: 1 – р. Гянджачай у с. Зурнабад; 2 – р. Кусарчай у с. Кузун; 3 – р. Талачай у г. Загатала; 4 – р. Ленкоранчай у г. Ленкоран.
произошли значительные изменения в гидрохимическом режиме поверхностных вод.
К ак бы ло пок а зано ранее, д л я оцен к и
антропогенного воздействия на гидрохимический режим рек необходимы временные ряды
среднегодовых данных наблюдений продолжительностью не менее 45-50 лет. Использование
для этой цели более коротких рядов является
относительно ма лоинформативным. Так ие
ряды характеризуют, в основном, изменение
интенсивности антропогенного воздействия
на гидрохимический режим в современный
период. По таким рядам сложно оценивать вклад
антропогенного фактора в изменение гидрохимического режима рек по отношению к его
фоновому (условно-естественнему) состоянию.
На реках Азербайджана, для которых имеются наиболее длинные ряды наблюдений,
зафиксированы значительные изменение минерализации и содержания в воде главных ионов
(табл. 2). Наблюдается увеличение на 100-200 мг/л
концентраций ионов хлора, сульфата, суммы
натрия и калия. Это показывает, что в последние десятилетия дополнительное поступление
этих веществ в речную сеть из антропогенных
источников в несколько раз превышает их поступление из природных источников. Увеличение
концентраций гидрокарбонат-иона и кальция
составило не более 100 мг/л, но для отдельных
рек произошло уменьшение их концентраций.
Средний прирост концентрации магния в воде
составил 50 мг/л (от 35 мг/л на р. Катехчай до
94 мг/л на р. Кудиалчай).
Оценка изменения минерализации воды
рек Азербайджана за многолетний период проводилась с помощью метода линейного тренда.
Анализ многолетних рядов минерализации воды
показал, что ее изменения во времени имеют неоднозначный характер (табл. 3).
На реках Ма лого Кавказа наблюдаются
разнонаправленные изменения минерализации
воды. Положительные тренды отмечаются на
152
реках Акстафачай, Таузчай, Шамкирчай, Гяджачай, Гошгарчай (рис. 6а), Кендаланчай и Каркарчай. За период 1975-2008 гг., минерализация воды
в р. Акстафачай в створе г. Казах повысилась от
474 до 842 мг/л, т.е. в 1.8 раза. Слабый отрицательный тренд в изменении минерализации воды
отмечается на реках Кюракчай, Тертерчай, Ахохчай (рис. 6б) и Акерачай. За период 1950-2008 гг.,
согласно полученной оценке тренда, минерализация в этих реках повысилась примерно на
200 мг/л, что составляет около 60% среднемноголетней величины.
На реках Ленкоранской природной области, Нахчыванской АР, а так же для воды
р. Ку ра так же обнару ж иваются слабые полож ительные т рен ды в многолетни х изменениях минерализации воды. В воде р. Кура
наблюдается не только повышение величины
минера лизации, но и концентраций ионов
маг ни я, нат ри я, ка ли я, х лора и сульфата.
Основной причиной изменения химического
состава речных вод являются антропогенные
фа к т оры. Кол лек т орно -д р ена ж н ые в од ы,
минерализация которых составляет 1-35 г/л,
а также возвратные воды, попадая в реку, не
только увеличивают минерализацию речной
воды, но также обусловливают изменение ее
химического состава и качества. Если раньше по
химическому составу воды р. Куры в нижнем течениих относились к гидрокарбонатным кальциевым, то в настоящее время они относятся
к сульфатному натриевому типу.
Наиболее значительный положительный
тренд в изменении минерализации воды отмечается на р. Араз. В пределах Армении р. Араз
и ее притоки, увеличивая свой расход за счет
сточных вод на 2.1 млн. м3/сутки, подвергаются
жесточайшему загрязнению (Абдуев, 2009б).
Особенно интенсивно используются воды
р. Габырры. В настоящее время р. Габырры не
доносит своих вод до Мингечаурского водохранилища и только в исключительно многоводные
годы в период половодий в русле наблюдается
сток. В табл. 2 приведены среднемноголетние
величины минерализации и содержания главных
ионов в воде р. Габырры. Приведенные данные
показывают, что для воды этой реки характерны
повышенные минерализация и концентрации
ионов натрия, калия, сульфата.
Гидрохимические данные, приведенные в
табл. 2 и 3, указывают на существенное влияние
сбрасываемых сточных вод на химический состав
речных вод.
Предприятиями г. Агдаша в р. Турианчай ежегодно сбрасывается около 230 тыс. м3 неочищенных сточных вод. Вследствие этого после сброса
сточных вод вниз по течению реки наблюдается
резкое увеличение показателей загрязнения.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СОВРЕМЕННЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ ГИДРОХИМИЧЕСКОГО РЕЖИМА
Таблица 2. Внутригодовые изменения минерализации и концентраций главных ионов в речных водах Азербайджана (среднее за 1950-2008 гг.)
Минерализация
и главные ионы
Месяцы
февраль
апрель
июнь
август
октябрь
декабрь
Среднее многолетнее
р. Габырры – 0.5 км выше с. Касаман
Минерализация,
мг/л
НСО3-, мг/л
1294
743
890
1055
1221
1286
1082
184.9
180.0
238.0
246.9
238.3
198.3
214
SO42- , мг/л
551.4
297.7
319.9
410.3
501.0
616.9
450
Cl, мг/л
144.4
49.3
49.8
72.3
84.2
77.3
80
138.0
129.4
57.3
66.9
60.3
127.5
97
11.0
18.0
7.2
16.6
8.8
22.4
14
264.5
69.0
217.5
242.2
328.0
243.1
227
Са
2+
мг/л
Мg2+, мг/л
Na+ + K+, мг/л
р. Турианчай- 0.55 км ниже г. Агдаш
Минерализация,
мг/л
НСО3-, мг/л
SO42- , мг/л
Cl, мг/л
450
242
433
508
396
445
178.8
237.4
167.8
153.0
182.3
170.1
182
144.0
100.3
128.0
121.5
149.8
113.9
126
7.7
6.0
8.8
9.3
10.1
14.0
9
80.2
74.0
52.9
52.8
55.7
70.1
64
Мg2+, мг/л
11.4
16.5
13.5
12.7
14.7
20.2
15
Na+ + K+, мг/л
28.9
26.0
52.9
83.5
95.0
7.5
49
Са
2+
мг/л
451
р. Гекчай - 0.5 км ниже г. Гекчай
Минерализация,
мг/л
НСО3-, мг/л
SO42- , мг/л
Cl, мг/л
533
423
486
555
488
492
210.5
246.5
158.7
205.0
245.7
210.5
213
170.0
160.9
159.7
161.2
160.5
150.4
160
4.3
2.0
5.3
8.6
12.2
17.4
8.3
83.6
72.2
61.8
46.6
59.6
60.1
64
Мg2+, мг/л
6.6
11.8
10.3
11.5
13.9
13.5
11
Na+ + K+, мг/л
35.2
39.7
26.9
53.3
63.4
36.2
42
Са
2+
мг/л
510
р. Нахичеванчай- 0.2 км ниже г. Нахчыван
Минерализация,
мг/л
НСО3-, мг/л
566
595
705
756
444
748
636
287.4
227.9
247.1
330.5
125.3
206.5
237
SO42- , мг/л
39.3
129.1
183.1
136.8
122.9
189.5
133
Cl, мг/л
81.0
67.3
63.5
77.4
64.7
127.9
80
Са2+ мг/л
86.2
60.5
42.9
55.4
54.8
101.2
67
Мg , мг/л
12.0
18.9
12.6
28.3
14.3
19.4
17
Na+ + K+, мг/л
60.4
91.2
156.2
127.6
61.9
103.7
100
2+
р. Кудиалчай – 0.5 км ниже г. Хачмас
Минерализация,
мг/л
НСО3-, мг/л
SO42- , мг/л
600
613
523
603
473
460
545
308.2
297.2
283.7
281.5
207.3
202.9
263
125.0
149.9
100.5
145.9
128.5
124.0
129
Cl, мг/л
6.1
5.7
4.4
12.0
10.1
16.6
9.0
Са2+ мг/л
86.2
80.9
78.9
54.6
51.3
62.0
69
Мg , мг/л
11.9
21.2
18.1
19.2
17.3
24.8
19
Na+ + K+, мг/л
62.2
58.1
37.2
90.0
58.6
28.1
56
2+
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
153
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АБДУЕВ
Таблица 3. Среднемноголетняя минерализация (мг/л) воды рек Азербайджана.
Река-пункт
БелоканчайБелокан
Турианчай-Агдаш
Гекчай-Гекчай
Кудиалчай-Куба
АкстафачайКазах
Таузчай-Тауз
ГошгарчайДашкесан
КюракчайЧайкенд
НахичеванчайНахчыван
ВиляшчайШыхлар
ЛенкоранчайСифидор
Тенгерю-Ваго
годы
1965-74
1975-84
1985-94
1995-08
1965-74
1975-84
1985-94
1995-08
1965-74
1975-84
1985-94
1995-08
1965-74
1975-84
1985-94
1995-08
1965-74
1975-84
1985-94
1995-08
1965-74
1975-84
1985-94
1995-08
1965-74
1975-84
1985-94
1995-08
1965-74
1975-84
1985-94
1995-08
1965-74
1975-84
1985-94
1995-08
1965-74
1975-84
1985-94
1995-08
1965-74
1975-84
1985-94
1995-08
1965-74
1975-84
1985-94
1995-08
февраль
426
444
488
512
429
498
499
598
566
626
668
754
555
604
614
669
743
1031
1218
1443
900
1054
1091
1245
400
507
979
640
297
275
265
253
536
552
570
582
700
727
791
825
310
314
353
378
305
327
340
377
апрель
318
340
666
695
408
442
458
483
387
412
477
585
497
523
551
609
674
755
872
1123
647
709
920
1368
300
318
710
716
312
288
280
251
529
567
598
617
612
669
860
1000
328
341
344
391
323
334
381
387
Так, если выше сброса сточных вод содержания
в воде хлор и сульфат ионов обычно колеблется
в пределах 3-7 и 40-50 мг/л, то ниже сброса сточных вод они достигает, соответственно, 6-14 и
100-150 мг/л. Такая же тенденция наблюдается
и в изменении величины минерализации: выше
сброса сточных вод ее величина составляет
300-400 мг/л и повышается до 400-500 мг/л
ниже их сброса.
154
МЕСЯЦЫ
июнь
август
193
326
195
342
484
394
622
536
432
496
468
527
427
510
576
479
376
325
364
451
374
469
518
712
329
319
357
381
387
392
468
511
558
444
581
463
637
612
877
1271
611
635
649
689
682
693
794
876
320
465
544
527
696
821
732
884
324
448
288
395
258
316
242
304
403
641
672
428
708
447
478
764
648
825
725
887
800
1095
1200
1400
264
278
282
297
325
352
367
389
352
306
381
314
390
330
397
362
октябрь
319
339
454
583
511
648
562
609
394
441
510
681
563
589
619
672
594
646
683
886
762
821
1068
1164
440
551
1380
828
382
336
317
318
416
459
760
773
757
801
960
1040
273
273
387
405
218
223
371
393
декабрь
338
364
376
455
332
398
395
454
382
411
422
573
487
520
596
629
522
551
646
819
643
671
673
894
395
451
552
605
324
275
220
284
424
468
750
777
518
524
815
860
249
276
298
355
222
229
305
364
Существенному антропогенному воздействию подвержена также р. Гекчай. В нее в течение
года сбрасывается без очистки более 150 тыс. м3
сточных вод. В воде р. Гекчай ниже сброса
сточных вод отмечается значительный рост содержания иона хлора (от 2-5 выше источников
загрязнения до 17 мг/л ниже источников загрязнения), сульфат иона (от 50-60 до 150-170 мг/л)
и величины минера лизации (от 250-300 до
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СОВРЕМЕННЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ ГИДРОХИМИЧЕСКОГО РЕЖИМА
(40-80%) в воде р. Нахичеванчай ниже по течению.
Таким образом, в современный период на территории Азербайджана антропогенные факторы
оказывают значительное влияние на качественный состав речных вод и приводя к существенным
изменениям их гидрохимического режима.
à
C, ìã/ë
800
Ñ = 4.6193x - 8694.8
700
600
500
400
300
2009
2011
2007
2005
2003
2001
1999
1997
1995
1993
1991
1989
1987
1985
1983
1981
1979
1977
1975
ВЫВОДЫ
1973
200
ãîäû
á
C, ìã/ë
400
390
Ñ = -0.3902x + 1117.3
380
370
360
350
340
330
320
2011
2009
2007
2005
2003
2001
1999
1997
1995
1993
1991
1989
1987
1985
1983
1981
1979
1977
300
1975
310
ãîäû
Рис. 6. Изменения минерализации воды за период 1975-2008 гг. в р. Гошгарчай у г. Дашкесан (а) и
в р. Ахохчай у с. Ханага (б)
420-550 мг/л). В воде этой реки также наблюдаются
повышенные концентрации загрязняющих веществ, таких как алюминий, железо и марганец.
О рг а н изов а н ног о сброса с т оч н ы х вод
в р. А лджиганчай нет. В эту реку поступают
хозяйственно-бытовые сточные воды ряда мелких населенных пунктов, расположенных в ее
долине. После этого в воде указанной реки заметно увеличивается содержание таких косвенных показателей загрязнения, как сульфат иона
(на 90-110%) и хлор иона (на 50-60%), а величина
минерализации повышается на 15-20%.
Наиболее существенному антропогенному
воздействию подвержена р. Кудиалчай. В нее
предприятиями г. Кубы ежегодно сбрасывается около 1400 тыс. м 3 неочищенных сточных
вод, а в районе г. Хачмаса – более 100 тыс. м3
хозяйственно-бытовых сточных вод. После организованного сброса сточных вод предприятиями
г. Хачмас в р. Кудиалчай качество речной воды
резко ухудшается. Ниже источников загрязнения в г. Хачмас в воде р. Кудиалчай содержание
иона хлора достигает 19 мг/л (при фоновом содержании 6-7 мг/л), сульфат иона – до 150 мг/л
(фоновое содержание 100-120 мг/л), а величина
минерализации возрастает от 350-400 (фоновый
створ) до 450-700 мг/л (в створе ниже сброса
сточных вод).
Среди рек Нахчыванской АР наиболее существенные изменения гидрохимического режима
отмечаются для р. Нахичеванчай. В нее за ежесуточно сбрасывается около 47 тыс. м3 неочищенных
сточных вод. Это приводит к заметному росту минерализации (на 20%) и содержаний главных ионов
1. Гидрохимический режим рек Азербайджана характеризуется:
‒ небольшими средними многолетними
внутригодовыми изменениями (коэффициенты
вариации С v изменяются в пределах 0.23-0.63,
составляя в среднем 0.34);
‒ тесными связями С = f(Q) для минерализации и концентраций ка льция, магния,
г и д рок арбонат-иона, ко т орые мог у т бы т ь
аппроксимированы уравнениями степенной и
гиперболической зависимостей;
‒ характером и теснотой связей С = f(Q) для
ионов сульфата, хлора и суммы натрия и калия,
отличающихся сильной изменчивостью;
‒ концентрацией основных ионов в речных
водах и их минерализацией, имеющих обычно
тенденцию к убыванию с ростом расходов рек.
2. В результате хозяйственной деятельности
человека наблюдается тенденция трансформации во времени внутригодовых изменений гидрохимического режима рек. При этом обнаружено:
‒ уменьшение внутригодовых изменений
концентраций главных ионов в воде за счет
ускоренного роста концентраций в месяцы
с наибольшим водным стоком;
‒ уменьшение тесноты связей С = f(Q) и преобразование их вида (табл. 1);
‒ наибольшее увеличение концентрации
в воде (от 200 до 600%) наблюдается для ионов
хлора, сульфата, натрия и калия; минерализация
воды увеличилась на 25-55%.
3. Для оценки антропогенного воздействия
на изменения концентраций главных ионов продолжительность наблюдений для рек Азербайджана должна быть не менее 45-50 лет.
Список литературы
Абдуев М.А. Изменение гидрохимического режима горных рек Азербайджана под воздействием антропогенных факторов // Материалы
III Международной научной конференции
«Восстановление нарушенных природных
экосистем». Донецк, 2008. С. 30-33
Абдуев М.А. Исследование ионного стока горных
рек Азербайджана // Известия РГО. 2009а.
Т. 141. Вып. 1. С. 72-76
Абдуев М.А. Охрана от загрязнения трансграничных водных ресурсов Азербайджана //
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
155
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АБДУЕВ
Материалы V Международная конференция
«Стратегия качества в промышленности и
образовании». Варна, Болгария, 2009б. С. 9-12
Алекин О.А. Основы гидрохимии. Л. Гидрометеоиздат, 1970. 444 с
Гаджиев Г.А. Химический сток и загрязнение рек
Большого Кавказа в пределах Азербайджанской ССР. Автореф. дисс. канд. геогр. наук.
Баку, 1984. 24 с.
Гидрохимический бюллетень ГГМ по окружающей среде 1995-2008 гг. Баку: Изд-во «Элм»,
2008. 116 с.
Ежегодные данные о качестве поверхностных
вод суши. Часть 1. Реки. 1950-1994 гг. Баку:
Изд-во «Элм», 1994. 221 с.
Методические рекомендации по учету влияния
хозяйственной деятельности на сток малых
рек при гидрологических расчетах для водохозяйственного проектирования. Л.: Гидрометеоиздат, 1986. 166 с.
Рустамов С.Г., Кашкай Р.М. Водные ресурсы
Азербайджанской ССР. Баку: Элм, 1989. 180 с.
MODERN ALTERATIONS IN HYDRO CHEMICAL REGIME OF AZERBAIJAN RIVERS
M.A. Abduyev
Institute of Geography of ANAS
Case study of Azerbaijan rivers revealed intra-and long-term alterations in concentrations of major ions
over the period 1950-2008. The authors also revealed the growth trend of concentrations since the mid-late
60's, accompanied by an increase of interannual variability. Assessment of human impact on the chemical
composition of river water requires at least 45-50 years of monitoring of rivers within the study area.
Keywords: major ions, intra-and long-term alterations in concentration, mineralization.
156
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Дискуссии
УДК 550:551
ЭВОЛЮЦИЯ ГЛАВНЫХ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ НАПРАВЛЕНИЙ СОВРЕМЕННОЙ
ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ НАУКИ. ОБЗОР МАТЕРИАЛОВ РОССИЙСКОГО
РЕФЕРАТИВНОГО ЖУРНАЛА ЗА 2008-2009 гг.
(Часть вторая)
© 2011 А.Ю. Антонов
Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, 670047;
e-mail: anant@gin.bscnet.ru
По материалам Российского реферативного журнала за 2008-2009 гг. предлагается обзор и
продолжение критического анализа взглядов на эволюцию Земли в отношении гипотез плейтмобилизма и «Расширяющейся Земли». Сделан вывод о значительном увеличении публикаций,
оппозиционных плейт-тектонической концепции.
Ключевые слова: геодинамика, термохимические плюмы, плейт-мобилизм, эволюция.
ВВЕДЕНИЕ
В данной публикации предлагается вторая
часть обзора материалов по наиболее важным и
проблематичным разделам геологической науки,
отраженных в Российском реферативном журнале (РЖ) за 2008-2009 гг., касающаяся критического анализа гипотез эволюции Земли в связи
с основными положениями концепций плейтмобилизма и «Расширяющейся Земли». Статья
теснейшим образом связана с опубликованной
первой частью данного обзора, посвященной
«плюмовой» геодинамике и т.д. (Антонов, 2010), а
также с материалами подобного обзора за период
2004-2007 гг. (Антонов, 2007а, 2007б, 2008, 2009).
КРАТКИЙ ОБЗОР КРИТИКИ
КОНЦЕПЦИИ ПЛЕЙТ-МОБИЛИЗМА
Как показывает наш обзор, использование
концепции плейт-мобилизма в геологических
публикациях пока преобладает. Однако, исходя
из их анализа видно, что проблемных статей
по этой теме стало крайне мало, и обычно используется лишь весьма ограниченный круг
нескольких почти стандартных ее положений,
совершенно не вдаваясь в то, насколько соответствуют предлагаемые данные другим точкам
зрения и, прежде всего, геологическим данным.
В то же время, критика этой концепции сейчас
приняла очень крупные размеры, и за последние два года в зарубежной и российской печати
было опубликовано более 114 работ (таблица),
т.е. почти в два раза больше, чем за предшествующий 2-летний период 2006-2007 гг. (70 работ) и
почти столько же, сколько за весь предшествующий 4-летний период 2004-2007 гг., хотя и раньше
эти показатели были весьма высокими (Антонов,
2007б). Данной критике посвятили работы исследователи ~ 60 организаций со всей России, в
том числе на 22 международных и всероссийских
конференциях (55 работ); 15 крупных статей
появилось в центральных зарубежных журналах.
Соответственно, в данном кратком обзоре основная роль отводится именно критике основных
положений плейт-мобилистической концепции,
имеющей основополагающее значение для развития геологических наук.
В качестве основных серьезных противоречий концепции плейт-мобилизма, отраженных в литературе за данный период, выделим
следующее.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
157
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АНТОНОВ
Так, все большее количество публикаций
пря мо у к а зы вает на непри мен и мост ь и л и
значительную ограниченность для исследования эволюции Земли метода актуализма как
одного из «краеугольных камней» концепции
плейт-мобилизма. Так, например, выявлено
(Шкодзинский, 2007), что одна из важнейших
особенностей эволюции магматизма в истории
Земли — не однородность, а именно изменение
его состава во времени.
Все больше накапливается свидетельств
о дрейфе в пределах океанских вулканических
хребтов не плит, а именно самих «горячих точек»
(Тардуно, 2008). При этом показано (Пучков,
2008), что существование вулканических цепей,
для которых изменение возраста вулканизма
от древнего на одном конце до молодого на другом
(их > 20) и особенности их размещения не могут
быть объяснены без привлечения представлений
о плюмах. Существующие гипотезы бегущей
трещины и дрейфующего базитового очага плавления в астеносфере не в состоянии ответить
на ряд вопросов. Так, гипотеза дрейфующего
базитового очага плавления для горячих точек
в Индийском океане и восточной части Атлантики, показывает омоложение в направлении,
противоположном тому, который наблюдается.
Различия условий формирования литосферной мантии под океанами и континентами
делают маловероятными плейт-тектонические
предположения о том, что литосферная мантия кратонов происходит из субдуцированной
океанической мантии (Griffin, O'Reilly, 2007).
Подвергнута резкой критике концепция о том,
что в течение юрского периода магнетизм полюса
Земли резко менял свое положение, а на рубеже
200 и 185 млн. лет происходило столь же резкое
смещение континентальных плит — Американских, Африканской и Австралийской (Iglesia
et al., 2008).
Очевидным противоречием плейт-мобилист и ческой концепции яв л яется система
планетарной и региональной сети линеаментов,
нару шающая реа льность только океанск их
трансформных разломов и свободного дрейфа
литосферных плит, приводящего к постоянной
миграции основных тектонически активных зон
на поверхности планеты. Так, разломы Филиппинского моря встраиваются в систему сквозных
континент ‒ океан трансструктурных линеаментов, входящих в состав регматической сети
разломов Земли, и представляют ее фрагменты
(Съедин, Мельниченко, 2007). Это не позволяет
перемещать блок Западно-Филиппинской котловины на значительные расстояния и, тем более,
вращать его. Подобным образом наблюдается
приспособление трансформных разломов к внутриплитным трещинным зонам в районе обра158
щенного к Австралии сектора Антарктического
континента (Storti et al., 2007).
Все более очевидной становится и возрастная
унаследованность тектонической деятельности
линеаментов во всех частях планеты. Так, исследования линеаментов и разрывных нарушений
как на общепланетном, так и на региональных
уровнях выяви ли на личие глоба льной глубинной долгоживущей дизъюнктивной сети,
развивающейся по сети напряженных зон в
земной коре ротационного генезиса (Анохин,
2006; Ломакин, 2009; Маслов, Анохин, 2009).
В широком диапазоне геологического времени
унаследованность процессов тектонической
активизации подтверждается и устойчивой высокой тектонической активностью Земли в фанерозое в широтной полосе 20-40° с. ш. (Авсюк и
др., 2008). Кроме того, показано (Углов, Мирлин,
2008), что глобальная зона перехода от Тихого и
Индийского океанов к Евразийскому и Австралийскому континентам обладает своеобразной
геометрической структурой широко развитых
здесь линеаментов типа «вихревых».
В отношении главных структурно-геологических несоответствий плейт-тектонических
воззрений сначала отметим, что при геодинамическом районировании дна Тихого океана
(Соболева, Петухов, 2007) выявлена его блочная
структура и установлены активные разломы, что
не соответствует мобилистической «плитности»
океанической структуры. В объяснении структур
Альпийско-Индонезийского подвижного пояса,
Тихоокеанского кольца и СредиземноморскоМеланезийского подвижного суперпояса (Шевченко и др., 2008) вы явлены противоречия
концепции тектоники плит и большее их соответствие геосинклинальной концепции.
В отношении континентальных окраин особо
подчеркнем выявление широко проявленных
молодых плиоцен-плейстоценовых вулканитов (4.3-1.6 млн лет) в пределах хребта Витязя
с восточной стороны Курильской островной
дуги (Леликов, Цой, 2007). Это резко противоречит плейт-мобилистическим представлениям
о данной структуре как о невулканической дуге
в общей системе Курило-Камчатская дуга – желоб.
Не менее важным оппозиционным доводом
является и выявление того, что сейсмофокальные зоны Беньоффа (Злобин, Полец, 2008; Злобин и др., 2007; Славина и др., 2007) совсем не
сформированы в виде единой «плиты» шириной
около 90 км, погружающейся до глубины 700 км.
Доказано, что они неоднородны, а гипоцентры
землетрясений концентрируются внутри этих
зон по-разному. В них могут быть выделены
сейсмогенные и асейсмичные слои, а так же
субвертикальные зоны. При этом не подтверж-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЭВОЛЮЦИЯ ГЛАВНЫХ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ НАПРАВЛЕНИЙ
дается одна из парадигм субдукции, по которой
устанавливается связь угла падения плиты, погружающейся вдоль зон субдукции литосферы
при отрицательной корреляции плавучести,
с возрастом океанической литосферы (Cruciani
et al., 2005).
В пределах Тихоокеанских окраин на примере Охотоморского региона (Сеначин, 2007)
показано наличие двухуровневой системы изостатического выравнивания, которая сама по
себе может создавать погружение масс в глубь
Земли. Сделан вывод, что в верхней мантии
окраинных морей наблюдается избыток масс, и
процесс углубления «свободной поверхности»
мантии должен продолжаться. Нечто близкое
показывает и анализ геологического строения
дна океанов и морей вокруг Австралии (Васильев
и др., 2005), указывающий на его образование
в результате опускания континентальных блоков
по периферии континента без существенных
горизонтальных (включая субдукционные) перемещений. При этом материалы по подводной
горе Хуберта Миллера (Западная Антарктика)
говорят о реликтовом континентальном облике
ее пород, что позволяет сделать вывод о гетерогенности дна моря Амундсена и о проявлении
в нем вопреки спрединговой модели сочетания
процессов деструкции континентальной коры,
прогрессирующего талассогенеза и рифтогенеза
(Куренцова и др., 2008).
Особо подчеркнем, что отличительной особенностью глубинного строения переходной
зоны в регионе Охотского моря является наличие
в его верхней мантии астеносферного слоя, от
которого отходят диапиры аномальной мантии,
обусловливающие формирование структур земной коры (Родников и др., 2008). При этом под
всеми глубоководными котловинами Охотского
моря выявлено увеличение мощности астеносферы. Таким образом, молодые и активные
спрединговые бассейны представляют собой
области генерации новой океанической коры и
литосферы, а также выход кровли астеносферы
к подошве земной коры. Кроме того, исходя из
сказанного, именно здесь по мере увеличения
плюмовой активности можно предполагать и
формирование самой астеносферы (Антонов,
2004, 2008; Колосков, 2009).
Здесь же от мет и м под т верж ден ие тог о
(Чехов, 2005), что главные офиолитовые зоны
Корякского нагорья не являются «скопищем»
блуждающих террейнов, а, будучи ограниченными глубинными надвигами, они составляют
остов орогена. По существу, это сутурные зоны,
конфигурация которых искажена наложенными
процессами, в частности, сдвигами. К тому же,
это не просто сутуры как корневые зоны офиолитовых аллохтонов, а телескопированные су-
туры, где совмещено несколько разновозрастных
хаотических образований (включая офиолиты)
от верхнепалеозойских и мезозойских до кайнозойских.
Под Центра льно-Камчатской рифтовой
зоной (Гонтовая и др., 2007) и вообще под всеми современными вулканическими поясами
Камчатки выделены астенолиты, связанные
с аномальными свойствами фокального слоя.
К тому же, в зоне перехода от Центральной к
Южной Камчатке (Кожурин и др., 2008) активные разломы образуют кулисообразный ряд
северо-западного простирания и сбросовой
морфологии, указывающий на то, что вдоль их
зоны происходят правосторонние движения с небольшой компонентой поперечного растяжения.
Соответственно, выделенная зона может быть
южным продолжением Восточно-Камчатской
зоны активных разломов, у казывающей на
на личие обособленного блока Центра льной
Камчатки, смещающегося относительно Западной и Южной Камчатки в сторону океана,
т.е. в направлении противоположном движению поддвигающейся океанической плиты.
При этом показано (Рождественский, 2008), что
изменение направления горизонтального сжатия
складчатой системы Сахалина с диагонального
(северо-запад – юго-восток) на субширотное
привело к трансформации в позднем миоцене
субмеридиональных правосторонних сдвигов
во взбросы. Это не позволяет рассматривать
разломы Саха лина как зон у современного
правостороннего скола между Евразиатской и
Охотоморской плитами.
Выявлено отсутствие новейших дислокаций
осадочного чехла Востока Азии, которые можно
было бы рассматривать как достоверные признаки длительного и устойчивого во времени
режима сжатия (Гаврилов и др., 2005). На всех
разрезах отчетливо проявлены только структуры
растяжения. При этом, если по данным GPS
мониторинга происходит надвигание Японской
островной дуги на котловину Японского моря, а
Курильской дуги на одноименную впадину, то
геоморфологические и геолого-геофизические
данные скорее свидетельствуют о превалировании здесь общего погружения и растяжения
земной коры. Учитывая кратковременность
GPS мониторинга, можно предполагать, что современные тектонические движения носят неустойчивый возвратно-поступательный характер.
Кроме того, показано (Жирнов, 2008), что геологическое развитие земной коры зоны перехода
Восточной Азии происходило синхронно с континентальной, начиная с катархея. В архее здесь
появился слой сиаля, а в фанерозое – развивался
режим чередующихся нисходяще-восходящих
вертикальных тектонических движений.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
159
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АНТОНОВ
При детальном рассмотрении строения и
развития Центральных Анд, в том числе морфоструктуры Пуны (обусловленной растяжением
земной коры с образованием крупного грабена
в олигоцене-среднем миоцене), выявлен ряд
факторов, указывающих на проблематичность
объяснения происхождения данной структуры по
модели «тектоники плит» (Кладовщикова, 2008).
Еще раз подчеркнуто (Юшин, 2008), что
известные модели спрединга, субдукции и перманентного наращивания земной коры остаются
в ранге предположений, очень слабо обоснованных и многими отвергаемых. Уже только присутствие в срединно-океанических хребтах Атлантики блоков пород с протерозойским (~ 1 млрд. лет)
возрастом отрицает гипотезу спрединга. При
этом детальные геофизические исследования
не выявляют в основе современной океанической коры массового накопления ультрамафитов, предсказываемого плитовой тектоникой.
Соответственно, субдукция остается, может
быть, и красивой, но далеко не самой обоснованной гипотезой. К тому же (Разницин, 2007),
субмеридиона льное горизонта льное сжатие
литосферы Атлантики проявляло себя на протяжении всей истории ее раскрытия с мезозоя
и заканчивая современным этапом. Все это
также позволяет вполне уверенно говорить о
на личии явления, необъяснимого в рамках
п лейт-тек тони ческой моделью. Продемонстрировано (Nielsen et al., 2007), как СевероАтлантический среднепалеоценовый рифтинг
обусловил левостороннее перемещение между
п литами Северной А мерик и-Грен ландии и
Евразии, инициировавшее перерыв в конвергенции Европы и Африки. Ассоциированное
с этим изменение напряжения на Европейском
континенте было столь существенным, что
привело к внезапному прекращению здесь сжимающей деформации от позднего мела до палеоцена. Доразрывное тектоническое напряжение
было достаточным для раскола континента без
привлечения термального мантийного плюма,
т.е характер изменения динамических напряжений здесь не может быть реконструирован только
в позиции кинематики плит.
Отметим и то, что, как показано Ю.А. Косыгиным около полувека назад (Петрищевский,
2009), использование геофизических методов
в геологии, в том числе формализованного подхода к интерпретации гравитационных аномалий,
предусматривает четкое разграничение геологических пространств. Так, физико-математические
связи между ними проявляются однозначно
только в ограниченном числе случаев, например,
в случае одной резкой геологической границы
с известными плотностями контактирующих
сред и глубиной залегания этой границы в одной
160
точке. Традиционный подбор плотности под
предполагаемые границы геологических тел
и структур в таких случаях доказывает лишь
физическую (но далеко не обязательно – геологическую) возможность существования выбранной
модели в конкретном разрезе. Такие модели содержат массу субъективных элементов, не соответствующих геологическим данным, и чаще всего направлены на «аналитическое» обоснование
заранее принятых тектонических концепций.
Типичным примером таких построений является
модель субдукции Тихоокеанской литосферной
плиты, в которой динамическая модель сейсмофокальной зоны непосредственно подставлена
в статическую плотностную модель (что само
по себе не корректно), а несоответствие таковой
гравитационным аномалиям компенсировано
подстановками блоков «нужной» плотности
выше и ниже «субдуцирующей» плиты.
Касаясь типично внутриконтинентальных
структур, отметим значительное противоречие
в их позднепротерозойских палеотектонических
реконструкциях (Рудаков, 2007) и, прежде всего,
относительно целостности Родинии до конца
позднего рифея и распад ее только в венде. При
этом в обширном регионе, включающем ТиманоПечорскую плиту, Урал и Западно-Сибирскую
п лит у (Павленкова, Павленкова, 2008), не
выявлена астеносфера. Последнее является,
очевидно, особенностью платформ внутренних
частей Евразийского континента в отличие от
его окраинных областей. Кроме того показано
(Кирилюк, 2005), что формирование раннедокембрийского фундамента щитов и, очевидно,
платформ в целом, не укладывается в рамки ни
одной из распространенных геотектонических
теорий. Основываясь на блоково-чешуйчатом
строении Сакмарской зоны Южного Ура ла
приводятся доводы против точки зрения о шарьяжном перебросе ее пород с более восточных
зон Урала (Кориневский, 2007). Следовательно,
не имеется убедительных данных за то, что
складчатые палеозойские зоны Южного Урала
тектонически перетасованы и сорваны откуда-то
из «восточных» регионов. Сейчас их взаиморасположение близко к тому, которое они занимали
в палеозое. Представлены убедительные доводы
того (Лузгин, 2007), что столкновение Индостанской глыбы с Евразиатским континентом в позднем мезозое и определяющее(?) современную
геодинамику Большого Алтая, явно не должно
восприниматься как совершенная теория, т.к.
оно не способно объяснить многие продолжающиеся здесь тектонические процессы.
Показано, что очаги землетрясений с глубинами ~ 30-70 км под Апшероно-Прибалханским
порогом и к северу от него (Артюшков, 2007)
не обра зу ют нак лонной сейсмофока льной
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЭВОЛЮЦИЯ ГЛАВНЫХ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ НАПРАВЛЕНИЙ
зоны, и в них преобладают растягивающие напряжения. Это исключает субдукцию в мантию
южно-каспийской литосферы. Образование же
сверхглубокой впадины в Южном Каспии происходит вследствие фазовых переходов габбро
в эклогит в континентальной коре за счет резкого
ускорения погружения коры в плиоцене и плейстоцене, обусловленного инфильтрацией в кору
активного флюида из астеносферы. Последнее
является характерной особенностью крупных
нефтегазоносных бассейнов. Это же находится
в хорошем соответствии с тем, что, несмотря на
то, что процессы эклогитообразования осадочновулканических толщ сторонники концепции
плейт-мобилизма, как правило, связывают именно с зонами субдукции, эклогитизация вполне
может быть и результатом преобразования пород
габбрового состава (Моргунова, Перчук, 2009).
Отметим и то (Гиоргобиани, 2008), что при формировании основной складчатости Большого
Кавказа незначительные поддвиговые движения
появились только на позднеальпийском этапе.
Однако, учитывая, что южная зона поддвига
характеризуется незначительными смещениями
и ограниченным развитием, этот поддвиг не может быть ведущим процессом в формировании
современной альпийской складчатой структуры
региона.
Решение проблем ск ладкообразования и
базификации континентальной коры, как считал В.В. Белоусов, имеет ключевое значение для
построения геотектонической теории (Яковлев,
2008). Невозможность же решения этих проблем
в рамках существовавших подходов объясняется
идеологической заданностью привлекаемых
схем и использованием только континуальной
механики, имеющей ограниченную сферу применения. Так, например, при анализе поверхности домезозойского фундамента Большого
Кавказа (5-30 км) выявлено, что формирование
ск ладчатости здесь может быть обеспечено
только глубоким погружением пластичного
фундамента, а не коллизионным пододвиганием
соседней жесткой плиты. Подвергнут резкой
критике метод вертикального гравитационного
градиента в классе сферических источников
гравитационных аномалий, использованный
А.М. Петришевским при исследовании литосферы Дальнего Востока (Жирнов, 2009). Так, им
были широко использованы обобщения о строении земной коры и верхней мантии, основываясь
на расчетных «не геологических» моделях, что не
логично и не соответствует реальному строению
территорий. Например: «взаимоотношение приповерхностных структур с глубинными позволяет предполагать надвигание... верхнекоровых
комплексов Амурского террейна на А лданоСтановой террейн...». При этом на приведенных
разрезах нет широко проявленных здесь глубинных разломов, являющихся непреодолимым
препятствием для произвольного латерального
перемещения основных структур Сибирской
платформы.
Особо подчеркнем, что значительные количества газогидратов образуются не только
в желобах современных континентальных окраин с наклонными сейсмофокальными зонами,
но и в типичнейшей внутриконтинентальной
рифтогенной структуре, которой является озеро Байкал (Булдыгеров, 2009; Погодаева и др.,
2007). Это прямо указывает на единые причины
их образования, причем связанные не с субдукционными зонами поддвига литосферных плит,
а именно с рифтогенными условиями, т.е. прямо
противоположными.
Здесь же отметим, что синэргетический
анализ таких элементов тектонических структур
Земли, как складки автоволновой природы и
линзово-штокверковые комплексы (Горяинов,
Иванюк, 2006), позволил отнести идею автономного латерального перемещения геоблоков,
включая и гипотезу тектоники литосферных
плит, к разряду избыточных.
ОППОЗИЦИОННЫЕ КОНЦЕПЦИИ
Как показывает обзор литературы по эволюции Земли, появляется все больше результатов исследований и даже новые концепции,
находящиеся либо в частичной, либо в полной
оп пози ц и и кон цеп ц и и п лей т-моби л изма.
Так, в качестве «частично оппозиционных»
можно отметить модель палеопротерозойского
плюм-андерплейтинга, действующая в режиме
колебательной эволюции системы Земля-Луна,
позволившая выявить причины неоднородного
строения Алданского щита (Глуховский, 2007).
Она альтернативна униформистскои модели
тектоники плит или террейнов как механизма,
формирующего докембрийскую структуру щита.
В свете представления о механизме диффузионного флюидозамещения, действующего в земной
оболочке, в отношении гранитообразования и
дифференциации земной коры сделан вывод
(Шабалин, 2007) о том, что необходимо разделить тектоническую историю Земли на два
важнейших этапа, а именно домезозойский и послемезозойский. На первом этапе образовались
крупные платформенные щиты, разделенные
геосинклинальными подвижными поясами, а
на втором этапе развивалась тектоника плит в
современном ее представлении.
В отношении полностью оппозиционных
моделей отметим следующие. Так, согласно
плейт-тектонической теории вдоль границ взаимодействующих плит происходят землетрясения
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
161
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АНТОНОВ
и извержения вулканов, обусловленные «трением» этих плит. В предлагаемой «геосолитонной
концепции» (Бембель и др., 2008) природа этих
процессов принципиально иная и развивается
по следующему сценарию: 1) легкое дрожание – начальный этап геосолитонной дегазации; 2) серия сильных толчков – главная фаза
дегазации; 3) завершающая стадия цикла, сопровождающаяся уменьшением силы вибрации
и толчков, — затухающая фаза дегазации данной
серии (роя) геосолитонов, и... никаких плит!
При этом данные процессы могут происходить
в очень широких диапазонах глубин мантии и
земной коры, а процессы взрывной дегазации
могут происходить не только на «гранях и ребрах
плит», но в любой точке планеты.
Показана возможность появления повышенного горизонтального сжимающего напряжения в земной коре платформ без привлечения
положений тектоники плит (Ребецкий, 2008).
Так, при наличии флюидного давления в трещинно-поровом пространстве пород в них
могут накапливаться остаточные деформации
уже в самых верхних слоях земной коры за счет
катакластического (трещинного) течения. Формирование их при горизонтальном стеснении
приводит к гравитационному уплотнению пород
и появлению дополнительных горизонтальных
сжимающих напряжений. При низком уровне
девиаторных напряжений они могут существовать сотни миллионов лет. Подъем пород, сопровождающийся эрозией поверхности, приводит
к уменьшению гравитационных напряжений за
счет веса вышележащей пачки пород, но практически не изменяет уровня дополнительных
сжимающих напряжений. В результате может
происходить инверсия ориентации осей главных
напряжений, приводящая к формированию
максимального сжатия в субгоризонтальном
направлении.
Представлена новая, не коллизионная концепция глобальных орогенических процессов,
основанная на изменени ях объемов и изостатических подъемах мантии при переходе
границы солидус ‒ ликвидус (Scalera, 2007).
Аргументируется несостоятельность концепции
конвекции мантии при объяснении динамического механизма перемещения океан-континент
(Liu et al., 2007). При этом в глобальной тектонической активности не исключается роль
и крупномасштабного воздействия на Землю
небесного тела, при котором в ней возникает
трещина. Вдоль нее происходят подъем магмы
под давлением, приводящим к значительным
перемещениям океан ‒ континент.
Долгое время без достаточного внимания
в геологической науке оставался и вопрос о
тепловом воздействии на недра верхних слоев
162
Зем ли и тектоническ ие последстви я этого.
Концепция об активной, руководящей роли
осадочных пород и биосферы в тектонической
жизни Земли позволяет заменить представления
о конвекции и адвекции мантийных масс наблюдаемыми поверхностными круговоротами
земного вещества (Мерцалов, 2007). Опираясь на
учение В.И. Вернадского, она находится в полном
согласии с эмпирическими закономерностями,
систематизированными геосинк лина льной
теорией тектогенеза.
Параллельно с предшествующими взглядами, предложена системная геотектоническая
концепция в отношении глобальной геологической системы от астеносферы до атмосферы и
биоты (Сергин, 2008). В ней предлагается свободное от внутренних противоречий понимание
генезиса важнейших геологических событий
без использования положений плейттектонической концепции. При этом высказывается
глубокая и достаточно убедительная критика
в отношении последней, на чем остановимся
несколько детальней.
Так, было подчеркнуто, что плейт-тектоническая концепция сыграла свою позитивную
роль в постановке крупномасштабных исследований дна Мирового океана и «глобализации» геотектонических построений, но, как и все другие
гипотезы, не смогла решить главных проблем
геотектоники. Результаты же большого количества современных исследований свидетельствуют
о бесперспективности идей плейт-тектоники,
но которая без веских доказательств присвоила
себе звание «законченной теории» в объяснении
подавляющего большинства геологических фактов. В то же время в данной теории до сих пор не
доказано, что же является главной двигательной
силой перемещения и поддвига в зонах субдукции
литосферных плит, конвективные течения или
действие силы тяжести и т.д. К тому же, собственно геологические процессы земной перисферы
с их геодинамическим значением, отражающем
взаимодействие эндогенных и экзогенных явлений, включая биогеохимические процессы, благодаря которым энергия солнечной радиации играет
решающую роль в формировании круговорота
вещества литосферы.
Резкой критике подверглось и использование в п лейт-тек тони ческ и х концепци я х
палеомагнитных построений. Так, показано,
что геомагнитное поле может генерироваться в
связи с электрическим полем Земли и протекает
по принципу самовозбуждающегося динамо.
В нем разделение электрических разрядов и электрические токи обеспечиваются атмосферной
циркуляцией, а роль сердечника, аккумулирующего воздействия индуцированных магнитных
полей и создающего геомагнитное поле, вы-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЭВОЛЮЦИЯ ГЛАВНЫХ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ НАПРАВЛЕНИЙ
полняет верхняя литосфера. Долговременные
климатические изменения общей циркуляции
атмосферы обусловливают вариации в работе
динамо и характеристиках геомагнитного поля
вплоть до его переполюсовок (инверсий). Ввиду
этого палеомагнитные данные отражают не
гипотетические перемещения литосферных
плит, а реальные климатически обусловленные
изменения конфигурации геомагнитного поля.
В связи с вышесказанным С.Я. Сергин (2008)
ставит и целый ряд совершенно оправданных
вопросов, в том числе о том, почему за десятилетия лидерства в геологии тектоники плит
в отсу тст ви и серьезн ы х фи нансовы х препятствий (особенно для США и международного
Проекта глубоководного бурения) не пробурено
ни одной глубокой скважины (~ 3-5 км) на океаническом ложе для подтверждения молодого возраста глубинных слоев океанической коры? Ведь
в данном случае почти невозможно представить
себе иную причину этого, кроме как опасения
получить результат, опровергающий положение
тектоники плит о молодости океанической литосферы и базовый постулат о ее спрединге.
Но ведь именно такими «способами» моби л ист и ческ а я «пара д и г ма » созда ла и закрепила свое доминирование с ее мнимыми
исходными феноменами. Так, по мере разработки плейт-тектонической концепции имели
место: нарушение научных традиции главенства
в теоретических построениях фактов и логики;
бездоказательное пренебрежение эмпирическими учениями и внедрении надуманных идей;
создание и поддержание монополии мобилистических воззрений, при котором теоретическая геология оказалась в тупике и находится в
состоянии монополистической стагнации уже
> 30 лет. Особо же подчеркивается, что, учитывая
явную слабость объяснительных возможностей
плейт-тектонической концепции, ее внедрение в массы пошло не путем доказательств,
а путем обращения в новую «веру», что само по
себе уже антинаучно. В ходе него было оказано
огромное воздействие на массу специалистов,
выражавшееся не только в административном
засилии плейт-тектонической тематики в научных публикациях, но и в ее целенаправленной
финансовой и идеологической поддержке во
многих странах и, особенно, в СССР и России,
практически изолировав ее от всякой критики.
Соответственно, в геологических кругах быстро
ста ло понятно, что проведение геотектонического анализа с позиций, противоречащих
концепции плейт-тектоники, является тормозом
к опубликованию статей в большинстве отечественных журналов.
Таким образом, существует опасность того,
что за п лейт-тек тони ческой «революцией»
последуют новые, не менее мифические представления о глубинной геодинамике. Одним
из приемлемых выходов из данной тупиковой
ситуации, умаляющей престиж геологии и всей
науки о Земле, можно считать концентрацию
усилий на разработке системной концепции
причин геоэволюции. Для поворота геотектонических исследований к этой цели в концепциях
геологического развития Земли необходимо
рассматривать всю совокупность действующих
факторов и процессов – за исключением гипотетических. Однако это мнение пока остается
скорее формальным, нежели действенным.
К ВОПРОСУ О «РАСШИРЕНИИ ЗЕМЛИ»
Среди еще не затронутых нами моделей, наиболее оппозиционных плейт-мобилистической
теории, без сомнения находится уже признанная
в западном мире концепция «Расширяющейся
Земли». По этой теме в рассматриваемый временной интервал было опубликовано 23 работы
(таблица), т.е. немало и почти столько же, как и
в предшествующий двухлетний период (19). При
этом 11 из них отразились в материалах международных и всероссийских совещаний и конференций, а 12 – в статьях российских тематических
сборников и журналов. Учитывая, что данная
концепция может стать одной их важнейших
при разработке новой всеобъединяющей модели
эволюции Земли, ситуацию с ее развитием мы
рассмотрим более детально.
Сначала отметим доводы в пользу возможности относительно небольшого расширения
п ланеты, связанного с ее пульсацией. Так,
вместе с критикой теории тектоники плит была
предложена флюидно-пульсационная концепция эволюции земной коры (Дерябин, 2007),
основанная на гипотезе изначально гидридной
Земли. Она предусматривает пульсационный характер дегазации водорода из ее ядра и связанное
с этими процессами расширение внешней оболочки. Сокращение же Земли обусловливалось
гравитационными напряжениями, что создает
Соотношение количества опубликованного материала по соответствующим тематикам в РЖ России за
2004-2009 гг.
Год издания
Критика концепции плейт-мобилизма
Теория «Расширения Земли»
2004
33
37
2005
24
12
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
2006
26
1
2007
47
18
2008
67
9
2009
47
14
163
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АНТОНОВ
разобщенность во времени проявлений циклов
расширения и сокращения. В рамках гелио- и
галацентрической моделей эволюции Земли
рассмотрена периодичность геологическ их
процессов с их длительностью от суток до сотен миллионов лет (Лир и др., 2007). При этом
первопричиной всех тектонических событий на
Земле принимается годовая пульсация ее объема,
проявляющаяся в изменении формы планеты.
Именно периоды сжатия и расширения Земли
согласуются с такими глобальными событиями,
как изменение состава атмосферы, вулканизм,
эволюция органического мира, накопление органического углерода в осадочных комплексах
и его выработка при фотосинтезе. Пульсация
Земли объясняется результатом взаимодействия
ее гравитационного поля и пересекаемого ею
при движении по галактической орбите неоднородного гравитационного поля Космоса.
В полном соответствии с этим показано, что
выявленная цикличность тихоокеанского спрединга не подтверждает гипотезу среднемелового
суперплюма Ларсона, а отражает закономерности деформаций океанической литосферы, т.е.
их периодическую смену сжатия и растяжения
(Степашко, 2008). Стадии их ускорения отвечают
растяжению, а стадии замедления – сжатию при
регенерации ослабленных зон. Главные тектонические реорганизации происходят при максимальном растяжении океанической литосферы.
С максимальным сжатием, в основном, связаны
импульсы образования океанических плато. Самые
благоприятные условия для вулканизма создаются
при смене режимов деформаций литосферы.
В согласии с пульсационным развитием
Земли предложена концепция эволюции раннедокембрийской земной коры Арктики и Антарктики (Наливкина, 2009). Так, во времени
мозаичные тектонические структуры здесь сменились поясовыми, затем поясово-блоковыми,
масштабы проявления формаций уменьшались,
их составы усложнялись, а интенсивность метаморфизма уменьшалась. Глубинное строение
земной коры усложнялось с обособлением блоков
существенно салического и мафического составов. Именно представления о пульсационном
характере геогенеза дают возможнось геодинамического обоснования возникновения супервысоких давлений в магматических камерах и
последующего снятия напряжения с формированием эксплозивного алмазоносного магматизма
(Епифанов, 2007, 2008). В качестве альтернативы
конвек ционных ячеек как дви ж у щей си лы
плейт-тектоники (Рябинкин, 2005) аргументируется возможность влияния ртутно-водородного
(амальгамного) геля, повсеместно залегающего
в земной коре на глубинах коксования углей, на
циклы сжатия и расширения Земли.
164
В отношении вопросов генерального расш ирен и я Зем л и от мет и м след у ющее. Так,
термодинамический анализ свойств небесных
тел показал (Тупицын, 2006), что любые изменения разности температур (∆Т) в центре и на
поверхности небесного тела связаны с ядернофизико-химическими процессами в его недрах.
Флуктуации ∆Т небесных объектов приводят
к изменению их геометрическ их размеров.
Изменения ∆Т и радиуса небесных тел выражаются в тектонических процессах, а также, скорее
всего, ответственны за изменение ее магнитного
поля. Изложены данные разных авторов о росте
массы и энергии Земли в течение геологической
истории (Бетелев, 2007, 2008).
С использованием теории гравитации Эйнштейна построена дедуктивная модель кругооборота вещества во Вселенной, основанная на
допущении возможности превышения скорости
света (Ахкозов, 2007). При такой скорости вещество приобретает отрицательную длину, что
означает переход через сингулярные (с нулевой
кривизной) элементы нашего пространства
в пространство с отрицательной кривизной.
Через сингулярные элементы вещество может
вернуться в наше пространство, приобретая
положительную длину, кривизну, массу. Предложенная модель описывает механизм кругооборота вещества во Вселенной, роста массы планет,
звезд и, как следствие, их расширения.
Показано (Волков, 2007а, 2007б), что именно
изменения нейтринной компоненты на стадии
образования Солнечной системы (представляющей собой туманность с таким же спиральным
строением, как галактики) привели к тому, что
система приняла современный вид. Магнитные
поля, связанные с нейтрино, сыграли важную
роль и в распределении вещественного состава
планет. Нейтрино отвечали твердое, жидкое и
газообразное состояние, и Земля должна нести
на себе какие-то следы их воздействия. Игнорирование геодинамикой ней т рино-фак тора
ведет к трудностям в объяснении многих фактов
строения Земли. Учет нейтрино меняет многое,
а именно то, что все аргументы, которые выдвигались против «Теории расширения Земли» и
«Теории отделения Луны от Земли» в этом случае
потеряны – они неверны!
С позиций плюмовой геодинамики осуществлен детальный геологический и петрологогеохимический анализ эволюции крупнейших
в России и в мире мезо-кайнозойских ареалов
тектономагматической деятельности Курильской островной дуги и Станового хребта по
юж ном у обрам лен и ю А л данског о щ и та, а
также всех смежных с ними территорий, в том
числе Сибирской платформы с ее обрамлением
(включая Байкало-Становую зону и Центрально-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЭВОЛЮЦИЯ ГЛАВНЫХ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ НАПРАВЛЕНИЙ
Азиатский пояс), всего Тихоокеанского региона
с его обрамлением, а так же некоторых друг и х э т а лон н ы х с т ру к т у р т и па Во с т оч но Африканской рифтовой системы, Исландии и
др. (Антонов, 2008). Показано, что эволюция
всех отмеченных структур гораздо легче объясняется с позиций диапировой (плюмовой)
динамики в рамках теории расширяющейся
Зем л и в о обще б ез испол ь з ов а н и я п лей тмобилистических подходов. Аналогично, на
примере исследования Западно-Сибирской
равнины и ее обрамления сделан вывод о недоказанности идей неомобилизма (Бочкарев и
др., 2007; Бочкарев, Брехунцов, 2008), а цикличность процессов и другие явления здесь лучше
коррелируются в рамках «многоэтажной» плюмовой тектоники. В тоже время, учитывая, что
именно в донеогеновой истории господствовали
региональные преобразования земной коры, а
планетарные документально не выявляются,
предполагается, что глобальность активизации
Земли в форме раздувающейся планеты впервые проявилась в неоген-четвертичное время.
Кроме того отметим, что при оценке полной
энергии системы Земля ‒ Луна, допуская образование Луны выбросом ее массы из тела Земли
(Бугаевский, Бугаевский, 2007), фока льные
зоны Тихоокеанского кольца получаются результатами взрыва, искаженными последующим расширением планеты.
Здесь же коснемся и «эфиродинамического
механизма» расширения Земли (Ацюковский,
2007). Так, например, под действием градиента
давления эфир (газоподобная среда) перемещается в небесные тела и поглощается ими, увеличивая их массу, частично преобразуясь в вещество.
Вновь образованное вещество напрягает породы
и раздвигает океанское дно. Часть поглощенного
эфира вытекает из Земли в виде закрученных
потоков, а часть выбрасывается в виде сгустков,
образуя на поверхности тороидальные структуры, уходящие в космос. Это – будущие кометы.
На поверхности Земли остаются кольцевые впадины – астроблемы.
Особо под черк нем, что с генера льным
расширением Земли в настоящее время уже
соглашаются и некоторые сторонники плейтмобилизма. Так, ими предполагается (Орищенко,
2007), что процесс движения плит от срединных
океанических хребтов, вызванный раздвиганием их пластическими породами астеносферы,
можно рассматривать как коровый компенсационный фактор, порождаемый расширяющейся
Землей. При этом земная кора наращивается в
соответствии с увеличивающейся поверхностью
планеты. Нарушение соответствия в сторону излишнего прироста океанической коры порождает
субдукцию. В случае встречного движения плит
могут иметь место не нисходящие движения
плит, а восходящие, приводящие к образованию
горных гряд.
ДИСКУССИЯ О СОВРЕМЕННЫХ
ПРОБЛЕМАХ ГЕОЛОГИИ И
РОССИЙСКОЙ НАУКИ
Как след ует из пред лагаемого обзора и
отразилось в немалом количестве других публикаций, ситуация в мировой геологической
науке сейчас весьма сложная, неопределенная
и явно нуждается во все большем количестве
исследований, а соответственно, публикаций и
обсуждений по всем основополагающим вопросам на конференциях, симпозиумах и т.д. Так, в
них вновь подчеркнуто (Садовников, 2009), что
в истории Земли немало положений, которые
считаются бесспорными, но допускают альтернативное толкование или даже просто ошибочны,
например: Земля — рядовая планета; Земля
была расплавленной; жизнь зародилась в море;
горизонтальная подвижность материков исключает понятие геосинклинали; высшие растения
«вышли на сушу» в конце силура; развитие биоты
контролируют Великие Массовые вымирания;
связь смены биоты на рубеже мела и палеогена,
перми и триаса с импактными событиями и т.д.
В тоже время, анализируя состояние мировой и
особенно отечественной геологической науки,
можно говорить о возникновении «новой геологии», имеющей мало общего с классической,
тра диционной геологией (Караулов, 2007).
В то же время, несмотря на несомненные успехи
в целом ряде конкретных направлений стратиграфических и тектонических исследований,
результаты работ в таких важнейших областях,
как совершенствование Международной стратиграфической шкалы и изучение тектонических
структур материков, не могут считаться удовлетворительными и свидетельствуют о кризисе
в развитии геологической науки.
Оценка современного концептуального состояния физики Земли и проблем, стоящих перед
тектонистами показала (Кривицкий, Низовцев,
2007), что до сих пор главными из них являются
вопросы об источнике энергии и первичных
движущихся силах в каждом конкретном случае магматизма или орогенеза. Без системного
решения этих двух проблем существенный прогресс в геодинамике невозможен. Науки о Земле
составляют значительную и самую динамичную
составляющую современного естествознания.
Не исключено, что очередные парадигмальные
изменения фундаментальной науки могут быть
инициированы физикой Земли. Однако на протяжении многих лет фундаментальная наука
в лице физики уклоняется от научных вызовов,
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
165
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АНТОНОВ
доставляемых ей практической геологией и геофизикой. Аналогичная ситуация наблюдается
в смежных областях небесной механики и астрофизики солнечной системы. Данное положение
свидетельствует об исчерпании прогностического
потенциала квантово-релятивистской парадигмы
относительно физики планет и Солнца. Грядущие
парадигмальные изменения фундаментальной
науки будут инициированы науками о Земле и в
первую очередь – геологией.
Все отмеченные проблемные вопросы, без
сомнения, требуют своего решения, причем
на взгляд уже многих ведущих геологов мира
и России это возможно только при создании
новой, наиболее перспективной концепции
эволюции Земли. Так, все чаще популярно
излагаются проблемы современных установившихся геологических теорий (Протасевич, 2009)
с указанием ряда неизвестных ранее событий,
которые удалось понять, и которые заставляют радикально пересмотреть теоретические
основы геологии. Оп убликованы «диа логи
о пара д и г ме г е олог и и» (Обра зцов, 20 08).
Сделан вывод (Кононов, 2007), что современное
состояние тектоно-геодинамических исследований в отечественной геологии характеризуется преобладанием эмпирических обобщений,
осу щест в л яем ы х в рам к а х ог ран и чен ног о
числа интерпретационных моделей. При этом,
с одной стороны, своего рода а льтернативой плитотектонически-террейновой модели
в последнее время стала модель тектонических
течений во всей коромантийной оболочке Земли
при главенствующей роли океанообразования и
перемещения континентальных блоков. С другой
стороны, все больше обращается внимание на
оценку характера взаимодействия линейных и
нелинейных процессов. Подчеркивается также
необходимость более полного учета космического влияния на геотектонику, включая моделирование.
Показано, что дета льное изу чение геологических объектов может быть улу чшено
путем использования петрофизических моделей
(Еникеев, 2007). Однако в настоящее время
в современной России, к сожалению, действуют два фактора: дифференциация понятий, в
результате которой ученые, даже работающие
в смежных областях, утрачивают общий язык и
удлиняющийся путь к переднему краю науки,
который может занять большую часть активной
жизни исследователя. При этом наибольший эффект зачастую дают не новые технологии, а типы
социальной организации. Соответственно, число
работ российских петрофизиков за последние
десятилетия резко уменьшилось, заимствуются
не лучшие образцы западного опыта, теряется
доступность информации о прежних достижени166
ях и результатах. Информация о действительно
важных и критичных профессиональных достижениях (как в России, так и на Западе) не доходит
или доходит через третьи руки с огромными задержками и искажениями, возникает ситуация
постмодернизма, в которой «все дозволено».
Попытки рефлексии необходимы.
Рассмот рены примеры геомет ри ческой
симметрии строения различных глобальных
тектонических элементов, которые должны
найти свое объяснение в рамках модели глобальной тектоники (Никишин, Ершов, 2005).
Одним из наиболее важ ных критериев при
выборе такой модели является ее соответствие
данным глобальной сейсмотомографии мантии,
позволяющие наложить ограничения на модели
мантийной конвекции. Отмечено, что реология
и динамика мантии Земли обычно моделируется
с использованием нагретой в тигле жидкости.
Образующиеся при этом конвективные потоки
рассматриваются как имитирующие таковые
в ман т и и. Подобн ы й у прощен н ы й под ход
дает опасные результаты (Selles-Martiez, 2006).
В большинстве случаев наблюдаемые при моделировании свойства материалов переносятся на
таковые мантии Земли, ошибочно предполагая,
что мантия также долго остается жидкой, как
вода или нефть. Модель же и природный объект
не являются полными аналогами.
В то же время, как следует из публикаций,
имеющая место сейчас критическая ситуация
в геологических науках России находится в полной связи с подобными ситуациями и в других
науках.
Так, созданная во времена императора Петра I
российская наука строилась и обильно финансировалась по лучшим европейским образцам,
что способствовало ее быстрому и успешному
развитию (Левин, 2006). Советская наука наследовала российскую и в основных своих чертах
повторяла ее.
Положение радикально изменилось после
распада СССР. Именно с этого времени начался
массовый отток ученых из науки. Ухитряются
уезжать даже работники оборонной промышленности, часто из сверхсекретных учреждений.
По оценке Комиссии по образованию Совета
Европы ежегодные потери России от «утечки
мозгов» составляют $ 50 млрд. При этом подчеркнуто (Судас, Юрасова, 2006), что будущее
российской фундаментальной науки в значительной степе-ни зависит от притока молодых
научных кадров, ситуация с чем пока остается
крайне неблагоприятной.
На фоне сокращения общей численности
российских учёных происходят негативные изменения возрастной структуры научных кадров.
Ранее внутринаучные социальные механизмы
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЭВОЛЮЦИЯ ГЛАВНЫХ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ НАПРАВЛЕНИЙ
обеспечивали воспроизводство как научного сообщества, так и особого социокультурного типа
ученого. В последние же годы в российской науке
все это подвергнуто интенсивному разрушению
В заключение нашего обзора хочется еще раз
подчеркнуть уже общепринятое мнение о том,
что в настоящее время, несмотря на определенные достижения в области физического моделирования и появления новейших перспективных
глобальных геологических гипотез, многие из их
основных положений (что касается и наиболее
«модных» концепций) носят лишь качественный характер, и предполагаемые ими процессы
в большинстве случаев не имеют убедительной
количественной оценки. В настоящее время
просто необходимо построение новой всеобъемлющей геодинамической теории, в соответствии
с чем все имеющиеся тектонические гипотезы
сейчас могут считаться рабочими и почти каждая
из них может и должна стать объектом серьезного
глубокого исследования и обсуждения.
Список литературы
Авсюк Ю.Н., Геншафт Ю.С., Салтыковский А.Я.
и др. Особенности широтных проявлений разновозрастных фаз складчатости в тектонической истории Земли // Общие и региональные
проблемы тектоники и геодинамики: Матер. 41
Тектонического совещания, Москва, 2008.
Т. 1. М.: ГЕОС. 2008. С. 3-5.
Анохин В.М. Глобальная дизъюнктивная сеть
Земли: строение, происхождение и геологическое значение. СПб: Недра, 2006. 162 с.
Антонов А.Ю. Геохимия и петрология фанерозойских магматических образований, различные
геодинамические обстановки магматизма и
мантийный диапиризм. Автореф. дис. док.
гел.-мин. наук. Иркутск, 2004. 48 с.
Антонов А.Ю. Критический обзор представлений
по главным геодинамическим направлениям
современной геологической науки в контексте информативности основных рекламных
научных изданий России (часть первая) //
Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле. 2007a.
№ 1. Вып. 9. С. 93-104.
Антонов А.Ю. Критический обзор представлений
по главным геодинамическим направлениям
современной геологической науки в контексте информативности основных рекламных
научных изданий России (часть вторая) //
Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле. 2007б.
№ 2. Вып. 10. С. 118-129.
Антонов А.Ю. Геохимия и петрология мезокайнозойских магматических образований
и мантийный диапиризм. Новосибирск:
Гео, 2008. 251 с.
Антонов А.Ю. Обзор представлений по главным
геодинамическим направлениям современной геологической науки в контексте
данных Российского реферативного журнала
за 2006-2007 гг. (часть первая) // Вестник
КРАУНЦ. Науки о Земле. 2008. № 2. Вып. 12.
С. 174-187.
Антонов А.Ю. Обзор представлений по главным
геодинамическим направлениям современной геологической науки в контексте
данных Российского реферативного журнала
за 2006-2007 гг. (часть вторая) // Вестник
КРАУНЦ. Науки о Земле. 2009. № 1. Вып.
№ 13. С. 187-197.
Антонов А.Ю. Эволюция главных геодинамических направлении современной геологической науки. Обзор материалов Российского
реферативного журнала за 2008-2009 г.г.
(часть первая) // Вестник КРАУНЦ. Науки
о Земле. 2010. № 2. Вып. № 16. С. 231-247.
Артюшков Е.В. Образование сверхглубокой
впадины в Южном Каспии вследствие фазовых переходов в континентальной коре //
Геология и геофизика. 2007. Т. 48. № 12.
С. 1289-1306.
Ахкозов Ю.Л. Расширяющаяся Земля или дополнение к существующей космогонической
гипотезе // Геол.-мiнерал. вiсн. 2007. № 1.
С. 91-102.
Ацюковский В.А. Эфиродинамический механизм
расширения Земли // Бюл. Моск. об-ва испыт. природы. Отд. геол. 2007. Т. 82. № 5.
С. 90-91.
Б е м б е ль Р.М., Ме г е р я В.М., Б е м б е ль М.Р.,
Кузьмин А.А. Геофизика природных катастроф и очагов формирования месторождений углеводородов // 10 Научно-практ.
конф. «Совр. геофиз. технологии в ОАО
«Хантымансийск геофизика» и перспективы
их использования для повышения эффективности поисков, разведки и разработки
местор. нефти и газа», Ханты-Мансийск,
30 мая-2 июня, 2007: Сб. докладов. ХантыМансийск: Полиграфист, 2008. С. 23-26.
Бетелев Н.П. Концепция растущей Земли и
некоторые проблемы тектоники, петрологии, литологии и нефтяной геологии //
Известия вузов. Геология и разведка. 2007.
№ 1. С. 40-44.
Бетелев Н.П. Концепция растущей Земли и проблема энергетики тектонических процессов //
Общие и региональные проблемы тектоники
и геодинамики: Матер. 41 Тект. совещания,
Москва, 2008. Т. 1. М.: Геос, 2008. С. 87-92.
Бочкарев В.С, Брехунцов А.М., Лукомская К.Г.
Вопросы глобальной цикличности тектонических процессов (на примере УралоА лтайской области и других регионов) //
Горные ведомости. 2007. № 3. С. 6-20.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
167
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АНТОНОВ
Бочкарев В.С., Брехунцов А.М. Вопросы эволюции Земли // Горные ведомости. 2008. № 6.
С. 6-20.
Бугаевский Г.Н., Бугаевский А.Г. Механическая
альтернатива тектонике плит // Сборник
материалов Межд. научной конференции
«Уроки и следствия сильных землетрясений
(к 80-летию разрушительных землетрясений
в Крыму)», Ялта, 25-28 сент., 2007. Симферополь: ИГФ НАНУ, 2007. С. 165-167.
Булдыгеров В.В. Магматизм и плюмтектоника
северной части Байкало-Витимской складчатой области // Геология полезных ископаемых Восточной Сибири: Сборник научных
трудов. Иркутск: ИрГУ, 2009. С. 93-104.
Васильев Б.И., Чой Д.Р., Мишкина И.В. Геология
океанов и морей вокруг Австралии // Геологическое строение и происхождение Тихого океана . Владивосток: Дальнаука, 2005.
С. 72-84.
Волков Ю.В. О «центрах действия» литосферы
Земли // Техн. и технол. 2007 а. № 5. С. 80.
Волков Ю.В. Геодинамика // Техника и технологии. 2007б. № 6. С. 78.
Гаврилов А.А., Герасименко М.Д., Коломиец А.Г.
Данные GPS мониторинга и морфотектоника Востока Азии // Тектоника земной коры
и мантии. Тектонические закономерности
размещения полезных ископаемых: Матер. 38
Тектонического совещания, Москва. 2005.
Т. 1. М.: ГЕОС, 2005. С. 110-116.
Гиоргобиани Т.В. Пододвигался ли ЧерноморскоЗакавказский микроконтинент под Большой
Кавказ? // Общие и региональные проблемы
тек тоник и и геодинамик и. Материа лы
41 Тектонического совещания, Москва, 2008.
Т. 1. М.: ГЕОС, 2008. С. 188-194.
Глуховский М.3. Тектоническая эволюция Алданского щита в палеопротерозое – модель
сочетания плюм-андерплейтинга и ротационного фактора // Международная научная
конференция «Геодинамика формирования
подвижных поясов Земли» Екатеринбург,
24-26 апр. 2007. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН,
2007. С. 57-60.
Гонтовая Л.И., Гордиенко В.В., Попруженко С.В.,
Низкоус И.В. Глубинная модель верхней мантии Камчатки // Вестник КРАУНЦ. Науки о
Земле. 2007. № 1. Вып. 9. С. 90-204.
Горяинов П.М., Иванюк Г.Ю. Геологическая
самоорганизация и когерентные структуры
(к проблеме корректности геологических
реконструкций) // Вестн. Воронеж. ун-та.
Сер.: Геология. 2006. № 2. С. 38-49.
Дерябин Н.И. Критические замечания по тектонике плит с позиции пульсационного
развития Земли // Отечественная геология.
2007. № 6. С. 81-88.
168
Еникеев Б.Н. Моделирование в петрофизике
(проблемы и перспективы) // Изменяющаяся
геологическая среда: пространственновременные взаимодействия эндогенных
и экзогенны х процессов. Меж д у народная геологическая конференция, Казань,
13-16 нояб.,2007. Т. 2. Казань: КГУ, 2007.
С. 158-162.
Епифанов В.А. Пульсационная модуляция обстановок геогенеза – причина эволюционного
чередования главных эпох эндогенного и
экзогенного оруденения // Изменяющаяся
геологическая среда: пространственновременные взаимодействия эндогенных
и экзог ен н ы х п роцессов: Меж д. Геол.
конференция, Казань, 13-16 нояб., 2007.
Т. 2. Казань: КГУ, 2007. С. 162-166.
Епифанов В.А. Проблема прогнозировани я
и поисков алмазов в ракурсе глобальной
концепции пульсационного геогенеза // Геология и полезные ископаемые Красноярского
края: Сборник. Вып. 9. Краснояр. НИИ геол.
и минер, сырья. Красноярск: КНИИГиМС,
2008. С. 116-121.
Жирнов А.М. Линеаментная тектоника Восточной Азии в зоне перехода континент-океан //
Общие и региональные проблемы тектоники
и геодинамики: Матер. 41 Тект. совещания,
Москва, 2008. Т. 1. М.: ГЕОС, 2008. С. 304-308.
Жирнов А.М. О недостоверности метода вертикального гравитационного градиента µ2
для исследования строения литосферы //
Вопросы теории и практики геологической
интерпретации гравитационных, магнитных
и электрических полей: Матер. 36 сессии
Междун. семинара, Казань, 26-31 янв., 2009.
Казань: КГУ, 2009. С. 122-124.
Злобин Т.К., Полец А.Ю. Неоднородная (блоковоклавишная) структура Курильской островной дуги и сейсмофокальной зоны // Общие
и региона льные проблемы тектоник и и
геодинамики. Материалы 41 Тектонического
совещания, Москва. 2008. Т. 1. М.: ГЕОС,
2008. С. 333-336.
Злобин Т.К., Сафонов Д.А., Злобина Л.М. Очаги
землетрясений и глубинное строение земной
коры и верхней мантии по профилю Южный
Сахалин-Охотское море-Камчатка // Тихоокеанская геология 2007. Т. 26. № 3. С. 46-55.
Караулов В.Б. «Новая геология»: достижения и
потери // Бюл. Моск. о-ва испыт. природы.
Отд. геол. 2007. Т. 82. № 4. С. 66-72.
Кирилюк В.П. Об особенностях строения и эволюции раннедокембрийского фундамента
щитов древних платформ (опыт геотектонического анализа) // Тектоника земной коры и
мантии. Тектонические закономерности размещения полезных ископаемых. Материалы
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЭВОЛЮЦИЯ ГЛАВНЫХ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ НАПРАВЛЕНИЙ
38 Тектонического совещания, Москва, 2005.
Т. 1. М.: ГЕОС, 2005. С. 281-285.
Кладовщикова М.Е. Палеореконструкции эндогенного рельефа Анд // Ред. ж. «Вести. МГУ.
Сер. 5». М. 2008. 7 с. Деп. в ВИНИТИ РАН
14. 04. 2008. № 310-В2008.
Кожурин А.И., Пономарева В.В., Пинегина Т.К.
Активная разломная тектоника юга Центральной Камчатки // Вестник КРАУНЦ.
Сер. Науки о Земле. 2008. № 2. С. 10-27.
Колосков А.В. Особенности проявления позднекайнозойского магматизма на ВосточноАзиатской окраине в рамках концепции «вихревой геодинамики». // Всероссийская научная конференция «100-летие Камчатской экспедиции Русского географического общества
1908-1910 гг.», Петропавловск-Камчатский.
22-27 сент., 2009. Петропавловск-Камчатский:
ИВиС ДВО РАН, 2009. С. 150-158.
Кононов Ю.С. О состоянии отечественной геотектоники // Отечественная геология 2007.
№ 2. С. 90-95.
Кориневский В.Г. Относительная автохтонность
структурных зон Южного Урала // Международная научная конференция «Геодинамика
формирования подвижных поясов Земли»,
Екатеринбург, 24-26 апр., 2007. Екатеринбург:
ИГГ УрО РАН, 2007. С. 155-157.
Кривицкий В.А., Низовцев В.В. Одиночество геологии // Сборник трудов кафедры общей и
прикладной геофизики. Междунар. университет природы, общества и человека «Дубна».
М.: РАЕН. 2007. С. 92-106.
Куренцова Н.А., Удинцев Г.Б., Тетерин Д.Е., Рощина
И.А. О геологии подводной горы Хуберта
Миллера (группа гор Мэри Берд, море Амундсена, Западная Антарктика) // Тихоокеанская
геология. 2008. Т. 27. № 5. С. 3-11.
Левин В.И. Утечка мозгов и современный научный потенциал России. Датчики и системы.
2006. № 1. С. 65-71.
Леликов Е.П., Цой И.Б. Геологическое строение центральной части подводного хребта
Витязя (Тихоокеанский склон Курильской
островной дуги) // Геология морей и океанов.
Материа лы 17 Меж дународной нау чной
конференции (Школы) по морской геологии,
Москва, 12-16 нояб., 2007. Т. 4. М.: ГЕОС. 2007.
С. 218-220.
Лир Ю.В., Одесский И.А., Чернышев Г.Е. Свидетельства в пользу периодичности некоторых
геологических и рудогенетических процессов в палеозое // Синергетика геосистем.
Сборн и к статей Си м пози у ма, Моск ва,
16-19 апр., 2001. М., 2007. С. 55-59.
Ломакин И.Э. Линеаменты дна Индийского
океана // Геология и полезные ископаемые
Мирового океана. 2009. № 1. С. 5-14.
Лузгин Б.Н. Кинетика широтных сейсмотектонических зон Большого Алтая // Проблемы
современной сейсмогеологии и геодинамики
Центральной и Восточной Азии. Материалы
Всерос. совещания с международным участием. Иркутск, 18-24 сент., 2007. Т. 2. Иркутск:
ИЗК СО РАН, 2007. С. 6-11.
Маслов Л.А., Анохин В М. Закономерности в направленности линеаментов и разломов дна
российской части Японского моря // Тихоокеанская геология. 2009. Т. 28. № 2. С. 3-16.
Мерцалов И.М. Биотектоническая жизнь планеты
Земля // Система «Планета Земля»: 14 и 15
Научные семинары Геологического факультета МГУ. Москва, 2006 и 31 янв.-2 февр.,
2007. М.: ЛКИ, 2007. С. 164-179.
Моргунова А.А., Перчук А.Л. Эклогитизация как
результат кристаллизации габбровых составов // Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России: Материалы
15 Геологического съезда Республики Коми,
Сыктывкар, 13-16 апр., 2009. Т. 2. Сыктывкар:
ИГ КомиНЦ УрО РАН, 2009. С. 348-349.
Наливкина Э.Б. Геологическое развитие и минерагения раннедокембрийской земной коры
Арктики и Антарктики // Геология полярных
областей Земли. Матер. 42 Тектонического
совещания, Москва. 2009. Т. 2. М.: ГЕОС,
2009. С. 72-75.
Никишин А.М., Ершов А.В. Геометрические симметрии тектонического плана Земли, данные
глобальной сейсмотомографии мантии и их
значение для моделей глобальной тектоники //
Тектоника земной коры и мантии. Тектонические закономерности размещения
полезных ископаемых. Материалы 38 Тектонического совещания. Москва. 2005. Т. 2.
М.: ГЕОС. 2005. С. 40-43.
Обра зцов А.И. Диа логи о парадигме геологии // Отечественная геология. 2008. № 3.
С. 80-83.
Орищенко И.В. Спрединг — коровый компенсационный фактор расширяющейся Земли //
Доп. Нац. АН Украiни. 2007. № 9. С. 87-90.
Павленкова Г.А., Павленкова Н.И. Результаты
совместной обработки данных ядерных и
химическ их взрывов по сверх длинному
профилю «Кварц» (Мурманск—Кызыл) //
Физика Земли. 2008. № 4. С. 62-73.
Петрищевский А.М. Идеи академика Косыгина
в гравитационных моделях тектоносферы
Дальнего Востока России // Тектоника и
глубинное строение Востока Азии. 6 Косыгинские чтения. Доклады Всероссийской
конференции, Хабаровск, 20-23 янв., 2009.
Хабаровск: ИТиГ ДВО РАН, 2009. С. 120-123.
Погодаева Т.В., Земская Т.И., Доля И.Н. и др. Особенности формирования газовых гидратов
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
169
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АНТОНОВ
в приповерхностных осадках грязевого вулкана «Маленький» (оз. Байкал): по данным
химического состава поровых вод // Геология
морей и океанов. Материалы 17 Международной научной конференции (Школы) по
морской геологии, Москва, 12-16 нояб., 2007.
Т. 1. М.: ГЕОС, 2007. С. 128-130.
Протасевич И.Д. Восемь равных континентов
и никакой Пангеи // Актуальные проблемы
современной науки. 2009. № 2. С. 267-271.
Пучков В.Н. Регулярные вулканические хребты
океанов // Металлогения древних и современных океанов – 2008: Рудоносные комплексы и рудные фации: Матер. 14 научной
студенческой школы, Миасс, 21-25 апр. 2008.
Миасс: ИМин УрО РАН, 2008. С. 6-11, 376.
Разницин Ю.Н. Субмеридиона льное сжатие
литосферы Атлантики // Геология морей
и океанов. Материалы 17 Международной
научной конференции (Школы) по морской
геологии, Москва, 12-16 нояб., 2007. Т. 4.
М.: ГЕОС, 2007. С. 241-243.
Ребецкий Ю.Л. Механизм генерации тектонических напряжений в областях больших
вертикальных движений // Физика и мезомеханика. 2008. Т. 11. № 1. С. 66-73.
Родников А.Г., Забаринская Л.П., Сергеева Н.А.
Глубинное строение активных континентальных окраин Дальнего Востока // Общие
и региональные проблемы тектоники и геодинамики. Материалы 41 Тект. совещания,
Москва, 2008. Т. 2. М.: ГЕОС, 2008. С. 176-180.
Рождественский В.С. А ктивный рифтинг в
Японском и Охотском морях и тектоническая
эволюция зоны Центрально-Сахалинского
разлома в кайнозое // Тихоокеанская геология 2008. Т. 27. № 1. С. 17-28.
Рудаков С.Г. Об одном существенном противоречии в позднепротерозойских палеотектонических реконструкциях // Фундаментальные проблемы геотектоники. Материалы
40 Тектонического совещания, Москва. 2007.
Т. 2. М.: ГЕОС, 2007. С. 168-170.
Рябинкин С.В. О возможной альтернативе конвекционых ячеек как движущей силы плейттектоники. Тектоника земной коры и мантии //
Тектонические закономерности размещени я полезны х ископаемы х. Материа лы
38 Тектонического совещания, Москва. 2005.
Т. 2. М.: ГЕОС, 2005. С. 159-161.
Садовников Г.Н. О некоторых небесспорных «истинах» в истории Земли // 9 Междародная
конференция «Новые идеи в науках о Земле»,
Москва, 14-17 апр., 2009. М.: МГГРУ, 2009.
Т. 1. С. 92.
Сеначин В.Н. Глубинная изостазия АзиатскоТихоокеанской зоны сочленения (на примере Охотоморского региона) // Материалы
170
Меж д у народной нау чной конференции
«Геодинамика формирования подвижных
поясов Земли». Екатеринбург. 24-26 апр.,
2007. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2007.
С. 278-281.
Сергин С.Я. Системная организация процессов
геологического развития Земли. Белгород:
Изд-во БелГУ, 2008. 360 с.
Славина Л.Б., Пивоварова Н.Б., Бабанова Д.Н.,
Левина В.И. Исследование особенностей
строения фока льной зоны Камчатки на
участке Авачинский залив — мыс Лопатка //
Геофизические исследования 2007. № 8.
С. 117-126.
Соболева Е.С., Петухов С.И. Особенности геодинамического районирования акватории
Тихого океана // Научный симпозиум «Неделя горняка-2007», Москва, 22-26 янв., 2007.
Горный информационно-аналитический
бюл. 2007. № 10. С. 171-176.
Степашко А.А. Циклы тихоокеанского спрединга // Океанология. 2008. Т. 48. № 3.
С. 436-444.
Судас Л.Г., Юрасова М.В. «Синдром своеобразия»
российской науки преодолен? // Вестник
РАН. 2006. Т. 76. № 6. С. 514-521.
Съедин В.Т., Мельниченко Ю.И. Разломы глубоководных котловин Филиппинского моря //
Фундаментальные проблемы геотектоники.
Материалы 40 Тектонического совещания,
Москва, 2007. Т. 2. М.: ГЕОС, 2007. С. 246-249.
Тардуно Д. Блуж дающие «горячие точки» //
В мире науки. 2008. № 4. С. 52-57.
Тупицын И.С. Некоторые следствия анализа термодинамики небесных тел // Геология и полезные,
ископаемые Западного Урала. Сб. статей по
материалам Региональной научно-практической конференции, Пермь, 11-12 окт., 2006.
Пермь: Перм. гос. ун-т, 2006. С. 206.
Углов Б.Д., Мирлин Е.Г. Тектонические линеаменты западной части Тихого и северо-восточной
части Индийского океанов и связь с ними современного колчеданообразования // Отечественная геология. 2008. № 4. С. 59-67.
Чехов А.Д. Хаотические образования Корякского
нагорья — ключ к расшифровке его тектоники // Тектоника земной коры и мантии.
Тектонические закономерности размещения
полезных ископаемых. Материалы 38 Тектонического совещания, Москва, 2005. Т. 2.
М.: ГЕОС, 2005. С. 328-331.
Шабалин Л.И. Механизм диффузионного флюидозамещения и его роль в формировании
подвижных поясов Земли // Междародная
научная конференция «Геодинамика формировани я подви ж ны х поясов Зем ли»,
Екатеринбург, 24-26 апр., 2007. Екатеринбург:
ИГГ УрО РАН, 2007. С. 358-361.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЭВОЛЮЦИЯ ГЛАВНЫХ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ НАПРАВЛЕНИЙ
Шевченко В.И., Лукк А.А., Прилепин М.Т. Альпийско-Индонезийский подвижный пояс,
Тихоокеанское кольцо и СредиземноморскоМеланезийский подвижный суперпояс //
Общие и региональные проблемы тектоники
и геодинамики. Материалы 41 Тектонического совещания, Москва, 2008. Т. 2. М.: ГЕОС.
2008. С. 459-463.
Шкодзинский В.С. Эволюция карбонатитового
и кимберлитового магматизма в истории
Земли // Отечественная геология 2007. № 5.
С. 91-93.
Юшин А.А. Геохимия платиновых мета ллов
в ультрабазитах как показатель региональной
специфики мантийно-коровых взаимодействий // Общие и региональные проблемы
тек тоник и и геодинамик и. Материа лы
41 Тектонического совещания, Москва, 2008.
Т. 2. М.: ГЕОС. 2008. С. 506-510.
Яковлев Ф.Л. Владимир Владимирович Белоусов
и проблема происхождения складчатости //
Геофизические исследования 2008. Т. 9.
№ 1. С. 53-57.
Cruciani C., Carminati E., Doglioni C. Slab dip vs.
lithosphere age: No direct function // Earth
and Planet. Sci. Lett. 2005. V. 238. № 3-4.
P. 298-310.
Iglesia L.M.P., Riccardi A C., Singer S.E. Reply to
«A comment on early Jurassic paleomagnetic
study of lower Jurassic marine strata from the
Neuquen basin, A rgentina: A new Jurassic
apparent polar wander path for South America» //
Ear th and Planet. Sci. Lett. 2008. V. 265.
№ 1-2. P. 1-3.
Griffin W.L., O'Reilly S.Y. Cratonic lithospheric
mantle: is anything subducted? // Episodes. 2007.
V. 30. № 1. P 43-53.
Liu G., Zhang H., Tang H. Воздействие столкновения небесного тела с Землей на плитную
структуру коры // Diqiu kexue-Earth Sci.:
Zhongguo dizhi daxue xuebao. 2007. V. 32. № 3.
P. 381-388. Кит.
Nielsen S.В., Stephenson R., Rhomsen E. Dynamics of
mid-Palaeocene North Atlantic rifting linked with
European intraplate deformations // Nature (Gr.
Brit.). 2007. V. 450. № 7172. P 1071-1074.
Scalera G. Terremoti, trasformazioni di fase, catene a
pieghe: е possibile una nuova prospettiva globale? //
Rend. Soc. geol. ital. 2007. V. 4. P. 296-299.
Selles-Martiez J. Misleading analogies of mantle
dynamics introduce the belief that it is liquid //
5 Intern. Meeting on Behalf of the International
Geoscience Education Organisation «Geoscience
Education: Understanding System Ear th»,
Bayreuth, 18-21 Sept., 2006. Schriftenr. Dtsch.
Ges. Geowiss. 2006. № 48. P. 75.
Storti F., Salvini F., Rossetti F. et al. Intraplate
termination of transform fault-ing within the
Antarctic continent // Earth and Planet. Sci. Lett.
2007. V. 260, № 1-2. P. 115-126.
EVOLUTION OF MAJOR GEODINAMIC TRENDS IN MODERN
GEOLOGICAL SCIENCE. THE REVIEW OF THE RUSSIAN ABSTRACT
JOURNAL OVER THE PERIOD 2008-2009. Part 2
А.Yu. Аntonov
Geological Institute, Sibirian Branch R AS, ul. Suhianovoy 6, Ulun-Ude, 67004
On the basis of the Russian abstract journal over the period 2008-2009, we suggest a review and critical
overview of theories on Earth evolution regarding the hypothesis of plate-mobility and "expanding Earth".
The article shows the considerable increase in publications which argue with the plate-tectonic theory.
Keywords: geodynamics, thermochemical plumes, plate-tectonics, evolution.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
171
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Работы молодых ученых
УДК 550.34
ПРИМЕНЕНИЕ МЕТОДА МИКРОСЕЙСМИЧЕСКОГО ЗОНДИРОВАНИЯ
ДЛЯ ИЗУЧЕНИЯ ТРУБКИ ВЗРЫВА им. М.В. ЛОМОНОСОВА
(АРХАНГЕЛЬСКАЯ АЛМАЗОНОСНАЯ ПРОВИНЦИЯ)
© 2011 К.Б. Данилов
Институт экологических проблем Севера УрО РАН, Архангельск, 163000; e-mail: danilov_kostea@mail.ru
В статье рассмотрен вопрос поиска трубок взрыва Архангельской алмазоносной провинции с
помощью метода микросейсмического зондирования. В основу метода положен статистический
подход к анализу микросейсмических колебаний. В работе представлены различные варианты
дополнительной обработки исходных данных.
Ключевые слова: микросейсмическое зондирование, кимберлитовые трубки взрыва.
ВВЕДЕНИЕ
На территории Архангельской области
расположена и разрабатывается Архангельская
алмазоносная провинция (А АП) (Еременко,
Ненахов, 2002).
Первые признаки наличия трубок взрыва на
Севере Русской плиты были обнаружены в 1936
г., когда на Онежском полуострове Белого моря в
районе села Ненокса гидрологическая скважина
под четвертичными отложениями вскрыла экзотические брекчии. В 1968 г. в рамках планового
геологического картирования в районе Неноксы
была проведена наземная магнитная съемка.
По результатам съемки был установлен ряд
магнитных аномалий, одна из которых совпадала
с находкой экзотических брекчий. При крупнообъемном опробовании было установлено минералогическое присутствие алмазов (Синицын
и др., 1992). Так было положено начало изучению
и разработке нового месторождения алмазов на
территории Архангельской области. На данный
момент ААП состоит из пяти кимберлитовых
полей: Золотицкое, Кепинское, Верхотинское,
Ижмозерское, Ненокское. В ААП также входит
Соя но-Пи нежск и й ба за л ьтовы й ком п лекс
(Еременко, Ненахов, 2002), включающий Туринское, Полтинское и Мельское поля (рис. 1).
172
Поля, в свою очередь, состоят непосредственно
из трубок взрыва. Хотя на сегодняшний день
трубки взрыва ААП достаточно хорошо изучены
широко применяемыми геофизическими методами, такими как магнито- и электроразведка
(Губайдулин, 2001; Кутинов, Чистова, 2004),
они не всегда могут быть однозначно выделены.
Факторами, препятствующими поиску кимберлитовых трубок взрыва, являются следующие
(Кутинов, Чистова, 2004):
– эрозия наиболее намагниченной кратерной
части трубок;
– слабая намагниченность наиболее продуктивных пород;
– возможные малые размеры трубок;
– наличие объектов «помех»;
– вероятность пропуска слабых магнитных
аномалий, даже при высокоточной магниторазведке;
– практическое отсутствие определенных
параметров, свойственных именно трубкам
взрыва.
С у щест вует еще и п роблема, обусловленная выбором методики изучения земной
коры. Эффективность традиционных методов
зондирования земной коры во многом зависит
от правильности выбора методики из существующего разнообразия геофизических методов
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПРИМЕНЕНИЕ МЕТОДА МИКРОСЕЙСМИЧЕСКОГО ЗОНДИРОВАНИЯ
Рис. 1. Схема размещения магматических пород ААП: 1 – кимберлитовые поля (1 – Ненокское, 2 – Ижмозёрское, 3 – Золотицкое, 4 – Верхотинское, 5 – Кепинское, 6 – Турьинское, 7 – Полтинское, 8 – Мельское);
2 – трубки взрыва.
изучения строения Земли (Рябинкин, 1981).
Подбор методики в каждом конкретном случае
требует получение ряда априорных сведений
об исследуемом объекте и вмещающей среде.
Та к, п ри изу чен и и об ъ ек т ов со слож н ы м
строением (большие нак лоны и несогласия
отражающих границ) целесообразнее применять
метод регулируемого направленного приема.
При изучении криволинейных границ метод
отраженных волн (МОВ) позволяет получить
более детальные данные, по сравнению с методом
преломленных волн (МПВ); в свою очередь,
горизонтально-слоистые среды благоприятны
для применения МПВ. Комплексирование МПВ
с другими геофизическими методами (МОВ,
акустический каротаж, вертикальное сейсмическое профилирование) позволяет повышать
точность интерпретации данных. Для изучения
вертикально падающих границ с резкой дифференциацией скоростей примен яется метод
проходящих волн (МПП). Немаловажно и то, что
в МПП приемник и источник должны располагаться по разные стороны от изучаемой границы.
Различные особенности изучаемой структуры
учитываются и при реализации метода обращенных годографов (Рябинкин, 1981).
Приведенные факты говорят о том, что для
корректного выбора традиционных, зарекомендовавших себя методов изучения геологической
среды желательно применение предварительных,
простых в реализации методов, позволяющих
получать требуемую априорную информацию
об изучаемом объекте. Одним из таких методов
является метод микросейсмического зондирования (ММЗ) (Горбатиков и др., 2008).
ММЗ был успешно опробован при изучении
погребенной трубки взрыва Марусиновская
в республике Беларусь (Горбатиков и др., 2009),
и мы решили применить его для изучения алмазоносных трубок взрыва ААП.
Целью данной работы является проверка
возможностей выделения трубок взрыва ААП
и изучения их структуры с помощью ММЗ на
примере трубки им. М.В. Ломоносова. Исследуемая трубка относится к Золотицкому кимберлитовому полю ААП (рис. 1), приуроченному
к зоне глубинного разлома субмеридианального
простирания (Еременко, Ненахов, 2002).
МЕТОД МИКРОСЕЙСМИЧЕСКОГО
ЗОНДИРОВАНИЯ
ММЗ основан на том, что спектральные
а м п л и т у д ы в о л н Рэ лея н а оп р еде лен н ы х
частота х у величиваются при прохож дении
низкоскоростных неоднородностей и уменьшаются при прохождении высокоскоростных.
Ва ж ным предположением д л я реа лизации
метода является то, что вертикальная компонента смещений в микросейсмическом шуме
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
173
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ДАНИЛОВ
представлена, в основном, вертикальной компонентой смещения фундаментальной моды волны
Рэлея, и то, что источники микросейсм распределены в пространстве достаточно равномерно.
При этом сама неоднородность может находиться
на определенной глубине, а соответствующие
изменения интенсивности ощущаться на поверхности. О глубине залегания неоднородности
можно судить по тому, что волна наиболее ярко
«реагирует» на неоднородность при ее залегании
на глубине, близкой к половине длины волны
(Горбатиков и др., 2008).
Основными затруднениями, которые возникают при применении данного метода, являются
случайный состав микросейсмического поля и
его временные вариации. Данные особенности
преодолеваются, в первую очередь, исходя из
того, что микросейсмы в основном состоят из
поверхностных волн. Как следствие, можно
ожидать, что на записях вертикального канала
будут преобладать волны Рэлея. Для устранения
вли яни я временных вариаций микросейсм
используется система, включающая опорную и
передвижную станции. Записи опорной станции
также могут использоваться как «эталонные» при
отбраковке данных передвижной станции.
Источниками поверхностных волн в низкочастотном диапазоне являются акватории морей
и океанов, их влияние ощущается на удалении
сотен километров (Монахов, 1977). Данный факт
делает предлагаемый метод весьма привлекательным в связи с постоянным, практически
повсеместным прису тствием необходимого
зондирующего сигнала. Сама спецификация
метода позволяет говорить о его применимости
для выделения трубок взрыва, так как метод
нацелен на выделения субвертикальных неоднородностей в силу того, что волны Рэлея распространяются параллельно поверхности.
На первом этапе обработки нами производилась отбраковка данных по волновым формам
и спектрам записей микросейсм. Далее выполнялось построение обобщенных спектров и рассматривалась каждая частота в указанном диапазоне
в отдельности. В настоящей работе при обработке
данных был рассмотрен диапазон частот от
0.4 до 4 Гц, разбитый на 552 поддиапазона. Для
каждого поддиапазон на всех пунктах измерений
рассч и т ы ва лась от носи тел ьна я и н тенси вность микросейсм – I i , которая реагирует на
скоростные неоднородности.
I i = 20 * lg
Aip
Aio
,
где A ip – спектральная амплитуда по записи в
i-м пункте передвижной станции на рассматриваемой частоте, Aio – спектральная амплитуда по
записи в i-м пункте опорной станции на рассматриваемой частоте.
174
На следующем этапе производился расчет
глубин h:
h = α/2,
α = ΰ/ν,
где α – длина волны, ΰ – скорость волны Рэлея,
ν – частота.
Таким образом, по результату обработки
данных были построены диаграммы распределения относительной интенсивности микросейсм в координатах «глубина – расстояние
вдоль профиля». На диаграммах цветом отраженно значение относительной интенсивности
микросейсм. Согласно используемому методу
(Горбатиков и др., 2008) области с повышенными
скоростными свойствами характеризу ются
пони женными значени ями относительной
и н т енси вност и. Област и с пон и жен н ы м и
скоростными свойствами наоборот проявляются
на диаграммах как области с повышенной относительной интенсивностью.
СПОСОБЫ ВЫДЕЛЕНИЯ
ПОЛЕЗНОЙ ИНФОРМАЦИИ
ММЗ относится к группе «статистических»,
следовательно, и результаты обработки носят
вероятностный характер. В ММЗ при обработке
необходимо добиться статистически устойчивых
во времени данных, когда можно утверждать
о преобладании рэлеевских волн над волнами
другого типа. Приемами минимизации искажающего влияния являются накопление сигнала
и отбраковка записей по спектральным характеристикам и волновым формам. В результате
при правильной организации полевых работ и
качественной отбраковки данных для анализа
используются записи, представленные преимущественно волнами Релея. При этом, влияние
искажающих факторов (зашумленность записи
микросейсмических колебаний волнами не
рэлеевской природы) абсолютно полностью не
исключается. Как следствие, дополнительные
приемы выделения полезной информации могут
оказаться весьма полезными. К таким приемам
относится обработка спектров полученных в
результате суммирования.
Для проверки эффективности и выбора
наиболее оптима льного приема повышения
информат и вност и спек т ров пол у ченны х в
результате суммирования профили были обработаны в трех вариантах:
– с применением процед у ры ог ибани я
спектров;
– с применением процедуры усреднения
спектров;
– без применения дополнительных процедур.
Процедура огибания спектров сводится
к оценке пикового значения спектра льных
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПРИМЕНЕНИЕ МЕТОДА МИКРОСЕЙСМИЧЕСКОГО ЗОНДИРОВАНИЯ
амплитуд в определенном окне частот и смещением на соседнее окно с последующим соединением найденных пиковых значений. Процедура
усреднения спектров подразумевает последовательный расчет среднего значения по определенному количеству смежных значений, с последующим смещением на половину рассматриваемого
окна. Как следствие, от использования процедуры огибания справедливо ожидать вычленения
узкополосных пиков из общего набора значений.
Использование процедуры усреднения позволяет
выделить наиболее вероятное значение из набора
соседних спектральных амплитуд.
МЕТОДИКА РАБОТ И АППАРАТУРА
В ходе полевых работ замеры микросейсмических колебаний проводились вдоль параллельных профилей, расположенных в крест
простирания трубки им. М.В. Ломоносова (рис. 2),
с выносом профилей за пределы исследуемого
объекта на расстояния, сравнимые с размерами
трубки, которые составляют ~ 400 × 500 м1.
Профиля, пересекали исследуемую трубку взрыва
в субширотном направлении, с шагом между
пунктами замеров 100 м, дистанцией между
профилями – 100-200 м. Время регистрации
микросейсмических колебаний в каждом пункте
составляло 1 час. Длина первого профиля – 800 м,
профилей 2, 3 – 1200 м, профиля 4 – 1000 м
(рис. 2). Профили располагались так, что, два
из них проходили севернее исследуемого тела.
В качестве опорной станции использовалась
сейсмическая станция КБС (Россия) с велосиметрами СМ3-КВ (Россия), в качестве передвижной
станции использовалась сейсмическая станция
GSR-24 (Швейцария) с велосиметром CMG-40T
(Великобритания).
РЕЗУЛЬТАТЫ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ
Результаты обработки записей микросейсм,
полученные при проведении ММЗ представлены
на рис. 3-6. На всех профилях четко проявляются
согласующиеся друг с другом две низкоскоростные
зоны. Первая низкоскоростная зона выделяется
на профиле 1 в точке 6 (рис. 2, 3), на профиле 2 –
в точках 5-8 (рис. 2, 4), на профиле 3 – в точках 2-8
(рис. 2, 5), на профиле 4 – в точках 5-9 (рис. 2, 6);
вторая зона выделяется на всех профилях, кроме
профиля 1, и ограничивается точками с 11 по 13
(рис. 2, 4-6). Выделенные низкоскоростные
зоны наиболее от четливо прослеж иваются
до глубины 1.5 км и разделяются высокоско1
Отчет о результатах разведки кимберлитовых трубок месторождения им. Ломоносова в 1983-1987 гг. //
ПГО «Архангельскгеология», Беломорская геологоразведочная экспедиция, Архангельск, 1986. 83с.
Рис. 2. Расположение профилей, пунктов замеров
микросейсмических колебаний и выделенных зон:
1 – высокоскоростные зоны; 2 – часть первой низкоскоростной зоны с наименьшими скоростными
свойствами; 3 – часть первой низкоскоростной
зоны с промежуточными скоростными свойствами;
4 – вторая низкоскоростная зона; 5 – трубка взрыва;
6 – границы выделенных зон. Цифрами обозначены
номера пункты замеров.
ростной зоной. На профиле 3 (рис. 2, 5) можно
отметить воронкообразную форму первой зоны.
Внутри первой низкоскоростной зоне выделяется части с наименьшими и промежуточными
скоростными свойствами.
На рис. 3 показано, что с востока от первой
зоны среда обладает более высокими скоростными свойствами, чем с запада. Первая низкоскоростная зона на профи ле 1 ана логи чна
второй зоне на профи л я х 2, 3, 4 (рис. 2-5)
– глубокая, узкая, контрастная, низкоскоростная. Предположительно подобным образом
проявляются разрывные нарушения северовосточного направления. Возможно, что область
с наибольшей интенсивностью микросейсм на
профиле 3 вызвана пересечением разломов.
Поверхность трубки лежит на глубинах от
50 до 70 м. В горизонтальном сечении форма
трубки до глубин 200 м практически не меняется. В связи с этим, исследуемая площадь была
разбита на участки с различными скоростными
свойствами пород, залегающих на глубине от 100
до 200 м (рис. 2). На рис. 2 показано, что области
с различными скоростными свойствами внутри
первой низкоскоростной зоны действительно
относятся к разным объектам. Так, ее часть с
наименьшими скоростными свойствами не
является трубкой взрыва и прилегает к ее западному и северо-западному бортам. Возможно,
что зона наименьших скоростей является либо
разрывным нарушением, либо участком трещиноватости прибортовой части трубки. К трубке
взрыва относится часть первой низкоскоростной
зоны с промежуточными скоростными свойствами и неоднородным строением (рис. 2, 3-6).
Полученные результаты подтверждают то,
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2011. № 1. ВЫПУСК № 17
175
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ДАНИЛОВ
Рис. 3. Структура верхних слоев земной коры вдоль профиля 1 с применением дополнительных методов обработки данных: а – огибание; б – усреднение; в – без обработки.
что трубки взрыва ААП по скоростным свойствам
незначительно отличаются от вмещающих пород
(Кутинов, Чистова, 2004), и при этом наблюдается смена структуры среды от горизонтальнослоистой во вмещающих породах к гетерогенной
внутри трубки2. Получено согласие с известными
фактами и в том, что трубки взрыва сопровож даются пара ллельными и радиа льными
разрывными нарушениями (Губайдуллин, 2001;
Кутинов, Чистова, 2004). Разломы проявляются
на диаграммах в виде контрастных низкоскоростных зон (рис. 3-6). Одним из параметров
выделения трубки взрыва является различие по
форме, структуре и линейным размерам зоны
промежуточной интенсификации микросейсм
на разных профилях 2.
Результаты, полученные при выполнении
работ на профилях 2 и 4 (рис. 2, 4, 6) показывают, что по бортам трубк и вы дел яются
подзоны, характеризу ющиеся повышенной
интенсивностью микросейсм. Предполагается,
что подобным образом проявляются различные
фазы внедрения, отличающиеся друг от друга
как составом, так и у пру гими свойствами.
Данное предположение согласуется с известными данными о ст роении т рубк и взрыва
им. М.В. Ломоносова1.
Все зак лючения о стру ктуре изу чаемой
среды были сделаны нами исходя из обобщенной
интерпретации результатов различных процедур
обработки. Сравнение диаграмм полученных при
использовании различных процедур обработки
спектров показало, что усреднение позволяет
избежать разобщенности данных. Этот факт
у казывает на ак т уа льность использовани я
процед уры усреднени я. Но при вы делении
област и, соответству ющей т ру бке взрыва,
эффективнее использовать огибание спектров.
Одним из объяснений полученного вывода может
служить гетерогенное строение трубки взрыва
и наиболее контрастное отличие от вмещающей
среды по скоростным свойствам лишь отдельных
включений. Подобные включения, в силу малых
линейных размеров, проявляются на спектрах в
виде узкополосных пиков, которые выделяются
с помощью процедуры огибания спектров.
Кроме того, процедуры огибания и усреднения позволяют преодолеть разброс в данных,
вызванный тем, что на скоростную неоднородность реагирует не конкретное значение,
а диапазон длин волн.
Следует отметить, что возможно повышение
качества получаемых данных за счет увеличения
времени регистрации микросейсмических колебаний в каждой точке до 90 минут. Данный шаг
позволит повысить точность измерений и избежать влияния медленного тренда микросейсмических колебаний (Горбатиков, Степанова, 2008).
Для полу чения более дета льной информации о трубке взрыва и вмещающих породах
целесообразно произвести дополнительные
полевые работы как по расширению замеренных
профилей, так и по уплотнению сети наблюдения.
2
Отчет о научно-исследовательской ра