close

Вход

Забыли?

вход по аккаунту

?

1111.ВЕСТНИК КАМЧАТСКОЙ РЕГИОНАЛЬНОЙ АССОЦИАЦИИ «УЧЕБНО-НАУЧНЫЙ ЦЕНТР». Серия Науки о Земле №2 2006

код для вставкиСкачать
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
СОДЕРЖАНИЕ
Хроника важнейших событий региона
100 ЛЕТ СО ДНЯ РОЖДЕНИЯ ПЕРВОГО ДИРЕКТОРА ИНСТИТУТА ВУЛКАНОЛОГИИ
ЧЛЕН-КОРР. АН СССР БОРИСА ИВАНОВИЧА ПИЙПА
7
Актуальные проблемы
КОРТЛАНДИТ–АМФИБОЛОВЫЙ ПИРОКСЕНИТ – ГОРНБЛЕНДИТОВАЯ
СЕРИЯ РАССЛОЕННОГО НИКЕЛЕНОСНОГО ИНТРУЗИВА
ВОСТОЧНО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ, ШАНУЧСКОЕ РУДНОЕ ПОЛЕ, КАМЧАТКА
Селянгин О.Б.
8
ОСОБЕННОСТИ РЕЛЬЕФА ДНА И МОРФОСТРУКТУРНОЙ СЕГМЕНТАЦИИ
РИФТОВОЙ ЗОНЫ ЮГО-ВОСТОЧНОГО ИНДИЙСКОГО ХРЕБТА
Розова А. В., Дубинин Е. П.
30
Научные статьи
ОПЫТ КОМПЛЕКСНЫХ СКВАЖИННЫХ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ НАБЛЮДЕНИЙ
В ЦЕЛЯХ МОНИТОРИНГА СОСТОЯНИЯ ГЕОСРЕДЫ
Гаврилов В.А., Власов Ю.А., Денисенко В.П., Морозова Ю.В., Яковлева Ю.Ю.
43
ОЛЮТОРСКОЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЕ 2006 г. КАК РЕЗУЛЬТАТ ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ
ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ В КОРЯКСКО-КАМЧАТСКОМ РЕГИОНЕ
Авдейко Г.П., Палуева А.А.
54
ПОГРЕБЕННАЯ ПОДВОДНАЯ ВУЛКАНИЧЕСКАЯ ЗОНА
К ЗАПАДУ ОТ О. ПАРАМУШИР (КУРИЛЬСКАЯ ОСТРОВНАЯ ДУГА)
Бондаренко В.И., Рашидов В.А.
69
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ МАТЕРИАЛОВ ФОТОТЕЛЕВИЗИОННОГО
ПРОФИЛИРОВАНИЯ ПОВЕРХНОСТИ ПОДВОДНЫХ ГОР
Мельников М.Е., Сапрыкин С.С., Хулапова Т.М.
86
ТЯЖЕЛЫЕ ОБЛОМОЧНЫЕ МИНЕРАЛЫ ТЕРРИГЕННЫХ ПОРОД
КАК ИНДИКАТОРЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК
В ПАЛЕОБАССЕЙНАХ ОРОГЕННЫХ ОБЛАСТЕЙ ВОСТОКА АЗИИ
Малиновский А.И., Маркевич П.В., Тучкова М.И.
97
ОЦЕНКА ИНЕРЦИОННОГО ЭФФЕКТА ВОДООБМЕНА
МЕЖДУ СКВАЖИНОЙ И РЕЗЕРВУАРОМ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Болдина С.В., Копылова Г.Н.
112
О СВЯЗИ 19-ЛЕТНЕГО ЛУННОГО И 22-ЛЕТНЕГО СОЛНЕЧНОГО ЦИКЛОВ
С СИЛЬНЫМИ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯМИ И ДОЛГОСРОЧНЫЙ СЕЙСМИЧЕСКИЙ
ПРОГНОЗ ДЛЯ СЕВЕРО-ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ ТИХООКЕАНСКОГО ПОЯСА
Широков В.А., Серафимова Ю.К.
120
МОДЕЛЬ МАССОПЕРЕНОСА РАДОНА (222Rn) В ПРИЗЕМНЫЙ СЛОЙ АТМОСФЕРЫ
Паровик Р.И., Ильин И.А., Фирстов П.П.
134
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ПОЛЯ И НИКЕЛЕНОСНОСТЬ КАМЧАТСКОГО
СРЕДИННОГО МАССИВА
Сидоров М.Д., Степанов В.А.
140
ИЗУЧЕНИЕ АКТИВНОСТИ ВУЛКАНОВ КАМЧАТКИ И
о. ПАРАМУШИР (СЕВЕРНЫЕ КУРИЛЫ) В 2006 г. В РАМКАХ ПРОЕКТА KVERT
Гирина О.А., Сенюков С.Л., Малик Н.А., Маневич А.Г., Ушаков С.В., Мельников Д.В.,
Демянчук Ю.В., Дрознина С.Я., Кожевникова Т.Ю., Нуждина И.Н.,
Толокнова С.Л., Котенко Л.В.
151
3
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
ОБ ИСТОРИИ РАЗВИТИЯ ЛЕДНИКА В КРАТЕРЕ ВУЛКАНА ТАУНШИЦ
Голуб Н.В.
158
ВЛИЯНИЕ БОЛЬШОГО ТРЕЩИННОГО ТОЛБАЧИНСКОГО
ИЗВЕРЖЕНИЯ (БТТИ) 1975-76 ГГ. НА НЕКОТОРЫЕ ПАРАМЕТРЫ
ОКРУЖАЮЩЕЙ СРЕДЫ В ТЕЧЕНИЕ 30 ЛЕТ
Андреев В.И., Андреев А.В., Самкова Т.Ю., Соболевская О.В.
163
Дискуссии
ПОЛВЕКА ДИСКУССИИ ФИКСИСТОВ И НЕОМОБИЛИСТОВ: АНАЛИЗ РЕАЛЬНОСТИ ИЛИ
ГИПОТЕЗ, ПОИСКИ ИСТИНЫ ИЛИ “УДОБНОЙ” ТЕОРИИ?
Наймарк А.А.
177
Работы молодых ученых
ОЦЕНКА РЕЗУЛЬТАТОВ ОПРЕДЕЛЕНИЯ КООРДИНАТ ГИПОЦЕНТРОВ
ПРОГРАММАМИ HIPO, GIP И ARC В УСЛОВИЯХ КАМЧАТСКОЙ СЕТИ
РАДИОТЕЛЕМЕТРИЧЕСКИХ СТАНЦИЙ
Назарова З.А.
188
Работы студентов
ТЕКСТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ЭПИТЕРМАЛЬНОЙ МИНЕРАЛИЗАЦИИ
РУДНОГО ПОЛЯ ЗОЛОТОЕ (ЦЕНТРАЛЬНАЯ КАМЧАТКА)
Андреева Е. Д.
195
НОВЫЕ ДАННЫЕ О СОСТАВЕ ОСАДКОВ ИЗ ГРИФОНА ИВАНОВА (НАЛЫЧЕВСКАЯ
ГИДРОТЕРМАЛЬНАЯ СИСТЕМА, ВОСТОЧНАЯ КАМЧАТКА)
Шишканова К.О.
201
Экспедиции, полевые семинары, практики
МЕЖДУНАРОДНАЯ ПОЛЕВАЯ ВУЛКАНОЛОГИЧЕСКАЯ ШКОЛА
УНИВЕРСИТЕТА ХОККАЙДО
Волынец А.О.
206
ОПЫТ ПРОВЕДЕНИЯ МЕЖДУНАРОДНЫХ ПОЛЕВЫХ ШКОЛ
ПО ВУЛКАНОЛОГИИ
Мельников Д.В.
210
ЛЕКЦИИ ПРОФЕССОРА ВУЛКАНОЛОГИИ ДЖОНА АЙКЕЛЬБЕРГЕРА
В КАМЧАТСКОМ ГОСУДАРСТВЕННОМ УНИВЕРСИТЕТЕ им. ВИТУСА БЕРИНГА
Еликан О.Д.
213
Совещания
МЕЖДУНАРОДНЫЙ СЕМИНАР «ВЗАИМОСВЯЗЬ МАГМАТИЧЕСКОЙ СИСТЕМЫ ВУЛКАНА
МУТНОВСКИЙ И МУТНОВСКОГО ГЕОТЕРМАЛЬНОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ»
Кирюхин А.В.
215
5-Е МЕЖДУНАРОДНОЕ СОВЕЩАНИЕ ПО ПРОБЛЕМАМ СЕЙСМИЧНОСТИ
И ВУЛКАНИЗМА ЯПОНСКОЙ, КУРИЛО-КАМЧАТСКОЙ
И АЛЕУТСКОЙ ОСТРОВНЫХ ДУГ
Кугаенко Ю.А.
220
ПЕРВАЯ НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКАЯ КОНФЕРЕНЦИЯ «КОМПЛЕКСНЫЕ
СЕЙСМОЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ КАМЧАТКИ»
Кугаенко Ю.А.
222
Юбилеи
223
Научные издания
229
Тематика журнала и правила для авторов
231
4
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
BULLETIN OF KAMCHATKA REGIONAL ASSOCIATION
“EDUCATIONAL-SCIENTIFIC CENTER”. EARTH SCIENCES. ISSUE № 8. № 2. 2006
CONTENTS
Chronicle of Important Events Regional
100 YEARS FROM THE BIRTH OF THE FIRST DIRECTOR
OF THE INSTITUTE OF VOLCANOLOGY BORIS IVANOVICH PIIP,
CORRESPONDENT-MEMBER OF THE USSR ACADEMY OF SCIENCE
7
Present-Day Problems
CORTLANDITE – AMPHIBOLE PYROXENITE – HORNBLENDITE SUITE
OF THE LAYERED NICKEL-BEARING INTRUSION VOSTOCHNO-GEOPHYZICHESKY,
SHANUCH ORE FIELD, KAMCHATKA
Selyangin O.B.
8
RIFT ZONE MORPHOLOGY AND MORPHO-STRUCTURAL SEGMENTATION
ALONG THE SOUTH-EAST INDIAN RIDGE
Rozova A.V., Dubinin E.P.
30
Results of Scientific Research
RESULTS OF INTEGRATION OF DEEP WELL GEOPHYSICAL OBSERVATIONS
WITH THE AIM OF MONITORING THE STATE OF THE GEOSPHERE
Gavrilov V.A., Vlasov Yu. A., Denisenko V.P., Morozova Yu.V., Yakovleva Yu.Yu.
43
THE OLUTORSK 2006 EARTHQUAKE AS A RESULT OF LITHOSPHERIC PLATE
INTERACTION IN THE KORYAK-KAMCHATKA REGION
Avdeiko G.P., Palueva A.A.
54
A SUBMARINE VOLCANIC ZONE TO THE WEST OF PARAMUSHIR ISLAND
(KURIL ISLAND ARC)
Bondarenko V.I., Rashidov V.A.
69
GEOLOGIC INTERPRETATION OF SEAMOUNTS
BASED ON PHOTOGRAPHIC AND TELEVISION DATA
Melnikov M.E., Saprykin S.S., Hulapova T.M.
86
CLASTIC HEAVY MINERALS IN TERRIGENOUS ROCKS
AS INDICATORS OF GEODYNAMIC ENVIRONMENTS
IN PALEOBASINS OF THE EAST ASIA OROGENIC BELTS
Malinovsky A.I., Markevich P.V., Tuchkova M.I.
97
ESTIMATION OF THE INERTIAL EFFECT ON FLOW FROM
AN UNDERGROUND WATER RESERVOIR TO A WELL
Boldina S.V., Kopylova G.N.
112
ON THE RELATIONSHIP OF 19-YEAR LUNAR TIDES AND 22-YEAR SOLAR CYCLES
TO STRONG EARTHQUAKES AND A LONG-TERM SEISMIC FORECAST
FOR REGIONS OF THE NORTHWEST PART OF THE PACIFIC BELT
Shirokov V.A., Serafimova Yu.K.
120
A MODEL FOR MASS TRANSFER OF RADON (222Rn) IN THE ATMOSPHERE
NEAR THE SURFACE
Parovik R.I., Iljin I.A., Firstov P.P.
134
GEOPHYSICAL FIELDS AND NICKEL CONTENT
OF SREDINNY MASSIF, KAMCHATKA
Sidorov M.D., Stepanov V.A.
140
2006 ACTIVITY OF KAMCHATKA AND NORTHERN KURILES
(PARAMUSHIR ISLAND) VOLCANOES
Girina O.A., Senyukov S.L., Malik N.A., Manevich A.G., Ushakov S.V., Mel’nikov D.V.,
Demyanchuk Yu.V., Droznina S.Ya., Kozhevnikova T.Yu., Nuzhdina I.N.,
Toloknova S.L., Kotenko L.V.
151
5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
BULLETIN OF KAMCHATKA REGIONAL ASSOCIATION
“EDUCATIONAL-SCIENTIFIC CENTER”. EARTH SCIENCES. ISSUE № 8. № 2. 2006
ON THE HISTORY OF GLACIER DEVELOPMENT
IN THE CRATER OF TAUNSHITS VOLCANO
Goloub N.B.
158
IMPACT OF THE BIG FISSURE TOLBACHIK ERUPTION (BFTE)
IN 1975-1976 ON THE ENVIRONMENT DURING 30 YEARS
Andreev V.I., Andreev A.V., Samkova T.Yu., Sobovelskaya O.V.
163
Discussion
HALF A CENTURY OF THE FIXISM – NEOMOBILISM
DISCUSSION: AN ANALYSIS OF REALITY OR OF HYPOTHESES, A SEARCH
FOR TRUTH OR FOR CONVENIENT THEORY?
Naimark A.A.
177
Young Scientist’s Papers
ESTIMATION OF RESULTS OF DEFINITION OF COORDINATES FROM
HYPOCENTERS PROGRAMS HIPO, GIP AND ARC IN CONDITIONS
OF THE KAMCHATKA NETWORK OF RADIOTELEMETERING STATIONS
Nazarova Z.A.
188
Student’s Papers
TEXTURAL FEATURES OF EPITHERMAL MINERALIZATION
OF THE ZOLOTOE ORE BODY, CENTRAL KAMCHATKA
Andreeva E.D.
195
NEW DATA ON COMPOSITION OF PRECIPITATES FROM GRIFFON
IVANOVA NALICHEVSKYA HYDROTERMAL SYSTEM, EAST KAMCHATKA
Sheshkanova K.O.
201
Expeditions, Field Seminars and Practical Works
INTERNATIONAL VOLCANOLOGICAL FIELD SCHOOL,
HOKKAIDO UNIVERSITY
Volinetc A.O.
206
INTERNATIONAL VOLCANOLOGICAL FIELD SCHOOLS
FOR YOUNG SCIENTISTS - EXPERIENCE OF WORK
Melnikov D.V.
210
LECTURES OF PROFESSOR OF VOLCANOLOGY OF JOHN EICHELBERGER
AT THE VITUS BERING KAMCHATKA STATE UNIVERSITY
Elikan O.D.
213
Workshops
THE MAGMA-HYDROTHERMAL CONNECTION: MUTNOVSKY VOLCANO
AND THE MUTNOVSKY GEOTHERMAL RESERVOIR. ICDP Workshop
Khirukhin A.V.
215
5TH BIENNIAL WORKSHOP ON SUBDUCTION PROCESSES EMPHASIZING
THE JAPAN-KURILE-KAMCHATKA-ALEUTIAN ARCS (JKASP-5)
Kugaenko Yu.A.
220
SEISMOLOGICAL AND GEOPHYSICAL INVESTIGATIONS OF KAMCHATKA
Kugaenko Yu.A.
221
Anniversaries
223
Scientific Publications
229
Topics of the Journal and Rules for Authors
231
6
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Хроника важнейших событий региона
100 ЛЕТ СО ДНЯ РОЖДЕНИЯ ПЕРВОГО ДИРЕКТОРА ИНСТИТУТА ВУЛКАНОЛОГИИ
ЧЛЕН-КОРР. АН СССР БОРИСА ИВАНОВИЧА ПИЙПА
Борис Иванович Пийп родился 6 ноября 1906
г. в Санкт-Петербурге. В 1924 г. поступил в
Ленинградский механический техникум, где
проучился 2 года. Затем по конкурсу поступил в
Ленинградский горный институт, который закончил в 1931 г. со званием горного инженера-петрографа. После окончания аспирантуры на кафедре петрографии у профессора А.Н. Заварицкого он ведет преподавательскую работу в должностях ассистента, а, затем,
доцента.
Вся научная деятельность Бориса Ивановича
была связана с Камчаткой.
Началась она с участия в
1931 г. в камчатской экспедиции ЦНИГРИ, а затем экспедиции АН СССР
под руководством академика А.Н. Заварицкого,
целью которой было изучение молодого и современного вулканизма полуострова
и его термальных источников.
Первые самостоятельные
исследования Б.И. Пийпа были
посвящены изучению вулканов Авачинский и Узон, также Налычевских и
Краеведчиских термальных источников. В 1934
г. он получил детальные материалы по 11 группам
горячих источников, находящихся, преимущественно в Южной части Камчатки.
В 1935 г. Борис Иванович принимает самое
деятельное участие в создании Камчатской вулканологической станции АН СССР в пос. Ключи.
Станция была создана для наблюдения за вулканами Ключевской группы и вулканом Шивелуч.
В 1936-1937 гг. Б.И. Пийп занимался изучением геологии и петрографии района рек Авачи,
Рассошины и Налычевской.
Результаты изучения термальной деятельности Камчатки были опубликованы в 1937 г. в
монографии «Термальные ключи Камчатки». В
1938 г. Борис Иванович защищает по этой книге
кандидатскую диссертацию.
В 1938 г. Б.И. Пийп занимается изучением
последствий извержения вулкана Авачинский и
с этого периода начинает плодотворно исследовать современный вулканизм.
С 1940 по 1945 гг. Б.И. Пийп
работает начальником и научным
руководителем Камчатской вулканологической станции. В
это время им изучены вулканы Жупановский, Заварицкого, Кизимен, Кинчоклок, Шивелуч, Ключевской, Толбачик, большинство вулканов Ключевской группы и 18 групп
термальных источников.
Итогом этих исследований явилась вышедшая в
1956 г. монография « Ключевская сопка и ее извержения в 1944-1945 гг. и в
прошлом», по которой он
защитил докторскую диссертацию.
В 1946 г. Б.И. Пийп переводится в Лабораторию вулканологии АН СССР на должность старшего научного сотрудника и работает там
до 1950 г.
В эти годы он часто выезжает в экспедиции
на Камчатку вместе с академиками А.Н. Заварицким и С.С. Смирновым.
В 1950 г. Борис Иванович вновь назначается
начальником Ключевской вулканологической
станции АН СССР, где проработал вплоть до 1954 г.
В это время он изучал извержения вулканов
Ключевской и Толбачик и принимал участие в
исследованиях последствий землетрясения в 1952 г.
на Курильских островах.
В 1956 г. Б.И. Пийп, являясь заместителем
руководителя экспедиции АН СССР академика
М.А. Лаврентьева, участвовал в выборе места для
Паужетской геотермальной станции. Он же и был
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
7
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
100 ЛЕТ СО ДНЯ РОЖДЕНИЯ БОРИСА ИВАНОВИЧА ПИЙПА
назначен первым директором этой геотермальной
станции.
В 1958 г. Борис Иванович был избран членомкорреспондентом АН СССР, назначен начальником Камчатской комплексной экспедиции
СОПСа АН СССР и одновременно директором
Камчатской геолого-геофизической обсерватории.
В 1959-1961 гг. комплексная экспедиция,
насчитывающая в своем составе до сорока отрядов, провела широкие исследования природных
ресурсов и экономики Камчатской области.
В 1962 г. в г. Петропавловске-Камчатском
был создан институт вулканологии СО АН СССР,
и Б.И. Пийп назначается его первым директором.
До последнего дня своей жизни он отдавал все
свои знания и силы развитию и процветанию
института.
Б.И. Пийп был организатором как отечественной, так и мировой вулканологии. С 1963 г.
он являлся вице-президентом Международной
ассоциации вулканологии. В 1963 г. Борис Иванович в составе экспертной комиссии ЮНЕСКО
принимал участие в изучении последствий извержения вулкана на индонезийском острове Бали.
Одновременно с научной и организаторской
деятельностью Б.И. Пийп проводил большую
общественную работу. Он неоднократно избирался членом Камчатского обкома КПСС, депутатом Камчатского областного совета. В 19601965 гг. Б.И. Пийп являлся председателем Камчатской областной организации общества «Знание». При поддержке Б.И. Пийпа была восстановлена деятельность Камчатского отдела Географического общества СССР.
За свой ратный труд Б.И. Пийпа был награжден орденом «Красная Звезда» и двумя медалями.
Имя Бориса Ивановича носит бульвар, на
котором находится цитадель отечественной вулканологии – Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, активный подводный вулкан в
Командорской котловине и побочный прорыв на
вулкане Ключевской.
Из дневников Бориса Ивановича Пийпа (июль
1933 года):
«Взобрался на Никольскую гору и оттуда,
любуясь панорамой, лесами и горами, долго шептал
себе слова клятвы, что этой стране я посвящу себя.
Я ее раб до последних дней своей жизни».
Редакционная коллегия
8
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Актуальные проблемы
УДК 552.32
КОРТЛАНДИТ–АМФИБОЛОВЫЙ ПИРОКСЕНИТ – ГОРНБЛЕНДИТОВАЯ СЕРИЯ
РАССЛОЕННОГО НИКЕЛЕНОСНОГО ИНТРУЗИВА ВОСТОЧНО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ,
ШАНУЧСКОЕ РУДНОЕ ПОЛЕ, КАМЧАТКА
©2006 О. Б. Селянгин
Научно-исследовательский геотехнологический центр ДВО РАН
683002, Петропавловск-Камчатский, Северо-Восточное шоссе, 30
тел. 9-26-39; факс: (415-22) 9-26-39, e-mail: obs@kscnet.ru
Освещаются геологическая позиция и петрология разведанной части расслоенного интрузива с
донной залежью сингенетичных сульфидных медно-никелевых руд. Показывается кумулатная
природа слагающих его кортландитов и связанных с ними пород – производных высоководной
ультрамафитовой магмы бонинитового (кварц-толеитового) типа. Опрокинутое залегание
интрузива используется для расшифровки ранее неизвестной пликативной составляющей
структуры рудного поля.
Ультраосновные-ультрамафические породы в
составе никеленосных перидотит-пироксенитгабброидных ассоциаций варьируют по степени
водности, отражающейся в количестве присутствующих в них гидроксил-содержащих минералов. Преобладают практически «сухие» гарцбургиты, лерцолиты, оливиновые пироксениты,
содержащие лишь незначительные количества
поздних интерстициальных амфибола и флогопита (Налдретт, 1984; Полферов, 1979; Шарков,
1980; Naldrett, 1990). Сравнительно редким,
крайним по степени водности типом никеленосных гипербазитов являются богатые амфиболом кортландиты и шрисгеймиты, сложенные
оливином, ромбическим или моноклинным
пироксеном и паргаситом, с небольшим количеством темной слюды. Подобно другим никеленосным породам, они проявлены преимущественно в окраинных палеозонах активизации жестких структур платформенного типа,
обычно в виде небольших интрузивных тел –
самостоятельных, в ассоциации с амфиболитами или более «сухими» амфибол-плагиоклазовыми пироксенитами и габброидами (Зимин,
1973; Конников и др., 2004; Щека, 1971; Щека,
Чубаров, 1987;). Неясность этих связей, обус-
ловленная обычными для отмеченных ассоциаций полифазностью внедрений, постинтрузивной дислоцированностью, смятием и вторичным изменением их пород, является одной
из причин спорности происхождения водных
гипербазитов. Актуальными остаются вопросы:
1) являются ли кортландиты – шрисгеймиты
первично-магматическими породами или продуктами поздне- и постмагматической амфиболизации гарцбургитов, лерцолитов, троктолитов?
2) если они первично-магматические, то существовала ли кортландитовая (шрисгеймитовая)
магма, или они являются фракционатами другой,
менее магнезиальной и более кремнеземистой
магмы? 3) если они дифференциаты, то в эволюционном ряду каких пород?
Отчасти ответы на эти вопросы в отношении
кортландитов дает изучение уникального по
степени сохранности рудоносного интрузива
Восточно-Геофизического в восточной части
Шанучского рудного поля на Камчатке, в котором кортландиты проявлены в составе расслоенной серии его пород. В своей нижней части, содержащей залежь сульфидных медно-никелевых
руд, интрузив разведан научно-производственной компанией (ЗАО НПК) «Геотехнология»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
9
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СЕЛЯНГИН
скважинами колонкового бурения. Настоящее
сообщение основано на результатах изучения
интрузива по керну скважин, выполненного по
заказу компании. На сегодняшний день это единственный в Камчатской никеленосной провинции пример вскрытия донной зоны интрузива с
залежью сингенетических сульфидных руд, что
делает его эталонным объектом как для изучения
закономерностей первично-магматического
рудообразования в связи с водными ультрамафитами, так и эволюции этих последних. Помимо
освещения вопросов петрологической и рудогенетической проблематики, эта работа дала
существенные новые данные о тектонике района
и структуре рудного поля, до последнего времени
остававшейся неопределенной.
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ
ИНТРУЗИВА
Шанучское рудное поле, часть которого составляет и рудопроявление интрузива ВосточноГеофизического, располагается в междуречье
Ича – Шануч. Полосой 10-километровой протяженности и шириной 1.5 - 2 км оно простирается
в субширотном направлении от месторождения
Шануч на западе через ряд небольших рудопроявлений до интрузива Восточно-Геофизического
и, возможно, далее к востоку (рис. 1)1.1
В тектоническом отношении район принадлежит северной оконечности Срединного
кристаллического массива Камчатки - зоне
контрастных движений у сочленения этого
выступа древних метаморфических пород с
вулканогенно-осадочными формациями более
молодого, позднемелового - палеогенового
подвижного пояса.
Стратиграфическое и возрастное членение
пород района нельзя признать устоявшимся и
непротиворечивым. Согласно новой легенде к
государственной геологической карте Камчатки
масштаба 1:1500000 (2005 г.), отразившей общую
тенденцию омоложения геологических формаций, район Шанучского рудного поля сложен
толщами терригенных метаосадочных и метавулканогенных пород широкого возрастного
Рис. 1. Схематическая геологическая карта района Шанучского рудного поля (по В.И. Шаповаленко1 и данным ЗАО НПК «Геотехнология»). Стратифицированные образования: 1 – рыхлые
четвертичные отложения; 2 – филлитовидные сланцы, метапесчаники и метаалевролиты хейванской свиты (ранний-поздний мел); 3 – метабазальты, метапикродолериты алисторского комплекса (ранний-поздний мел); 4 – кристаллические сланцы и гнейсы камчатской серии (протерозой?). Интрузивные образования: 5 – гранитоиды кольского комплекса (поздний мел); 6 –
ультрамафиты–базиты дукукского комплекса (поздний мел?): а – безрудные, б – рудоносные,
месторождения Шануч (Ш) и рудопроявления Восточно-Геофизического (ВГ); 7 – гнейсо-граниты
(ранний мел?); 8 – разрывные нарушения.
1
Шаповаленко В.И. Отчет о результатах поисково-оценочных работ на Шанучском месторождении за 19911994 годы. Село Мильково Камчатской обл., 1994. 194 с. Фонды Камчатгеолкома.
10
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОРТЛАНДИТ–АМФИБОЛОВЫЙ ПИРОКСЕНИТ – ГОРНБЛЕНДИТОВАЯ СЕРИЯ РАССЛОЕННОГО
НИКЕЛЕНОСНОГО ИНТРУЗИВА ВОСТОЧНО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ
диапазона. Древнейшей является толща кристаллических сланцев и гнейсов камчатской серии
предположительно протерозойского возраста.
Она представлена углистыми (графитсодержащими) кварц - серицит - биотитовыми, биотит полевошпат -кварцевыми сланцами с гранатом и
ставролитом, с отдельными горизонтами двуслюдяных гнейсов. Видимая мощность толщи
достигает 1000 м. На участке месторождения
Шануч (гора Верхняя Тхонжа) она интрудирована
гнейсо-гранитами раннемелового (?) возраста;
исходные породы сланцев и гнейсо-гранитов
метаморфизованы совместно и дислоцированы
по единому плану. На востоке рудного поля эти
образования несогласно перекрываются раннепозднемеловым алисторским комплексом плагиоклаз-амфиболовых сланцев и содержащихся
в них субвулканических тел (штоков, силлов,
даек) метагаббро и метапикродолеритов; мощность комплекса порядка 300-350 м. Выше по
разрезу несогласно залегают филлиты, метапесчаники и метаалевролиты хейванской свиты (до
600 м) также ранне-позднемелового возраста.
Интрузивные образования района, помимо
отмеченных гнейсогранитов, представлены полифазными внедрениями малых интрузий позднемелового дукукского комплекса диоритов метагаббро - метаперидотитов, с которым связано
сульфидное медно-никелевое оруденение, и
крупными интрузиями диоритов, гранодиоритов
и гранитов кольского комплекса (поздний мел)
на юго-западном и северо-восточном флангах
рудного поля.
Структура рудного поля до последнего времени оставалась неясной. Слагающие его кристаллические сланцы камчатской серии и гнейсограниты являются практически структурно«немыми»: сланцеватая текстура первых не совпадает с редко наблюдаемой реликтовой слоистостью исходных терригенных отложений (Шаповаленко, 1994)1, а в гнейсо-гранитах проявлена
преимущественно линейная текстура. Выявление
асимметричной плоско-параллельной расслоенности внедренного в сланцевую толщу интрузива
проливает свет на эту проблему: формируясь
всегда в первично-горизонтальном положении,
она делает интрузив природным «наклономером», позволяющим оценить характер его позднейших дислокаций вместе с толщами вмещающих пород.
ГЕОЛОГИЯ И ПЕТРОГРАФИЯ ИНТРУЗИВА
Рудоносный интрузив Восточно-Геофизический располагается в восточной части Шанучского рудного поля, в правом борту долины
р. Ича. Он внедрен в толщу кристаллических
сланцев камчатской серии и, судя по немногим
обнажениям, имеет удлиненную к северо-северовостоку форму выхода на поверхность с приблизительными размерами 250 ´ 450 м. Разведанная
часть интрузива сложена породами ряда кортландит – амфиболовый пироксенит – горнблендит, самыми ультраосновными и ультрамафитовыми для всего рудного поля, и содержит
залежь сульфидных медно-никелевых руд, локализованную у его южного края. Она разведана
скважинами до выклинивания или разубоживания на глубинах 120–250 м.
Полевое структурно-петрологическое изучение керна скважин (169, 202), пройденных по
рудному телу и интрузиву горизонтально и субгоризонтально, выявило преимущественно поперечную керну ориентировку элементов его
внутренней структуры: контактов слоев руды с
силикатными породами, линзовидной вкрапленности руды, прослоев пород разного минерального состава и структуры. В части крутонаклонной скважины (192), пройденной в висячем
боку интрузива вдоль границы рудного тела с
массивом его пород, ориентировка подобных
элементов структуры по отношению к керну
косая под малыми углами или продольная.
Эти факты свидетельствуют, что рудопроявление Восточно-Геофизическое представляет
собой донную залежь руды в дифференцированном расслоенном интрузиве, после полного
отвердевания опрокинутом набок (~ на 90°) в
северо-северо-восточном направлении – вместе
с толщей вмещающих сланцев в ходе их позднейшей складчатой деформации. Рудная залежь
и слои различных дифференциатов интрузива,
первоначально занимавшие горизонтальное положение, поставлены «на голову». Это заключение подтвердилось выявлением макроритмического характера расслоенности интрузива с
нарастанием в указанном направлении (к ССВ)
степени дифференцированности пород каждого
ритма и массива в целом.
Тело интрузива разбито двумя крутопадающими сбросами северо-западного простирания,
по которым его юго-западные блоки ступенчато
опущены относительно северо-восточных. Так,
былая верхняя (ныне северо-северо-восточная),
наиболее эволюционировавшая часть интрузива
относительно приподнята по разлому, заполненному дайкообразным телом молодых плагиофировых риодацитов, за которым пологонаклонная скважина (182) вышла уже в кристаллические сланцы. По субвертикальному сбросу на
~ 45 м опущена юго-западная, придонная часть
интрузива. Этот разлом фиксируется зоной
дробления мощностью 1.3-6 м, пересеченной
скважинами 169, 202, 211, и соответствующим
смещением контакта интрузива в его лежачем
боку (рис. 2).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
11
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СЕЛЯНГИН
Рис. 2.
12
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОРТЛАНДИТ–АМФИБОЛОВЫЙ ПИРОКСЕНИТ – ГОРНБЛЕНДИТОВАЯ СЕРИЯ РАССЛОЕННОГО
НИКЕЛЕНОСНОГО ИНТРУЗИВА ВОСТОЧНО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ
Неясными, однако, остаются точные форма
и размеры интрузива, состав его наиболее продвинутых дифференциатов, возможное наличие
связанного с ним дайкового комплекса. По картировочным и разведочным данным можно
предполагать форму опрокинутых цилиндра
(штока) или крутостенной воронки. Бурением
выявлена апофиза западной (донной) части интрузива, являющаяся, по-видимому, одним из его
подводящих каналов. Неизвестной остается
также степень доинтрузивной дислоцированности вмещающих кристаллических сланцев.
Разрез интрузива Восточно-Геофизического
в восстановленном до опрокидывания положении и вариации состава его пород в зависимости
от их положения в расслоенной серии (высоты
над дном интрузива) показаны на рис. 2 и 3. Разрез составлен на основе разведочного профиля 6.5
ЗАО НПК «Геотехнология», по керну его скважин
169, 211 и по снесенным на него данным скважин
202 и 182 профиля 7. Их керн последовательно (с
частичным взаимным перекрытием) надстраивает разрез интрузива по скв. 169, пересекшей его
нижний контакт (нулевая отметка разреза) вблизи
наиболее глубокой части камеры. Правомерность
совмещения данных скважин разных разведочных профилей подтверждается практическим
совпадением вариаций состава пород во взаимно
перекрывающихся частях керновых колонок
скважин 169 и 202 при «подтягивании» колонки
последней всего на 3 м.
Разведанная нижняя часть интрузива окружена на удивление маломощным ореолом приконтактовых изменений вмещающих кристаллических сланцев – от первых дециметров до 1.5–
2 м. Неизмененные разности сланцев сложены
(по убыванию) кварцем, биотитом, полевыми
шпатами, нередко содержат гранат и ставролит,
углистое вещество, пирит и ильменит. С приближением к контакту интрузива в них появляются
прослои зелёной роговой обманки и бесцветного
куммингтонита, сланцеватая текстура чередуется
с роговиковой. В ближайшем экзоконтакте в
сланцах появляются тонкие, 1-1.5 см прожилки
состава биотит-амфиболовых габбро-диоритов,
пятна гранофира, рассеянная вкрапленность
сульфидов. На непосредственном контакте
местами образуются прослои гибридных, повидимому, мелкозернистых биотит-амфиболовых
габбро и рудных плагиоклазитов с сидеронитовой
структурой (рис. 4б на 3 стр. обложки).
Контакты ультрамафитов интрузива с вмещающими сланцами местами брекчирующие,
большей частью ровные спаянные, участками
сорванные при позднейших дислокациях.
Эндоконтактная оболочка интрузива имеет мощность от 4.6 м до 10 м. По структурнотекстурному облику и минеральному составу
пород она резко отличается от расслоенной серии
внутренней части интрузива. Ее слагают рудоносные флогопит (хлорит)-тремолит-антофиллитовые породы вторичного, в основном, происхождения, содержащие прослои и реликтовые
вкрапления паргаситового амфибола с включениями-пятнами талька, серпентин-боулингитовые псевдоморфозы по оливину, местами плагиоклаз, вкрапленность, гнезда и прослои сульфидных руд. Структуры этих пород варьируют от
долеритообразных и спутанно-волокнистых до
порфировидных и пойкилитовых, текстуры массивные, трахитоидные и сланцеватые (у контактов интрузива и по зонам нарушений, рис. 4а
на 3 странице обложки), ритмичнослоистые с
попеременным преобладанием в слоях амфибола
и флогопита и периодическим появлением прослоев с ойкокристами плагиоклаза.
Значительная мощность и сохранившиеся
признаки конформной ритмической расслоенности эндоконтактовой зоны, присутствие в ней
разновидностей пород с ойкокристами паргасита
и плагиоклаза, появляющихся в расслоенной
серии интрузива на поздних стадиях ее формирования, определяют ее как нижнюю краевую
группу пород расслоенного интрузива. Она
подверглась постмагматической перекристаллизации, амфиболизации, оталькованию, сер-
Рис. 2. Разрез интрузива Восточно-Геофизического (реконструкция до опрокидывания). Контуры
интрузива – по данным ЗАО НПК «Геотехнология» (разведочный профиль 6.5, азимут 36°), с
дополнениями автора. Состав пород – по керну скважин указанного профиля (169, 192, 211) и
снесенных на разрез скважин (182, 202) профиля 7. 1 – плагиоклазовые риодациты; 2 –
среднезернистые горнблендиты; 3 – редкопорфировидные пироксеновые горнблендиты; 4 –
порфировидные амфиболовые пироксениты; 5 – равномернозернистые амфиболовые пироксениты
и их порфировидные оливин-содержащие разности (точечный крап); 6 – безрудные кортландиты;
7 – рудные кортландиты; 8 – породы краевых групп (кг) интрузива; 9 – шлиры пегматитов; 10 –
вмещающие кристаллические сланцы; 11, а – контакт интрузива и ороговикование вмещающих
пород; б – границы макроритмов расслоенной серии (сплошные линии) и слоев в них (пунктир);
12 – разрывные нарушения: а – заполненные позднейшими интрузиями (риодациты), б – зоны
брекчирования; 13 – номера и отметки глубин разведочных скважин профиля 6.5 (сплошные линии)
и снесенных на него скважин профиля 7 (пунктир); 14 – положение и номера образцов анализированных пород интрузива на шкале его глубины. I-III – макроритмы расслоенности
изученной части интрузива, IА,IБ,IВ, - слои ритмаI; кг – породы краевой группы.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
13
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
( )*
( )*
СЕЛЯНГИН
+,
'
+,
( )*
( )*
+,
+,
"#
$
+,
( )*
( )*
+,
( )*
( )*
%&
+,
!
+,
Рис. 3. (см. подрисуноную подпись на стр.15)
14
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОРТЛАНДИТ–АМФИБОЛОВЫЙ ПИРОКСЕНИТ – ГОРНБЛЕНДИТОВАЯ СЕРИЯ РАССЛОЕННОГО
НИКЕЛЕНОСНОГО ИНТРУЗИВА ВОСТОЧНО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ
( )*
( )*
!
+,
+,
'#
( )*
( )*
"
+,
+,
'.
'/
Рис. 3. Вариации состава пород по разрезу интрузива. Составы пересчитаны на безводные, все
железо как FeO, содержания всех компонентов в мас. %. Пунктиром соединены точки составов
контактирующих разностей порфировидных амфиболовых пироксенитов и пироксеновых
горнблендитов с основными массами 1 и 2 типов (см. текст). Номера анализированных образцов
см. на рис. 2, исходные составы, представительные для каждого типа пород, см. далее в табл. 2.
пентинизации, хлоритизации и частичному рассланцеванию при тектонических дислокациях.
Эти изменения захватили и часть расслоений
серии: переход к ней выражается появлением
теневых структур и реликтов минералов вышезалегающих кортландитов.
Расслоенной серии интрузива ВосточноГеофизического свойственна макроритмическая
расслоенность, выраженная повторяющимися
вариациями валовых и рудно-элементных составов
пород (рис. 2, 3), их структур, количественных
соотношений минералов и, в меньшей степени,
скрытыми вариациями состава последних. В
верхах макроритмов она осложняется расслоением основной массы порфировидных разностей
пород в масштабе дециметров.
В изученной части интрузива выделяются три
макроритма (далее просто ритмы): наиболее полный нижний (I), включающий слои кортландитов – рудных (Iа, мощностью 7 м) и безрудных
(Iб, 36 м) и слой амфиболовых пироксенитов –
горнблендитов (Iв, 114 м); средний ритм (II, 34 м)
амфиболовых пироксенитов – горнблендитов;
верхний ритм (III, 39 м) – амфиболовых пироксенитов, прерванный секущим телом риодацитов
(рис. 2). Каждый ритм соответствует этапу дифференциации магмы в интрузивной камере, периодически прерывавшейся ее новыми пополнениями глубинной магмой, смешивавшейся с
жидкими фракционатами предыдущих порций
(Ирвин, 1983).
Слой рудных кортландитов Iа вместе с подстилающими его породами нижней краевой
группы образует продуктивную зону интрузива,
в которой сосредоточено все его практически
значимое оруденение. Показательны распределение и вариации структуры руды по разрезу
интрузива, свидетельствующие о сингенетической её природе: от чередования вкрапленногнездовой с прослоями массивной в породах
краевой группы и в низах слоя кортландитов к
характерной для последних руде сетчатой структуры (network texture англоязычных исследователей) и вновь к вкрапленной руде, постепенно
разубоживающейся к верхам слоя. Соответственно, в силикатной части рудно-кортландитового
агрегата наблюдается переход от вкраплений в
руде крупных, до 8-10 мм по длинной оси, кристаллов оливина (рис. 4в на 3 странице обложки),
нередко параллельно-ветвящихся, к островкам-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
15
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СЕЛЯНГИН
включениям кортландита (с оливином меньших
размеров) и до их полного смыкания в сплошную
средне- и крупнозернистую породу зеленоватосерого, до черного цвета. Рудным кортландитам
свойственно проявление нечеткой трахитоидной
текстуры на отдельных горизонтах, выраженной
ориентированным расположением зерен оливина
и рудной вкрапленности. В целом первичные
структурные отношения вещества кортландитов
с рудой нейтрально-независимые, без выраженного взаимного приспособления ориентировки
кристаллизовавшихся силикатных минералов и
остававшихся еще жидкими вкраплений рудного
расплава.
Слой IА завершается 20-сантиметровым
горизонтом переслаивания крупно- и среднезернистых разностей кортландитов с соответственно крупной и более мелкой вкрапленностью
сульфидов и 5-сантиметровым слоем безрудного среднезернистого слабопорфировидного
амфиболита, обогащенного апатитом. Несмотря на эти признаки какого-то изменения в режиме кристаллизации интрузива (эпизод пополнения?), вариации состава силикатных минералов и пород слоя IА непрерывно продолжаются в практически безрудных кортландитах
слоя IБ (рис. 3), содержащих лишь редкую рассеянную вкрапленность сульфидов. В анализах
образцов кортландитов слоя IА и низов слоя IБ
не удалось избежать некоторой примеси пирротина, что сказалось в их повышенной железистости и титанистости при сниженной магнезиальности. Относительно повышенные содержания Al2O3 в кортландитах обоих слоев коррелируются с повышенной глиноземистостью их
ортопироксена (см. ниже).
Кортландиты слоя IБ представлены наиболее свежими крупно- и грубо-призматическизернистыми массивными разностями черного
цвета, с характерным металлическим блеском в
свежих сколах. Крупно- и грубозернистое сложение породы определяется размерами входящих в ее состав ойкокристаллов паргаситового
амфибола – до 15-20 мм. Кортландиты имеют
характерную для них пойкилитовую микроструктуру (рис. 4г на 3 странице обложки), при
вариациях структуры матрицы из ойкокрист от
призматически- до гипидиоморфнозернистой. Они сложены в целом равномерно распределенными в породе, большей частью разобщенными («взвешенными»), умеренно ксеноморфными (округленными), иногда ветвящимися кристаллами оливина (0.2–5 мм, до 50%),
располагающимися как в межзерновых позициях, так и в виде включений-хадакристаллов во
всех более поздних минералах: ортопироксене
(бронзит, 10-20%), паргасите (до 30%) и флогопите (5-7%). Видимый порядок кристаллиза16
ции кортландитов: оливин®ортопироксен®
амфибол + флогопит. Во всех минералах присутствуют мелкие зерна хромистой шпинели.
При отмеченной общей (на макроуровне)
равномерности распределения в кортландитах
оливина, на микроуровне (в масштабе шлифа)
наблюдается характерная его неравномерность,
позволяющая судить о генетических отношениях
минеральных фаз и ответить на один из главных
вопросов происхождения кортландитов: является
ли их структура результатом нормальной магматической кристаллизации или позднейшего
замещения, «разъедания» первично более крупнозернистого оливин-ортопироксенового агрегата амфиболом и флогопитом.
В ортопироксене, с которым оливин находится в реакционных (перитектических) отношениях, количество и размеры хадакристаллов (реликтов) оливина заметно меньше, чем в ойкокристах паргасита и флогопита, а в этих последних бывает меньше, чем на границах между их
кристаллами. Для реакционных отношений оливина с паргаситом и флогопитом как фазами,
кристаллизующимися позже ортопироксена,
такое распределение неестественно. Очевидно,
происходило не замещение, а захват ими взвешенных в расплаве зерен оливина, резорбированных на этапе перитектической (инконгруэнтной)
кристаллизации ортопироксена, с оттеснением
некоторой их части к границам растущих ойкокристаллов. В некоторых образцах кортландитов
оливин (с частью ортопироксена) образует скопления-цепочки и фрагменты структуры каркаса
между ойкокристами паргасита и флогопита,
причем размеры и степень ксеноморфизма
оливиновых зерен в этих сегрегациях аналогичны таковым у его хадакристаллов. Наблюдаемое
иногда одновременное погасание 2-3 соседствующих хадакристаллов оливина в паргасите – обычный аргумент в пользу разъедания-земещения
исходного монокристалла минералом-хозяином –
для описываемых кортландитов связано с развитием в них, наряду с компактными, также и
ветвистых кристаллов оливина: частичная их
резорбция и соответствующее сечение плоскостью шлифа, очевидно, обеспечат указанный
эффект без замещения.
Перитектически кристаллизовавшийся ортопироксен кортландитов, наиболее крупнозернистый (до 3-4 мм) во всем интрузиве, занимает в матрице породы межзерновые позиции,
хотя мелкие его выделения бывают полностью
включенными в ойкокристы паргасита. Он представлен ксеноморфными ойкокристаллами, но, в
отличие от оливина, преимущественно угловатых
форм с криволинейными ограничениями –
иногда близкими к нормально-гранным, иногда
в контакте с паргаситом переходящими в залив-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОРТЛАНДИТ–АМФИБОЛОВЫЙ ПИРОКСЕНИТ – ГОРНБЛЕНДИТОВАЯ СЕРИЯ РАССЛОЕННОГО
НИКЕЛЕНОСНОГО ИНТРУЗИВА ВОСТОЧНО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ
чато-извилистые, создающие ложное впечатление реакции замещения. На самом деле такой
характер границы обусловлен локальным развитием по пироксену пограничных каемок субсолидусного антофиллита в гомоосевом срастании с паргаситом. Ксеноморфизм ортопироксена кортландитов – естественное проявление
форм его совместного роста (дорастания) с паргаситом и флогопитом. Отсутствие реакционных
отношений между ними и ортопироксеном с
полной определенностью проявлено в перекрывающих кортландиты амфиболовых пироксенитах, где он представлен уже не реакционными, а самостоятельными идиоморфными
кристаллами.
На уровне ~ 60-64 м над дном интрузива,
через зону разлома, почти параллельного его
расслоенности и практически не прерывающего
последовательности его пород (рис. 2), кортландиты сменяются пойкилитовыми амфиболовыми пироксенитами слоя IВ суммарной
мощности 104 м. По скважине 202 мощность зоны
разлома составляет 1.3 м. На расстоянии 1-1.5 м
по обе стороны от неё в основании слоя IВ залегают пойкилит-порфировидные породы переходного горизонта оливинсодержавших амфиболовых пироксенитов. В нижней его части в
мелкозернистой хлорит-антофиллитовой основной массе породы присутствуют псевдоморфозы зеленого боулингита по ксеноморфным
вкрапленникам оливина и редкие вкрапленникиойкокристы паргасита, содержащие многочисленные включения тальк-антофиллитовых псевдоморфоз по хадакристаллам идиоморфного
призматического ортопироксена. В верхней,
надразломной части этого горизонта боулингитовые псевдоморфозы по оливину встречены в
ядрах вкрапленников-ойкокрист паргасита, в то
время как их широкие краевые зоны содержат
частично сохранившиеся хадакристаллы бронзита (рис. 4д на 3 странице обложки); одновременно реликты последнего присутствуют и в основной массе породы из флогопита, талька и антофиллита. Наличие в переходном горизонте
оливина в двух отмеченных структурных позициях позволяет предполагать, что оливин кортландитов мог одновременно аккумулироваться
как в качестве свободно-взвешенных кристаллов,
так и в своеобразном «контейнерном» варианте –
в виде включений во вкрапленниках-ойкокристах.
Выше описанного горизонта оливин (или
псевдоморфозы по нему) в породах расслоенной
серии интрузива исчезает полностью, уступая
место ортопироксену.
Основная часть слоя амфиболовых пироксенитов Iв представлена крупно- и грубозернистыми породами массивной текстуры, имеющими обманчивый, не соответствующий ука-
занному составу облик. Слагающие их крупные,
до 18-20 мм, короткопризматические кристаллы
паргасита, придающие породам вид грубозернистого горнблендита, являются ойкокристаллами и настолько насыщены мелкими идиоморфными хадакристаллами бронзита (большей
частью замещенными тальком и антофиллитом),
что реальная доля кальциевого амфибола в них
не превышает 20-25% (рис. 4е, 4ж на 3 странице
обложки). С их пойкилитовой структурой связана
и характерная пятнистая окраска амфиболовых
пироксенитов: на общем темнозеленом фоне
светлокоричневыми пятнами выделяются иризирующие ядра паргаситовых амфиболов, извне
часто окружаемые осветленной каймой антофиллита. В виде редких крупных ойкокристаллов –
также с включениями бронзита – в породе
присутствует флогопит.
В отличие от кортландитов, в которых пойкилитовая структура сочетается с полно-крупнокристаллическим сложением матрицы из
ойкокристаллов, в амфиболовых пироксенитах
преобладает криптовая ее структура: в угловатых
интерстициях (криптах) между сомкнутыми
призматическими ойкокристами паргасита присутствует мелко- и среднезернистая основная
масса меняющегося минерального состава. В
основании толщи, где ойкокристы паргасита
особенно обильно насыщены хадакристаллами
бронзита, он в виде таких же мелких (0.2-0.6 мм)
кристаллов слагает и основную массу, подвергаясь частичному оталькованию с краев и позднейшему замещению реликтов баститом и гидрослюдой. Раннее постмагматическое преобразование бронзита заключается в последовательном замещении его тальком и антофиллитом
(±флогопит) – раньше в основной массе, позднее
в консервирующих его ойкокристах. Вверх по
разрезу бронзит в основной массе быстро исчезает, и она превращается в агрегат игольчатых,
шестоватых, мелкопризматических кристаллов
антофиллита (иногда с мелкими ядрами кальциевого амфибола) с варьирующим количеством флогопита и замещаемого ими талька, с периодическим появлением апатита, интерстициальных плагиоклаза и редких мелких вкраплений
сульфидов.
Описанные превращения показывают, что
изначально основная масса (базис) амфиболовых оливинсодержащих и безоливиновых пироксенитов представляла собой кумулус мелких
кристаллов ортопироксена с варьирующим количеством остаточного расплава. Конечной
стадией преобразований кристаллов бронзита,
включенных в обрастаемые антофиллитовыми
каймами ойкокристы паргасита, является образование на месте их тальковых псевдоморфоз
пятен антофиллита в тонких тремолитовых
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СЕЛЯНГИН
каймах, с вростками мелких пластинок флогопита
или без них.
На последнем ~10-метровом интервале разреза слоя IВ равномернозернистые амфиболовые
пироксениты сменяются их пойкилит-порфировидными разностями (рис. 4ж на 3 странице
обложки), переходными по составу пойкилитпорфировидными пироксеновыми горнблендитами и завершающими ритм равномерносреднезернистыми горнблендитами. При этих
переходах в основной массе пород появляется
вторая генерация вкрапленников кальциевого
амфибола (1.5-2 мм, магнезиальная и, большей
частью, тремолитовая роговая обманка) без
следов включений бронзита. Диффузному изменению к этим составам подвергаются с краев и
вкрапленники-ойкокристы паргасита, постепенно уменьшающиеся в размерах до 6-8 мм.
Выше по разрезу становится слоистой основная
масса пород: описанная выше мелкозернистая
тальк-флогопит-антофиллитовая в амфиболовых
пироксенитах (1 тип) чередуется со среднепризматически-зернистой из сегрегированных
кристаллов тремолитовой роговой обманки (2
тип) в пироксеновых горнблендитах (рис. 4з на 3
странице обложки). Завершается ритм 40-сантиметровым слоем горнблендита, по составу и
структуре аналогичного основной массе 2 типа.
Второй ритм сложен пойкилит-порфировидными разностями амфиболовых пироксенитов и
пироксеновых горнблендитов, с варьирующим
количеством вкрапленников-ойкокрист паргасита (10-40%) и чередованием основных масс
обоих описанных типов: первого - в породах с
большим количеством вкрапленников, второго –
с меньшим и обычно меньших размеров (в пироксеновых горнблендитах). В верхах ритма II
преобладают редкопорфировые разности с основной массой второго типа.
В основании ритма III залегают 3-4-метровой
мощности слой равномерно-, мелко- и среднезернистых флогопит-тальк-антофиллитовых
амфиболитов, аналогичных описанной основной
массе 1 типа и переходящих в редкопорфировые,
а затем обильно-порфировые амфиболовые
пироксениты с основной массой первого типа.
Этот тип породы, со слабыми вариациями количества вкрапленников, выдерживается до
прерывания ритма отмечавшимся выше интрузивом плагиофировых риодацитов. У основания ритма и в одном из горизонтов средней
части изученного интервала в породах сохранился
не замещенный тальком бронзит – в виде хадакристаллов во вкрапленниках и отдельными
зернами в основной массе. Здесь чаще встречаются также крупные ойкокристы флогопита с
включениями-псевдоморфозами талька по бронзиту и интерстициальный соссюритизированный
18
плагиоклаз (в реликтах альбит), указывающий
общее направление эволюции пород интрузива к
плагиоклазовым горнблендитам и амфиболовому
габбро. Судя по шлифу породы одного из обнажений за пересекающим интрузив телом риодацитов, любезно предоставленному сотрудником НПК «Геотехнология» Н.А. Вешняковым,
эта тенденция нарастает вверх по разрезу.
Сравнительно с аналогичными породами
предыдущих ритмов, в породах III ритма заметно
повышено содержание рассеянно-вкрапленного
рудного компонента – в виде микровключений
сульфидов во вкрапленниках и интерстициальных пятен-сгущений тонких прожилков в основной массе. Здесь встречены шлиры пегматита
с кварцевыми ядрами – в него переходят олигоклазовые каймы интерстициального андезинлабрадора.
СОСТАВ ГЛАВНЫХ
ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ
ИНТРУЗИВА
Оливин, развитый только в кортландитах,
варьирует по составу в узких пределах Fo81.5-84.5
(табл. 1). Кристаллы оливина не зональны, но,
судя по ограниченным имеющимся данным,
образуют две популяции: Fo81.4-82.5 и Fo83.0-84.5. Более
железистый состав имеют крупные кристаллы
оливина в рудах и обычные средние и мелкие его
зерна в рудных кортландитах низов слоя IА. В
верхней его части присутствует и более магнезиальный оливин, а в слое IБ он преобладает.
Только в оливинах рудных кортландитов (обеих
популяций) содержится примесь MnO (0.01-0.13
мас. %). Возможно, эти отличия связаны с кристаллизацией более ранних оливинов до ликвации
магмы на рудную и силикатную фракции.
Ортопироксен – некогда (до замещений)
самый распространенный минерал интрузива –
также характеризуется весьма ограниченным
диапазоном состава En83.3-85.1 (бронзит, табл. 1),
причем большая часть этого диапазона может наблюдаться буквально в одном образце породы –
в рамках слабо проявленной прямой зональности
кристаллов и в зависимости от их положения в
ойкокристах (более железистые составы имеют
включения бронзита в антофиллитовых каймах на
ойкокристах паргасита). Тем не менее, наблюдается общая тенденция нарастания магнезиальности бронзита к верхам обоих слоев кортландитов и некоторого снижения ее в амфиболовых
пироксенитах. В кортландитах, где бронзит сам
образует ойкокристаллы, более железистые его
разности включают и более железистые оливины,
они же имеют участки (зоны) с наибольшим (до
5.35 мас. %) содержанием Al2O3, соответствующие,
видимо, этапу кристаллизации бронзита без од-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОРТЛАНДИТ–АМФИБОЛОВЫЙ ПИРОКСЕНИТ – ГОРНБЛЕНДИТОВАЯ СЕРИЯ РАССЛОЕННОГО
НИКЕЛЕНОСНОГО ИНТРУЗИВА ВОСТОЧНО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ
$
3 !%"(
456
756
9 6
:; 6
:;6
<=6
<>6
?@6
A@ 6
B6
?C 6
D6
:F
:@
EF
G=
:H
3 !%"(
456
756
9 6
:; 6
:;6
<=6
<>6
?@6
A@ 6
B6
?C 6
D6
:F
:@
EF
G=
:H
1
8
8
8
1
1
1
1
8
1
8
8
1
1
1
8
8
8
1
1
1
1
8
1
8
8
1
1
1
1
1
1
1
1
1
8
1
1
1
1
8
8
1
8
1
1
1
1
1
%& !& "' ( % %& ( #!
"
%& , -. /! !, %
1
1
1
8
1
1
1
1
8
1
8
8
1
1
1
1
1
1
8
1
8
1
1
1
1
8
1
1
8
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
8
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
8
1
8
1
8
1
1
1
1
1
1
1
1
8
1
8
1
1
1
1
1
8
1
1
1
1
1
1
1
1
8
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
8
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
)
%%"
0 # %1 2
1
1
1
8
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
8
1
8
1
1
1
1
8
1
1
1
1
8
1
8
1
8
1
1
8
1
1
1
1
1
1
8
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
* % !! ! & + !
1
1
1
1
8
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
8
1
8
1
8
1
1
8
1
8
8
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
8
1
1
8
1
1
1
1
1
8
1
1
1
8
1
1
1
1
1
8
1
8
1
1
8
8
8
8
1
1
1
1
1
1
1
1
8
1
1
1
1
8
1
8
1
1
1
1
1
1
8
1
1
1
1
8
1
1
8
1
1
1
1
1
1
1
1
1
8
1
8
1
8
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
8
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
8
1
8
1
8
1
1
8
1
1
1
Примечания. 1–11 – минералы кортландита верхов слоя Iа: 1,2 – оливин, 3,4 – ортопироксен, 5 – паргасит,
середина ойкокристалла; 6 – магнезиальная и 7 – тремолитовая роговые обманки участка каймы на паргасите;
8 – флогопит; 9 – хромистая шпинель, включение в оливине; 10 – хромистая шпинель, край зерна в
серпентине; 11 – боулингит псевдоморфозы по оливину; 12 – 16 – минералы амфиболового пироксенита
нижней части слоя Iв: 12 – ортопироксен хадакристалла в паргасите; 13 – ортопироксен из основной массы;
14 – паргасит ойкокристаллов; 15 – флогопит; 16 – антофиллит основной массы 1 типа; 17–19 – минералы
пироксенового горнблендита, середина ритма II: 17 – магнезиальная роговоя обманка вкрапленников
ойкокрист; 18 – флогопит; 19 – тремолитовая роговая обманка основной массы 2 типа;. 20–24 – минералы
амфиболового пироксенита верхов ритма III: 20,21 – ортопироксен хадакристаллов и основной массы; 22 –
паргасит ойкокрист; 23 – флогопит ойкокрист; 24 – тальк псевдоморфоз по ортопироксену.
f – железистость,
.
Анализы выполнены на микрозонде CAMEBAX Института вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, оператор
Т.М. Философова.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СЕЛЯНГИН
1
9J
I
P
<> - :; - KFL
<> - KFL
:; O
1
7C - KFL
MN - KFL
7C
MN
:;
0
?CO
9O
Рис. 5. Характеристики состава некоторых минералов интрузива. а – состав кальциевых амфиболов
в породах расслоенной серии; крупные точки – составы ядерных частей кристаллов, мелкие точки
и концы пунктирных линий – составы их промежуточных и краевых зон; P – паргасит, G –
гастингит, Mg-Rob и Mg-Fe-Rob – магнезиальная и магнезиально-железистая роговая обманка,TrRob и Act-Rob – тремолитовая и тремолит-актинолитовая роговая обманка, Tr – тремолит, Act –
актинолит (Минералы, 1981;. б – соотношение железистости (f) тремолита и антофиллита (Ant) в
породах интрузива; в – соотношение трехвалентных элементов в шпинелях.
новременного выделения глинозем-содержащих фаз (не считая малой доли шпинели). Глиноземистость бронзита снижается с ростом его
магнезиальности вверх по разрезу. Напротив, в
этом направлении возрастает содержание в
бронзите CaO (0.03-1.6 мас. %), TiO2 (0.03-0.43
вес. %) и в целом, без выдержанной закономерности, содержания MnO (0.03-0.17 мас. %).
Сохранность бронзита лишь в отдельных, изначально обогащенных им горизонтах расслоенной
серии (в основаниях ритмов) не позволяет проследить изменения особенностей его состава в
более эволюционированных породах интрузива.
Кальциевые амфиболы в породах интрузива
Восточно-Геофизического представлены титанистым паргаситом, устойчиво выделявшимся в широком диапазоне составов пород, и
амфиболами ряда магнезиальная – тремолитовая роговые обманки – тремолит (табл. 1, рис. 5).
Они сменяют паргасит в ряду кристаллизации,
20
образуя каймы на его кристаллах и самостоятельные генерации в верхах ритмов.
Постоянная форма выделения паргасита –
крупные призматические ойкокристы, включающие ранее выделявшиеся кристаллы оливина
и ортопироксена. Сопряженно с ограниченными
вариациями состава последних, железистость (f)
паргасита изменяется в узких пределах 14-18,
содержание TiO2 – от 0.6 до 1.54 мас %, с тенденцией к более высоким значениям в верхах ритмов,
а Cr2O3 – от 1.2-1.4 мас. % в паргаситах кортландитов до 0.2-0.4 и менее – в амфиболовых
пироксенитах.
Магнезиальная – тремолитовая роговая
обманка, помимо кайм на паргаситах, образует,
как отмечалось, второй тип основной массы в пироксеновых горнблендитах и аналогичные ей
самостоятельные прослои средне-призматическизернистого горнблендита в верхах ритмов
расслоенной серии. Переход от паргасита к ро-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОРТЛАНДИТ–АМФИБОЛОВЫЙ ПИРОКСЕНИТ – ГОРНБЛЕНДИТОВАЯ СЕРИЯ РАССЛОЕННОГО
НИКЕЛЕНОСНОГО ИНТРУЗИВА ВОСТОЧНО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ
говым обманкам отражает, очевидно, накопление в магме извести и кремнезема при нарастании дефицита магнезии. Лишь магнезиальная
и отчасти, возможно, тремолитовая роговые
обманки являются первично-магматическими, в
то время как тремолит представляет собой
продукт их постмагматических изменений с
перераспределением железа. В ряду паргасит –
роговые обманки – тремолит железистость снижается от 15-18 (как в бронзитах, и на 1-2 единицы меньшей, чем у оливинов) до 9-10, но
постоянно наиболее высокой (16-22) оказывается в антофиллитах, кристаллизовавшихся в целом одновременно с тальком и низкоглиноземистыми и низкожелезистыми кальциевыми
амфиболами (рис. 5б).
Флогопит в переменном количестве (до
первых процентов) присутствует практически во
всех породах интрузива – от его краевой группы
до верхов ритмов расслоенной серии, за исключением завершающих их рогообманковых горнблендитов. В кортландитах он сокристаллизуется
с паргаситом. Формы выделения флогопита – от
крупных (5-8 мм) гипидиоморфных таблицойкокрист в расслоенной серии, пластинчатых
кристаллов в прослоях краевой группы и в виде
вростков в ойкокристах паргасита до ксеноморфных интерстициальных выделений в основных
массах пород.
По имеющимся аналитическим данным
(табл. 1), для статистически обоснованных заключений недостаточным, флогопит – независимо от его положения в структуре породы – в
каждой из них имеет одинаковый состав со значениями железистости в ~ 1.5 раза меньшими,
чем для сосуществующих с ним амфиболов. В
расслоенной серии это значение находится на
уровне 8.5-10.0, увеличиваясь до 13.5 у шлира
пегматита в III ритме; в породах краевой группы
оно составляет 14.0-16.0.
В ранее исследованной части серии более
дифференцированных рудоносных и безрудных
базитов Шанучского рудного поля (Селянгин,
2003) значения f флогопитов-биотитов варьируют
в существенно более широком диапазоне – от 23
до 57, но в целом равны железистости пород и
сокристаллизовавшихся со слюдой паргаситов –
гастингситов, как это свойственно породным
ассоциациям безмагнетитовых феррофаций
(Ферштатер, 1987). По-видимому, резко сниженная железистость флогопита в породах интрузива Восточно-Геофизического отражает
особенности распределения железа при его
кристаллизации в присутствии оливина и ортопироксена, в изученных шанучских меладиоритах уже отсутствующих.
Из других особенностей состава флогопита
следует отметить его титанистость и хромистость.
Первая ритмически варьирует по разрезу интрузива от 0.8-1.0 мас. % TiO2 в флогопитах пород
краевой группы и нижних горизонтов слоев кортландитов до почти нулевых значений в их верхах,
но в целом возрастает вверх по расслоенной серии
(до 1.8% TiO2 в флогопите амфиболовых пироксенитов III ритма). Содержание Cr2O3 изменяется
от 0.5-0.6 мас. % в флогопитах пород краевой
группы до 0.3 – в флогопите кортландитов и
нулевых значений в слюде пород более высоких
горизонтов интрузива.
Магнезиально-железистые амфиболы в породах Восточно-Геофизического интрузива представлены антофиллитом с железистостью в диапазоне 15-27 (табл. 1). Он развивается в раннюю
постмагматическую стадию по ортопироксену в
основной массе пород (там, где она присутствует),
в виде внешних кайм на ойкокристах паргасита
(в верхах ритмов – после магнезиальной и тремолитовой роговой обманки) и позднее по тальковым псевдоморфозам по ортопироксену основных масс и хадакристаллов. Формы выделений антофиллита – волокнистые, сноповидные,
лучистые агрегаты, игольчатые и удлиненнопризматические кристаллы.
Сложные генетические и временные отношения, важные для расшифровки генезиса некоторых пород других никеленосных интрузий
района, наблюдаются у антофиллита с тальком.
Являясь более высокотемпературным, чем тальк,
минералом (Дир и др., 1965), он, тем не менее,
обычно частично или полностью замещает лишь
разобщенные мелкие кристаллы бронзита. Изолированные хадакристаллы, крупные его зерна и
плотные скопления в основной массе чаще замещаются тальком, обычно в окружении антофиллитового агрегата, поглощавшего, видимо, часть
высвобождавшегося при отальковании бронзита
железа. Однако позднее антофиллит развивается
и по тальку – извне и прорастанием его масс
изнутри (часто в ассоциации с флогопитом), до
полного их замещения. По-видимому, полному
прямому замещению ортопироксена антофиллитом препятствовало быстрое остывание интрузива. Образование флогопит-антофиллитовой
ассоциации по тальку надо, видимо, связывать с
позднейшим эпизодом прогрессивного метаморфизма пород интрузива – возможно, на этапе
дислокаций и опрокидывания массива.
Парным раннему антофиллиту, сокристаллизующимся с ним кальциевым амфиболом является тремолит, и оба минерала показывают
расширенные пределы взаимной растворимости:
тремолиты – снижение содержаний СаО до 8-6%,
антофиллиты – повышенные (до 5-6%) содержания Al2O3 и извести. Возможно, с этим обстоятельством связано часто наблюдаемое косое погасание кристаллов антофиллита.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
21
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СЕЛЯНГИН
Плагиоклаз в изученной части интрузива,
представляющей раннюю стадию дифференциации ультрамафитовой магмы, экзотичен. Он
проявляется в тонких слойках приконтактового
габбро и в составе редких ритмических полоспрослоев 2-3-сантиметровой мощности в магнезиальных породах краевой группы интрузива,
неравновесная кристаллизация которой предварялась, вероятно, ассимиляцией глинозема
вмещающих пород и локальной дифференциацией расплава. Плагиоклаз в этих прослоях образует ойкокристаллы с чистыми ядрами состава
An32-49 и широкими каймами An29-22, включающими «заливы» и вкрапления руды, псевдоморфозы талька по ортопироксену и кристаллы антофиллита.
В расслоенной серии плагиоклаз появляется
как интерстициальный минерал основной массы
в амфиболовых пироксенитах – горнблендитах,
где он соссюритизирован и деанортизирован до
состава An0.86. В большем количестве он наблюдается в породах III ритма. Отмеченные выше
шлиры пегматита с ядрами кварца в породах основания III ритма указывают на возможное участие ассимиляции вмещающих пород в эволюции
магмы интрузива.
Хромистая шпинель проанализирована в
немногих образцах и зернах. Она присутствует в
оливине, в пироксене, в развитом по оливину серпентине, реже в амфиболе. Составы шпинелей
образуют короткий «глиноземистый тренд» на
диаграмме трехвалентных элементов (рис. 5в).
Шпинели интрузива содержат заметное (до 1.2
вес. %) количество окиси цинка.
Безхромистые и безалюминиевые составы
вторичного магнетита из серпентина располагаются в «железной» вершине диаграммы.
ХИМИЗМ И ПЕТРОГЕНЕЗИС ИНТРУЗИВА
Породы изученной части интрузива Восточно-Геофизического представляют толщу
кристаллических фракционатов (кумулатов) трех
порций дифференцировавшейся высоководной
ультрамафитовой магмы. Этим обстоятельством
и определяются петрохимические характеристики интрузива: ни одна из пород изученной
части его расслоенной серии не представляет
состава магмы на какой-либо стадии её эволюции.
Их химизм (табл. 2) определяется последовательностью выделения и составом минералов
кумулуса, а также механизмом дифференциации
магмы. В связи с этим представление составов
пород интрузива на классификационных петрохимических диаграммах имеет больше иллюстративный, чем генетический смысл. По
формальным классификационным признакам
(рис. 6) породы интрузива относятся к типу
22
высокомагнезиальных, низкоглиноземистых и
низкощелочных толеитов калий-натрового
профиля.
Наблюдаемое по разрезу интрузива распределение минеральных фаз по плотности и размерам кристаллов указывает на существенную в
его дифференциации роль гравитационного
фактора. Концентрация руд у дна интрузивной
камеры, уменьшение снизу вверх размеров
кристаллов оливина, переходы от порфировидных пироксеновых горнблендитов и амфиболовых пироксенитов в верхах ритмов к равномернозернистым разностям амфиболовых пироксенитов в основании свидетельствуют о
проявлении в интрузиве классического механизма дифференциации – путем осаждения
последовательно отделявшихся от магмы жидкой
(сульфидный расплав) и минеральных фаз со
скоростью, пропорциональной разности их
плотностей с силикатным расплавом и размерам
капель и кристаллов.
В изученной части расслоенной серии интрузива выделяются три связанных переходными
разностями, но в целом дискретных типа пород –
соответственно ведущей в их составе роли
типоморфного кумулусного минерала (рис. 7):
кортландиты (оливин), амфиболовые пироксениты (бронзит) и горнблендиты (амфибол). Во
всех этих породах присутствует флогопит, а в
первых двух и шпинель, своих породных типов
(слоев пород) не образующие. Все последующие
в ряду кристаллизации минералы присутствуют
в кумулусе более ранних в качестве интеркумулусного материала. Своеобразным «породным
типом» можно считать и руды донной залежи
интрузива, по механизму образования также
представляющие собой кумулат, но первичножидкой консистенции.
Однако масштаб гравитационного осаждения
был различным для разных минеральных фаз и
менялся по мере развития дифференциации.
Лишь наиболее контрастные магме по плотности
капли сульфидной жидкости и крупные кристаллы оливина, присутствовавшие в ней до внедрения, могли дорастать и осаждаться из всего
объема магмы первой порции заполнения интрузива. Для образования устойчивых по составу
полиминеральных пород его расслоенной серии
такой механизм невероятен. При сходстве плотностей оливина и ортопироксена разновременное их выделение и широкая вариативность
кристаллов по размерам неизбежно привели бы
к их сортировке и образованию изменчивых по
составу слоистых пород (вплоть до мономинеральных) вместо монотонной толщи кортландитов. Предположению об участии в образовании
пород расслоенной серии механизма «контейнерного» осаждения оливина и бронзита в крупных
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
-
3 !%"( !
#)
&(
456
756
9 6
:; 6
:;6
<=6
<>6
?@6
A@ 6
B6
R6
46
$1$1$1
&1,1S 4 T1
-
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
-
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
-
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
-
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
-
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
-
1
1
1
1
1
1
8
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
-
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
-
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
0 # %1 2
-
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
-. /! !, %
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
-
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
%& ,
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
! & + !
-
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
-
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
-
1
1
1
1
1
1
-
1
1
1
A5
?U
?F
?C
-
)
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
Примечание: 1–3 – породы нижней краевой группы интрузива, от эндоконтакта вглубь оболочки; 4–6 – кортландиты, соответственно верхов слоя Iа, нижней и
верхней частей слоя Iб; 7 – оливин-содержащий амфиболовый пироксенит основания слоя Iв; 8–9 – амфиболовые пироксениты нижней и средней частей слоя
Iв; 10 – горнблендит верхнего горизонта слоя Iв; 11 – амфиболовый пироксенит, основание ритма II; 12, 13 – непосредственно контактирующие амфиболовый
пироксенит и пироксеновый горнблендит ритма III, с основными массами 1 и 2 типа; 14–16 – амфиболовые пироксениты ритма III, соответственно основание,
середина и верх его изученной части. Расположение образцов по разрезу интрузива см. на рис. 2. 169-15 – 182-29 – номера образца; 1-16 – номера анализа.
Анализ выполнен на рентгенофлуоресцентном спектрометре S4 Pioneer Аналитического центра Института вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, исполнители
Е.В. Карташева и Н.И. Чеброва.
КОРТЛАНДИТ–АМФИБОЛОВЫЙ ПИРОКСЕНИТ – ГОРНБЛЕНДИТОВАЯ СЕРИЯ РАССЛОЕННОГО
НИКЕЛЕНОСНОГО ИНТРУЗИВА ВОСТОЧНО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Q!#!, % !* % %&
23
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СЕЛЯНГИН
+,
+,
Рис. 6. Породы интрузива на классификационных диаграммах. Составы пересчитаны на
безводные. а – по (Irwine, Baragar, 1971); б – на диаграмме щелочи – кремнезем (Магматические ..., 1983).
ойкокристах паргасита и флогопита противоречит как раз высокое содержание в них указанных
хадакристаллов: их захват мог, очевидно, происходить лишь из «каши» минералов соответствующей «густоты», для всего объема интрузива
невозможной и предполагающей их предварительное концентрирование.
Особенностям состава и структур пород
расслоенной серии в наибольшей мере отвечает
механизм кристаллизации и дифференциации
магмы в застойном придонном слое, с постоянным массообменом (взаимозамещением) эволюционирующего межзернового расплава (всплывающего и вытесняемого за счет роста и ограниченного осаждения – компакции – кристаллов)
с конвектирующей магмой основного объема
интрузива (Wilson, 1992). Это вариант дифференциации интрузивов способом «нарастания твердой корки», с образованием пород кумулатного
облика (Уэйджер, Браун, 1970) практически in
situ. Непрерывно перемещающаяся зона кристаллизации ограничена ликвидусом и солидусом
формирующихся пород и имеет мощность,
пропорциональную температурному интервалу
их кристаллизации. По степени открытости
системы (эффективности массообмена) и равновесности кристаллов с магмой основного объема
в ней выделяются три подзоны: передовая субликвидусная (полное равновесие, адкумулатная
кристаллизация), промежуточная (неполное
равновесие – более эволюционированный межзерновой расплав и гетерадкумулатная кристаллизация ойкокрист) и тыловая околосолидусная
подзона (изолированный между кристаллами
остаточный расплав, неравновесная ортокумулатная кристаллизация кайм на ранее выделившихся кристаллах и дискретных зерен поздних
24
минералов – продуктов максимально продвинутой эволюции магмы).
При кристаллизации кортландитов оливин,
выделявшийся в субликвидусной области, частично растворялся в результате реакции с более
эволюционированным расплавом промежуточной подзоны, с одновременной перитектической кристаллизацией в ней ортопироксена, а
близко вслед за ним – котектической пары паргасит – флогопит. Очевидно, именно близкое
следование друг за другом «волн» (фронтов) кристаллизации этих минералов предотвращало
существенное проявление гравитационного
осаждения и сортировки оливина и бронзита,
«схватывавшихся» (и частично оттеснявшихся)
амфиболом и флогопитом во взвешенном состоянии.
Гетерадкумулатной кристаллизацией ойкокрист паргасита и флогопита практически заканчивалось отвердевание кортландитов: околосолидусная подзона при их кристаллизации
оказалась вырожденной, и актуальный температурный интервал их отвердевания, по-видимому, был соответственно сокращен. Об этом
свидетельствует минимальное (2–3%) присутствие в кортландитах позднего ортокумулусного
материала, представленного лишь небольшими
участками кайм магнезиальной-тремолитовой
роговой обманки на паргасите и редкими зернами
апатита. Эта характерная особенность кортландитов связана с кристаллохимической природой их амфибола и флогопита, включающих в
свой состав значительную долю компонентов
потенциального ортокумулуса (Na2O, K2O, Al2O3),
несовместимых с ранними фемическими минералами более сухих магм и накапливающихся
в ходе их кристаллизации.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОРТЛАНДИТ–АМФИБОЛОВЫЙ ПИРОКСЕНИТ – ГОРНБЛЕНДИТОВАЯ СЕРИЯ РАССЛОЕННОГО
НИКЕЛЕНОСНОГО ИНТРУЗИВА ВОСТОЧНО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ
"#
$
+,
V
W$-$.-.
V.
V.
W$-$.-.
V
+,
V
V.
%&
W$
V.
V
$.-.
W$-$.-.
'
+,
$.-.
V.
V.
W$-$.-.
W$
V
V
!
+,
W$-$.-.
V.
V
-
-
-
-
-
Рис. 7. Диаграмма Харкера для пород интрузива
Восточно-Геофизического. Составы пересчитаны на
безводные, все железо как FeO. На диаграмму вынесены также средние составы главных породообразующих минералов. 1 – фигуративные точки пород; 2 –
оливин; 3 – ортопироксен; 4 – паргасит; 5 – магнезиальная роговая обманка; 6 – тремолитовая роговая
обманка. Поля составов: КГ – породы краевой группы;
К – кортландиты; АП – амфиболовые пироксениты;
ПГ – пироксеновые горнблендиты; Г – горнблендиты.
-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
25
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СЕЛЯНГИН
Отвердеванием кортландитов с достаточно
резкой границей перемещавшегося фронта
кристаллизации обусловлено, по-видимому,
первично-субгоризонтальное положение многих
линзовидных вкраплений руды в верхах слоя IА:
отстававший в осаждении сульфидный расплав не
мог просачиваться книзу сквозь быстро уплотнявшийся агрегат силикатов и растекался по его
поверхности. Это означает также, что вся руда
донной залежи в интрузиве отложилась из магмы
первой порции его заполнения. Толща кортландитов, кристаллизовавшаяся при более высоких
температурах, чем сульфидный расплав, долгое
время «плавала» на этом последнем.
С переходом к слою амфиболовых пироксенитов IВ и появлением самостоятельных выделений ортопироксена оливин в породах исчезает.
Судя по присутствию в переходном горизонте
основания слоя боулингитовых псевдоморфоз по
оливину – свободному и в виде хадакристаллов в
ядрах ойкокрист паргасита – завершение кристаллизации кортландитов ознаменовалось какимто возмущением в динамике конвекции расплава
и взмучиванием их неконсолидированного
верхнего слоя потоками магмы (от стенок камеры?) с мелкими вкрапленниками бронзита, в
«каше» которых и происходило дорастание
ойкокрист.
В основной части слоя IВ после этапа адкумулатной кристаллизации в придонной зоне
мелких зерен бронзита происходила гетерадкумулатная кристаллизация крупных ойкокрист
паргасита и более редкого здесь флогопита.
Выделяясь в уже эволюционировавшей (менее
магнезиальной, более кремнеземистой и водонасыщенной) магме с расширенным температурным интервалом отвердевания, они не выполняли, как в кортландитах, все пространство формируемой породы, оставляя после компакции и
смыкания между собой интерстиции-крипты с
незахваченными зернами бронзита в остаточном
расплаве. С ортокумулатной кристаллизацией
последнего связано образование зон магнезиальной-тремолитовой роговой обманки на
паргасите ойкокрист и выделение её мелких
самостоятельных зерен, кристаллизация чешуйчатого флогопита, апатита и интерстициального
плагиоклаза.
Постмагматическая перекристаллизация
всего материала крипт преобразовывала его в
тальк-тремолит-антофиллитовую основную
массу 1 типа. С нарастанием известковистости
магмы в верхах слоя IВ тремолитовая роговоя
обманка крипт формировала уже свою генерацию
небольших вкрапленников.
С дальнейшей эволюцией магмы к верхам I
ритма равномерно-крупнозернистые амфиболовые пироксениты плавно сменялись пойкилит26
порфировидными пироксеновыми горнблендитами. Сомкнутые в криптовой структуре первых ойкокристы паргасита здесь разобщаются на
отдельные, все более редкие вкрапленники меньших размеров и с меньшим количеством хадакристаллов бронзита. Параллельно происходило
гравитационное (?) расслоение их основной массы, с сегрегацией поздних вкрапленников тремолитовой роговой обманки в основную массу 2
типа и в завершающий весь I ритм горизонт равномерно-среднезернистых горнблендитов.
На этапе формирования этих пород камера
интрузива была пополнена относительно небольшой порцией свежей магмы, смешавшейся с
остаточным расплавом первого ритма дифференциации. Из гибридной магмы сначала вновь
формировались более магнезиальные, богатые
бронзитом амфиболовые пироксениты основания II ритма (рис. 2), выше также сменявшиеся
пироксеновыми и беспироксеновыми горнблендитами, доля которых во II ритме существенно
больше. II ритм повторил эволюцию кумулатов
верхней части I ритма.
Следующий эпизод пополнения камеры
отражен в кумулатах III ритма, начавшегося вновь
с пород более магнезиальных составов – амфиболовых пироксенитов. Судя по большей их мощности и заметно повышенному содержанию в
кумулатах III ритма рассеянной сульфидной
вкрапленности, новое пополнение было более
объемным, и эта порция поступавшей в камеру
магмы сохраняла повышенный уровень рудной
нагрузки.
Проблемным является определение состава
исходной для пород интрузива магмы. Из его
приконтактовой зоны были отобраны образцы
мелкозернистых амфиболовых ультрамафитов
(табл. 2) – в предположении их соответствия
закаленным пробам исходного магматического
расплава. Их составы группируются вдоль линии
паргаситовый амфиболит - кортландит при
содержании MgO на уровне 22-27 мас. % и SiO2 –
43-45% (рис. 7), что близко к составу субщелочного пикрита. Такому составу в качестве исходного не соответствует слишком малое содержание
оливина в расслоенной серии, и указанные образцы, как и вся зона эндоконтакта интрузива
(краевая группа), являются, по-видимому,
результатом разной степени ассимиляционного
взаимодействия с материалом вмещающих пород ультрамафитовой магмы, частично аккумулировавшей здесь кристаллы оливина и капли
сульфидного расплава, выделившиеся в ней до
внедрения.
Учитывая «бонинитовую» последовательность кристаллизации интрузива (оливин®
ортопироксен®…), надо полагать, что исходной
для серии его пород была высокомагнезиальная
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОРТЛАНДИТ–АМФИБОЛОВЫЙ ПИРОКСЕНИТ – ГОРНБЛЕНДИТОВАЯ СЕРИЯ РАССЛОЕННОГО
НИКЕЛЕНОСНОГО ИНТРУЗИВА ВОСТОЧНО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ
(12-15 % MgO), низкоглиноземистая и богатая
кремнеземом (51-53 % SiO2) магма типа кварцевого толеита, с высоким содержанием воды.
Вследствие ухода части железа в рудный сульфидный расплав и ранней кристаллизации паргасита и флогопита дифференциация такой
магмы должна следовать известково-щелочному
направлению. Относительное повышение ее
железистости при выделении ассоциации высокомагнезиальных минералов сопровождалось,
видимо, в целом более интенсивным накоплением кремнезема, но при умеренном накоплении
глинозема и щелочей, входящих в состав слюды
и амфибола. Для решения проблем исходного
состава магмы и пути её диффренциации, актуальных в рудогенетическом и прогнозно-поисковом отношении, необходимо доизучение интрузива в его верхней, не вскрытой бурением части.
С составом исходной магмы и степенью ее
водонасыщенности связан и вопрос формационной принадлежности кортландитов. На основании сравнительно широкого развития их небольших интрузий на восточной окраине Азиатского континента была выделена никеленосная
горнблендит-кортландитовая формация (Зимин,
1973). На Камчатке кортландиты впервые были
выявлены Б.А. Марковским (Геология СССР,
1964) и позднее исследовались С.А. Щекой с
соавторами (Щека, Старков, 1968; Щека, Чубаров, 1987). Ранее по признаку развития кортландитоподобных пород («плагиоклазовых кортландитов» с реакционным паргаситом) в троктолитовых интрузивах Приморья им было предложено выделение троктолит-кортландитовой
формации (Щека, 1971), к которой и были отнесены никеленосные ультрамафиты как юга Срединного кристаллического массива Камчатки, так
и месторождения Шануч на его северной оконечности.
Описанные кортландиты Восточно-Геофизического интрузива представляют их первое
реальное проявление на Шанучском рудном
поле, но, как изложено, в ассоциации с первичноамфиболовыми породами, далекими от троктолитов. Кристаллизация подобных («настоящих») кортландитов происходила из магмы,
изначально богатой водой и еще более обогащавшейся ею в закрытых (по воде) системах интрузивов. Уход существенной доли извести и глинозема в рано выделяющиеся амфибол и флогопит делает невозможным появление плагиоклаза в ассоциации с оливином, отодвигая его
выделение до гораздо более поздних стадий
дифференциации.
В свете этих противоречий представляется
более правильным выделение ряда серий пород в
составе общей перидотит-пироксенит-габброноритовой формации, различающихся по сте-
пени водонасыщенности исходной магмы и,
соответственно, времени ее насыщения сульфидами (?), начала кристаллизации гидроксилсодержащих минералов и плагиоклаза, по трендам
дифференциации и глубинам становления интрузивов.
ВЫВОДЫ
Изучение Восточно-Геофизического интрузива приводит к ряду заключений, существенных
для понимания эволюции рудогенного магматизма, а также геологической структуры района
и конкретно структуры Шанучского рудного поля.
1. Породы изученной нижней части расслоенной серии интрузива – кортландиты, амфиболовые пироксениты, горнблендиты – являются
фракционатами (кумулатами) высоководной
мафической магмы, не имеющими жидких магматических эквивалентов и, следовательно, неспособными формировать самостоятельные
интрузивные внедрения. Нахождение их в подобном качестве означает, что либо эволюционировавшая магма была отжата от них в процессе
становления интрузива, либо производные от неё
породы разобщены с ними тектонически, либо
уничтожены эрозией. Подобные процессы,
очевидно, могут касаться и руд.
2. Амфибол и флогопит кортландитов являются первично- и раннемагматическими минералами. Они не находятся в реакционных
отношениях с оливином и ортопироксеном, а
друг с другом образуют котектическую пару.
Продолжающееся и при их выделении накопление воды в закрытой магматической системе
интрузива исключает, по-видимому, образование
каких-либо более «сухих» пород в прямой генетической связи с кортландитами.
3. Связанное с интрузивом сульфидное
медно-никелевое оруденение имеет сингенетический характер. Магма поступала в интрузивную
камеру с уже присутствовавшими в ней каплями
ликвировавшего сульфидного расплава и кристаллами раннего оливина (и шпинели), продолжавшими отделяться, коалесцировать и разрастаться в ходе внутрикамерной дифференциации магмы.
4. Донная залежь руды и серия расслоенных
пород интрузива сформировались путем ликвационной и кристаллизационной дифференциации, гравитационной и развивавшейся по
типу «нарастания твердой корки». Этот процесс
осложнялся периодическим пополнением камеры повторными внедрениями магмы, близкой
к исходной (но, видимо, выделившей основную
часть своей рудной нагрузки на глубине), и её
смешением с остаточными расплавами предшествующих стадий дифференциации. Этими
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
27
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СЕЛЯНГИН
«реверсивными» событиями обусловлен полиритмический характер расслоенности интрузива.
5. Раннее постмагматическое изменение
пород расслоенной серии выразилось замещением бронзита амфиболовых пироксенитов
антофиллитом и, главным образом, тальком,
устойчивым при высоких P-t°-параметрах и
низкой фугитивности кислорода. Бронзит ранее
сформировавшихся кортландитов этим замещением затронут практически не был. Лишь
позднее, с перемещением интрузива с толщей
вмещающих пород в область меньших глубин и
устойчивости магнетита, оливин кортландитов
подвергся умеренной серпентинизации, также
почти не коснувшейся их ортопироксена.
Указанный характер распределения оталькования по разрезу интрузива свидетельствует об
автометаморфической природе этого процесса,
развивавшегося, в отличие от серпентинизации,
в основном за счет собственной, первичномагматической воды интрузива, накапливавшейся в достаточном количестве лишь на определенной стадии его дифференциации.
6. Выявление характера Восточно-Геофизического интрузива как расслоенного и опрокинутого после отвердевания показывает, что вмещающая его толща кристаллических сланцев
образует крупную пликативную структуру (вероятно, флексуру) у северной границы Срединного кристаллического массива Камчатки с
формациями более молодого подвижного пояса.
Внедрения никеленосных магматитов Шанучского рудного поля являются предкинематическими и локализованы в крутопадающем крыле структуры. Это подтверждается подобным
же опрокинутым залеганием интрузивов собственно Шанучского месторождения, несколько
более хаотичным из-за влияния позднейших
деформаций.
7. До ныне спорные среди камчатских геологов представления о преобладающем син- или
эпигенетическом характере оруденения, о связи
его с расслоенными интрузивами или отсутствии
таковой (Щека, Чубаров, 1987), возможность,
благодаря этой их структуре, учета пострудных
деформаций рудных полей являются важнейшими элементами стратегии поисков и разведки
сульфидных медно-никелевых руд. Результаты
изучения Восточно-Геофизического интрузива –
аргумент в пользу первых из перечисленных выше
положений, выдвигающий структурно-петрологическое исследование потенциально рудоносных интрузивов в качестве необходимой предпосылки успешности поисково-разведочных работ.
Автор благодарен руководству и геологической службе ЗАО НПК «Геотехнология» за предоставленные материалы, своим коллегам В.Е. Кун-
28
гуровой, В.В. Кононову за сотрудничество в
экспедиционной работе и помощь в обработке её
результатов, Е.М. Газзаевой, Е.П. Михайловой и
Н.Е. Соломко за помощь в оформлении статьи.
Список литературы
Геология СССР. Т. XXXI. Камчатка, Курильские
и Командорские острова. Ч. I. Геологическое
описание. М.: Недра, 1964. 634 с.
Дир У.А., Хауи Р.А., Зусман Д. Породообразующие
минералы. Т. 3. М.: Мир, 1965. 316 с.
Зимин С.С. Формация никеленосных роговообманковых базитов Дальнего Востока. Новосибирск: Наука, 1973. 134 с.
Ирвин Т.Н. Изверженные породы, состав которых
обусловлен аккумуляцией и сортировкой
кристаллов // Эволюция изверженных пород.
М.: Мир, 1983. С. 230-241.
Конников Э.Г., Янь Х., Си А., Дэю С. Сульфидные
никелевые месторождения рудного поля
Хунчилин (провинция Цзилинь, Китай) //
Геология рудных месторождений. 2004. Т. 46.
№ 4. С. 346-354.
Магматические горные породы. Классификация,
номенклатура, петрография. Ч. I. М.: Наука,
1983. 367 с.
Минералы Т. III. М.: Наука, 1981. 398 с.
Налдретт А. Дж. Сульфидные никелевые месторождения: классификация, состав и генезис // Генезис рудных месторождений. Т. 2.
М.: Мир, 1984. С. 253-343.
Полферов Д.В. Геология, геохимия и генезис месторождений медно-никелевых сульфидных
руд. Л.: Недра, 1979. 294 с.
Селянгин О.Б. Петрология никеленосных базитов Шанучского рудного поля // Вестник
КРАУНЦ. 2003. № 2. С. 33-55.
Уэйджер Л., Браун Г. Расслоенные изверженные
породы. М.: Мир, 1970. 552 с.
Ферштатер Г.Б. Петрология главных интрузивных ассоциаций. М.: Наука, 1987. 232 с.
Шарков Е.В. Петрология расслоенных интрузий.
Л.: Наука, 1980. 183 с.
Щека С.А., Старков Г.Н. О сопряженности состава интрузивов и литолого-фациального
состава вмещающих толщ (на примере базитов и гипербазитов Камчатки) // Докл. АН
СССР. 1968. Т. 181. № 3. С. 710-713.
Щека С.А. Некоторые общие закономерности
эволюции базит-гипербазитового магматизма // Основные проблемы металлогении Тихоокеанского пояса. Владивосток: ДВФ СО
АН СССР, 1971. С. 300-313.
Щека С.А., Чубаров В.М. Никеленосные кортландиты Камчатки // Изв. АН СССР. Серия
геологическая. 1987. № 12. С. 50-61.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОРТЛАНДИТ–АМФИБОЛОВЫЙ ПИРОКСЕНИТ – ГОРНБЛЕНДИТОВАЯ СЕРИЯ РАССЛОЕННОГО
НИКЕЛЕНОСНОГО ИНТРУЗИВА ВОСТОЧНО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ
Irvine T.N., Baragar W.R.A. A guide to the chemical
classification of the Common volcanic rocks //
Canad. d. Earth. Sci. 1971. № 8. P. 523-548.
Naldrett A.J. World-class Ni-Cu-PGE deposits: key
factors in their genesis // Mineralium deposita,
1999. Vol. 34. P. 227-240.
Wilson A.H. The Geology of the Great Dyke,
Zimbabwe: Crystallisation, Layering and Cumulate Formation in the P1 Pyroxenite of Cyclic
Unit 1 of the Darwendale Subchamber // J. of Petrology, 1992, Vol. 33. Part 3. P. 611-663.
CORTLANDITE – AMPHIBOLE PYROXENITE – HORNBLENDITE SUITE OF THE
LAYERED NICKEL-BEARING INTRUSION VOSTOCHNO-GEOPHYZICHESKY,
SHANUCH ORE FIELD, KAMCHATKA
O. B. Selyangin
Research Geotechnological Center, Far Eastern Branch of the Russian Academy of Sciences
683002, Petropavlovsk-Kamchatsky, Russia
тел. 9-26-39; факс: (415-22) 9-26-39, e-mail: obs@kscnet.ru
A geological position and petrology of the explored part of layered intrusion with a bottom deposit
of syngenetic sulfide copper-nickel ores is described. A cumulative origin of cortlandites that
form the intrusion and rocks associated with them – derived rocks of high-water ultramafic magma
of boninitic (quartz-tholeiitic) type is shown. An overturned occurrence of intrusion is used for
interpretation of the folded component of ore field structure that was unknown earlier.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
29
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
УДК 551.242.23
ОСОБЕННОСТИ РЕЛЬЕФА ДНА И МОРФОСТРУКТУРНОЙ СЕГМЕНТАЦИИ
РИФТОВОЙ ЗОНЫ ЮГО-ВОСТОЧНОГО ИНДИЙСКОГО ХРЕБТА
ã 2006 А. В. Розова, Е. П. Дубинин
МГУ, Музей землеведения, сектор геодинамики, Москва, 119992
тел. (495)939-15-10; факс. (495)939-15-94; e-mail: dubinin@mes.msu.ru
Рассмотрены особенности изменения форм рельефа и морфоструктурной сегментации вдоль
простирания рифтовой зоны Юго-Восточного Индийского хребта, раздвигающегося со средними
скоростями спрединга (5.8 – 7.6 см/год). Показано, что для него характерно изменение форм рельефа от морфологии осевых поднятий, характерных для быстро раздвигающихся хребтов (>8 см/
год), до морфологии рифтовых долин, характерных для медленно раздвигающихся хребтов (<4
см/год), через особый, промежуточный тип морфологии рифтовой зоны. Выявлены основные
формы рельефа дна для участков рифтовой зоны с промежуточной морфологией. На основании
анализа рельефа дна рифтовой зоны сделаны предположения о характере изменений глубинной
структуры литосферы при переходе от рифтовых зон с морфологией осевых поднятий к рифтовым
зонам с промежуточной морфологией и с морфологией рифтовых долин.
ВВЕДЕНИЕ
Изучение рифтовых зон срединно-океанических хребтов (СОХ) с быстрым и с медленным
спредингом позволило уже достаточно давно получить детальное представление об их рельефе.
Известно, что рифтовые зоны с низкой скоростью
раскрытия (менее 4 см/год), как правило, имеют
форму глубоких рифтовых долин («морфология
рифтовых долин») шириной около 30 км и глубиной порядка 1.5 – 3 км, например, на СрединноАтлантическом хребте (САХ) (Sempere, Macdonald, 1987). Для рифтовых зон СОХ с быстрым
спредингом (больше 8 см/год) характерно горстообразное поднятие шириной около 30 км и высотой порядка 400 – 500 м, например, на ВосточноТихоокеанском поднятии (ВТП) (Lonsdale, 1994;
Cochran et al., 1993). В привершинной части этого
поднятия, как правило, образуется осевое поднятие треугольной, трапециевидной или купольной формы («морфология осевых поднятий»), в
центральной части которого периодически появляется вершинный грабен глубиной в первые
десятки метров и шириной десятки-сотни метров,
который протягивается на десятки километров
вдоль оси (Lonsdale, 1977; Macdonald, Fox, 1988).
Морфология рифтовых зон среднеспрединговых хребтов, где скорость спрединга варьирует
от 4 до 8 см/год, не столь определена и гораздо
30
более изменчива. Примерами таких хребтов могут
служить Юго-Восточный Индийский хребет
(скорость спрединга 5.8 – 7.6 см/год), Тихоокеанско-Антарктический хребет (скорость спрединга 5.5 – 10.0 см/год), Галапагосский центр
спрединга (скорость спрединга 4.5 – 6.5 см/год),
хребет Хуан де Фука (скорость спрединга около 6
см/год). На этих хребтах можно встретить как
формы рельефа, подобные рифтовым долинам
хребтов с медленным спредингом, так и рельеф,
напоминающий осевые поднятия быстрых хребтов, причем особенностью среднеспрединговых
хребтов являются постепенные вдольосевые изменения морфологии от рифтовых долин к осевым поднятиям с формированием морфологии
промежуточного типа. Все попытки классификации форм рельефа рифтовых зон со средней скоростью раздвижения сводились, как правило, к
выделению трех основных типов рельефа, по аналогии с рельефом рифтовых зон с быстрым и с
медленным спредингом: морфология осевых
поднятий, промежуточная морфология (либо
рифтовые поднятия (Sempere et al., 1997), либо
мелкие рифтовые долины (Ma, Cochran, 1996)) и
морфология глубоких рифтовых долин. При этом
большинство исследователей отмечают, что рельеф рифтовых зон среднеспрединговых хребтов
практически всегда отличается от типов морфологии, описанных на хребтах с быстрым и с
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОСОБЕННОСТИ РЕЛЬЕФА ДНА И МОРФОСТРУКТУРНОЙ СЕГМЕНТАЦИИ РИФТОВОЙ ЗОНЫ
медленным спредингом, и что подобные классификации слишком жесткие для описания многообразия форм рельефа рифтовых зон среднеспрединговых хребтов.
В процессе изучения рифтовых зон СОХ было
установлено, что особенности их рельефа определяются, в первую очередь, соотношением размеров глубинных магматических структур в коре и
мантии и характером протекающих там геодинамических процессов (Дубинин, Ушаков, 2001).
На хребтах с быстрым спредингом сейсмическими методами практически везде выявляется
осевая магматическая камера (Detrick et al., 1987),
степень насыщенности расплавом и форма кровли которой, видимо, определяют форму осевого
поднятия (Macdonald et al., 1998). На хребтах с
медленным спредингом устойчивые осевые магматические камеры современными геофизическими методами почти нигде не обнаружены.
Здесь, в моделях глубинного строения рифтовых
зон над региональным поднятием астеносферы
предполагается образование отдельных центров
сфокусированного мантийного апвеллинга, над
которыми периодически могут возникать локальные короткоживущие очаги расплава в коре (Tolstoy et al., 1993; Галушкин и др., 2002). Например,
такие локальные очаги в виде силлов или линз
были выделены с помощью сейсмической томографии на глубине 3.5 км в рифтовой зоне САХ
(область AMAP, 36.5° с.ш. (Magde et al., 2000)). Из
этих очагов расплава и происходят излияния магмы на осевых вулканах внутреннего дна рифтовой
долины. Наличие или отсутствие стационарной
коровой магматической камеры в спрединговых
хребтах с высокими и низкими скоростями раздвижения определяет принципиальные различия
в механизмах аккреции, глубинном строении
коры и рельефе дна рифтовых зон (Дубинин,
Ушаков, 2001; Галушкин и др., 2002). Для хребтов
со средними скоростями раздвижения в настоящее время нет такой определенности в моделях
глубинного строения литосферы в виду явной
недостаточности сейсмических исследований,
хотя рельеф этих хребтов описан достаточно детально. Поэтому целью настоящей работы является попытка выявления особенностей изменения форм рельефа рифтовых зон среднеспрединговых хребтов и рассмотрения геодинамических
причин, ответственных за эти изменения.
Для анализа особенностей рельефа рифтовых
зон СОХ со средней скоростью растяжения был
выбран Юго-Восточный Индийский хребет
(ЮВИХ) (рис. 1 А). Он протягивается примерно
на 8000 км от тройного соединения (ТС) Родригес
до ТС Маккуори (62° ю.ш. и 160° в.д.). Скорость
спрединга на ЮВИХ быстро возрастает от 57.5
мм/год в районе ТС Родригес до 68 мм/год - около
плато Амстердам Сен-Поль, а дальше к востоку
Рис. 1. Характеристика Юго-Восточного Индийского
хребта (ЮВИХ): А - тектоническая схема ЮВИХ; Б изменение скорости спрединга на ЮВИХ (Sempere et
al., 1997); В - вдольосевой профиль ЮВИХ между 88 и
118° в.д. и изменение типа морфологии рифтовой
зоны. АСП – плато Амстердам – Сен-Поль; ААД –
Австрало-Антарктический Дискорданс. 1 – Крупное
поднятие, ограниченное впадинами зарождающейся
рифтовой долины, на оси появляется среднее поднятие;
2 – крупное поднятие, ограниченное впадинами зарождающейся рифтовой долины, среднее поднятие на
оси погружается в пределы грабена; 3 – крупное поднятие, ограниченное впадинами зарождающейся рифтовой долины, на оси грабен; 4 – крупное поднятие,
расчлененное грабеном, погружается внутрь долины;
5 – рифтовая долина.
увеличивается медленней, достигая максимального значения 75.6 мм/год около 114° в.д. Затем
скорость спрединга начинает медленно уменьшаться (рис. 1 Б). Таким образом, Юго-Восточный
Индийский хребет вдоль всей своей длины имеет
среднюю скорость спрединга. На Юго-Восточном
Индийском хребте, на участке между 88° в.д. и
118° в.д., были проведены детальные исследова-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
31
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РОЗОВА, ДУБИНИН
ния (Sempere et al., 1997; Cochran et al., 1997; Shah,
Sempere, 1998), в результате которых получены
батиметрические карты отдельных сегментов этого хребта и батиметрические профили его рифтовой зоны. Эти данные позволяют провести детальный анализ изменения морфологии рифтовой зоны ЮВИХ.
ИЗМЕНЕНИЯ МОРФОЛОГИИ РИФТОВОЙ
ЗОНЫ ЮГО-ВОСТОЧНОГО ИНДИЙСКОГО
ХРЕБТА
Рельеф Юго-Восточного Индийского хребта
сильно меняется вдоль его простирания от ТС
Родригес до ТС Маккуори. Это отчасти связано с
существованием в его пределах двух аномальных
областей: плато Амстердам-Сен Поль (АСП),
образование которого объясняется воздействием
на ось хребта в этом месте локальной горячей
точки Амстердам-Сен Поль (Sсheirer et al., 2000;
Conder et al., 2000), и Австрало-Антарктического
Дискорданса (ААД), а также с предполагаемым
воздействием горячей точки Кергелен (Sсheirer et
al., 2000; Ma, Cochran, 1996). По изменению осевой глубины, морфологии рифтовой зоны, простирания хребта и характера его сегментации
морфоструктурными нарушениями в пределах
ЮВИХ можно выделить пять участков: западный,
располагающийся между ТС Родригес и плато
АСП, область плато АСП, центральный, между
плато АСП и ААД, область ААД и восточный
участок, протягивающийся от восточной границы
ААД до ТС Маккуори, нарушенный гигантской
системой трансформных разломов ТасмановойБалени, смещающих ось хребта почти на тысячу
километров.
На западном участке от ТС Родригес до 29.5°
ю.ш. хребет имеет глубокую, хорошо развитую
САХ-образную рифтовую долину шириной 15-20
км с рельефом в 1000-1500 м (рис. 2). Около 29.5°
ю.ш. наблюдается переход от глубокой рифтовой
долины к мелкой долине (200-400 м глубиной)
(Ma, Cochran, 1996). Мелкие рифтовые долины
обычно имеют ширину 10-15 км с амплитудой
рельефа в 100-150 м, хотя они становятся глубже
по направлению к границам сегментов. На участке плато Амстердам-Сен Поль рифтовая долина
практически исчезает, и поперечные профили
оси хребта имеют достаточно плоскую форму
(рис. 2). На западе центрального участка ЮВИХ
рифтовая зона имеет форму мелкой рифтовой
долины, которая около 82° в.д. сменяется осевым
поднятием, что объясняется воздействием в этом
месте на ось ЮВИХ горячей точки Кергелен (Ma,
Cochran, 1996). Дальше к востоку осевое поднятие
постепенно становится менее выраженным и
сменяется рифтовыми долинами, в целом, углубляющимися при приближении к АвстралоАнтарктическому Дискордансу (105°-114° в.д.).
На всем протяжении Австрало-Антарктического
Дискорданса рифтовая зона имеет морфологию
глубокой рифтовой долины с сильно расчлененным рельефом, а на его восточной границе вновь
происходит резкий переход осевой морфологии
к осевому поднятию, которое характерно для всего восточного участка ЮВИХ (рис. 2). Таким
образом, вдоль ЮВИХ морфология рифтовой
зоны изменяется несколько раз.
Вместе с изменением морфологии на ЮВИХ
меняется и характер его сегментации морфоструктурными нарушениями. Там, где рифтовая
зона ЮВИХ имеет морфологию осевого под-
Рис. 2. Поперечные батиметрические профили рифтовой зоны ЮВИХ (Ma, Cochran, 1996).
Соответствующие каждому профилю штрихи указывают глубину 3000 м.
32
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОСОБЕННОСТИ РЕЛЬЕФА ДНА И МОРФОСТРУКТУРНОЙ СЕГМЕНТАЦИИ РИФТОВОЙ ЗОНЫ
А
!
"
#$
%
%
%
%
%
%
%
%
%
Б
!
"
#$
Рис. 3. Параметры сегментации рифтовых зон СОХ с
различной морфологией. А - сравнение средней длины
сегментов различных порядков, имеющих морфологию глубокой рифтовой долины, мелкой рифтовой
долины и осевого поднятия; Б - сравнение средней
величины смещения на нарушениях различных порядков, ограничивающих сегменты с глубокой рифтовой долиной, мелкой рифтовой долиной и осевым
поднятием.
нятия, она сегментируется перекрытиями центров спрединга, характерными для хребтов с высокой скоростью спрединга. А на участках ЮВИХ
с морфологией рифтовой долины ось хребта сегментируется нетрансформными смещениями, по
морфологии похожими на наблюдающиеся на
медленноспрединговых хребтах. В зависимости
от типа морфологии рифтовой зоны изменяются
и параметры ее сегментации. Самыми короткими
оказываются сегменты рифтовой зоны в области
преобладания глубоких долин, немного длиннее
сегменты в пределах рифтовой зоны с морфологией мелких рифтовых долин и самыми длинными оказываются сегменты хребта в области развития осевых поднятий (рис. 3, А).
Кроме региональных изменений морфологии, в пределах каждого отдельного сегмента наблюдаются локальные ее изменения, связанные
с охлаждением литосферы по мере приближения
к трансформным разломам и крупным нетрансформным смещениям, нарушающим ось спре-
динга. Если в центре сегментов морфология оси
изменяется в сторону уменьшения глубины рифтовых долин и приближения к морфологии осевых поднятий, то около нарушений глубина рифтовых долин возрастает, а осевые поднятия становятся ниже или исчезают, сменяясь рифтовыми
долинами. Изменения морфологии рифтовой
зоны обычно сопровождаются изменением осевой глубины. Там, где развиты рифтовые долины
(рис. 1, В), ось хребта располагается гораздо глубже, чем в области преобладания осевых поднятий.
Эта зависимость наблюдается как в региональном
масштабе, например, на центральном участке изменение морфологии от осевых поднятий к
рифтовым долинам сопровождается увеличением
осевой глубины на 2100 м, так и в масштабе отдельных сегментов, где осевая глубина увеличивается при приближении к ограничивающим
сегменты морфоструктурным нарушениям.
Переходы от одного типа осевой морфологии рифтовых зон СОХ к другому могут быть
связаны с изменениями либо скорости спрединга, либо температуры мантии. На ЮВИХ скорость спрединга заметно меняется (от 5.8 до 6.2
см/год) лишь на самом западном участке (между
ТС Родригес и АСП), где на фоне ее увеличения
морфология рифтовой зоны изменяется от глубоких рифтовых долин к мелким. Таким образом, можно ожидать, что на 29.5° ю.ш. переход от
глубоких рифтовых долин к мелким отчасти
вызван увеличением скорости спрединга. Дальше же к востоку скорость спрединга увеличивается слишком медленно для того, чтобы оказывать существенное воздействие на морфологию
рифтовой зоны ЮВИХ. Тем не менее, здесь наблюдается еще 4 перехода морфологии, причем парадокс заключается в том, что, на фоне
увеличения скорости спрединга, морфология
рифтовой зоны меняется от осевого поднятия
к рифтовой долине, а не наоборот, как следовало бы ожидать. Можно предположить, что
морфология рифтовой зоны ЮВИХ находится
здесь под влиянием изменений в температуре
подосевой мантии. На оси ЮВИХ располагается
плато Амстердам-Сен Поль с вулканическими
островами, в области которого повышенная
температура мантии приводит к уменьшению
глубины оси. Поднятый рельеф и современный
вулканизм позволили предположить, что в районе АСП на ЮВИХ находится аномальная область («горячая точка»), с которой связаны повышенные мантийные температуры (Conder et al.,
2000; Scheirer et al., 2000). Постепенное увеличение мантийной температуры при приближении
к этой горячей точке, по-видимому, отчасти определяет и изменение морфологии около 29.5°
ю.ш. Далее к востоку от этой горячей точки, около
82° в.д., морфология рифтовой зоны ЮВИХ
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
33
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РОЗОВА, ДУБИНИН
изменяется до осевого поднятия, что, по мнению некоторых исследователей, связано с влиянием на осевую зону хребта горячей точки
Кергелен (Ma, Cochran, 1996; Scheirer et al., 2000).
Дальнейшее изменение морфологии рифтовой зоны ЮВИХ к востоку определяется постепенным охлаждением мантии при приближении к Австрало-Антарктическому Дискордансу,
где следует ожидать понижения мантийных температур и, как следствие, увеличения толщины
хрупкого слоя литосферы и изрезанности рельефа дна. Об относительно низкой температуре мантии под этим аномальным регионом
ЮВИХ свидетельствует распределение скоростей сейсмических волн (Forsyth et al., 1987),
изменение высоты геоида с возрастом литосферы при удалении от оси спрединга (Marks et al.,
1991), а также геохимические данные (Klein,
Langmuir, 1987). Видимо, изменение морфологии от осевых поднятий к мелкой рифтовой долине около 104° в.д. и переход от мелкой к глубокой рифтовой долине на западной границе
ААД около 114° в.д. связаны с уменьшением
температуры подосевой мантии. На восточной
границе ААД рельеф рифтовой зоны вновь резко изменяется в сторону осевого поднятия (рис. 2).
Как правило, между областью развития
осевых поднятий и рифтовых долин располагается регион с промежуточной морфологией, имеющей черты как осевых поднятий, так и
рифтовых долин. Для этой области с переходной морфологией характерно чередование сегментов с морфологией более близкой либо к
осевым поднятиям, либо к осевым долинам, что,
во многом, зависит от длины сегментов. Более
длинные сегменты обычно имеют рельеф рифтовой зоны ближе к осевым поднятиям, в то время как на более коротких сегментах происходит углубление и расширение рифтовой долины
(рис. 1, В).
Морфология рифтовой зоны на ЮВИХ между 88° и 118° в.д. на межсегментном уровне изменяется не постепенно. На фоне общей тенденции изменения рельефа оси от осевых поднятий
на западе к рифтовым долинам на востоке, при
пересечении некоторых трансформных разломов с запада на восток происходят скачкообразные изменения морфологии рифтовой зоны
обратного характера: от рифтовых долин к западу от трансформного нарушения к осевым поднятиям восточнее трансформного разлома.
Возможно, на участке ЮВИХ между 88° и 118° в.д.
трансформные разломы вызывают неравномерность в уменьшении температуры, когда при
пересечении разлома температура подстилающей астеносферы вдруг скачкообразно возрастает, а затем опять продолжает постепенно
уменьшаться.
34
ТИПЫ РЕЛЬЕФА РИФТОВОЙ ЗОНЫ
Переходный тип морфологии рельефа рифтовой зоны ЮВИХ имеет много особенностей, не
характерных ни для морфологии осевых поднятий, ни для морфологии рифтовых долин.
Основной его чертой являются постоянные изменения рельефа при движении вдоль всей рифтовой зоны ЮВИХ как на межсегментном, так и
на внутрисегментном уровнях. Как правило,
рельеф рифтовой зоны меняется достаточно
постепенно, проходя в своем развитии от осевых
поднятий к рифтовым долинам несколько последовательных стадий, для каждой из которых
характерно особое взаиморасположение свойственных для промежуточной морфологии элементов рельефа.
В области ЮВИХ с промежуточной морфологией обобщенный поперечный профиль рельефа рифтовой зоны состоит из нескольких элементов (рис. 4). В рифтовой зоне выделяется крупное поднятие высотой от 300 до 600 м, ширина
которого изменяется от 10 до 40 км. Основание
этого поднятия располагается ниже уровня окружающих склонов хребта, в результате чего в рельефе по обе стороны от крупного поднятия появляются депрессии. Их глубина при приближении
к области рифтовых зон с морфологией рифтовых
долин постепенно увеличивается, благодаря чему
крупное поднятие постепенно «проваливается» в
пределы зарождающейся рифтовой долины. Это
поднятие, как правило, имеет трапециевидную
форму. Оно обычно ограничивается крутыми
склонами и имеет плоскую, вогнутую или выпуклую вершинную поверхность.
Часто вершинная поверхность крупного
поднятия рассекается крупным грабеном, ширина которого изменяется от 3 до 11 км, а глубина –
от 50 до 450 м. Но во многих случаях такой грабен
Рис. 4. Основные морфоструктурные элементы поперечного профиля СОХ со средней скоростью спрединга.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОСОБЕННОСТИ РЕЛЬЕФА ДНА И МОРФОСТРУКТУРНОЙ СЕГМЕНТАЦИИ РИФТОВОЙ ЗОНЫ
не образуется. Возможно, появление и исчезновение крупного грабена определяется степенью
насыщенности расплавом, накапливающимся
под кровлей стационарной магматической камеры. В пределах грабена или непосредственно на
вершинной поверхности крупного поднятия на
хребтах со средним спредингом образуется среднее поднятие, имеющее обычно куполообразную
вершину. Его ширина изменяется от 3 до 8 км, а
высота составляет 150-300 м. Средние поднятия
встречаются только в рифтовых зонах с промежуточной морфологией, на хребтах с морфологией осевых поднятий они, по-видимому, не образуются. На вершине среднего поднятия может
появляться осевой грабен шириной 0.5 – 2.5 км и
глубиной 40 – 130 м. На оси рифтовой зоны в пределах грабена или на вершине среднего поднятия
иногда располагается осевой вулкан высотой 50 –
170 м и размером основания около 0.8 – 2.5 км.
При изменении морфологии от осевых поднятий к рифтовым долинам происходит последовательное изменение рельефа рифтовой зоны,
которое сначала выражается в постепенном опускании крупного поднятия в пределы зарождающейся рифтовой долины (рис. 5). В начале этого
изменения крупное поднятие имеет треугольную,
купольную или трапециевидную форму, аналогичную поднятиям, наблюдающимся на хребтах
с быстрым спредингом, лишь у его подножий появляются небольшие впадины (рис. 5 а). Затем, в
центральной части этого поднятия, выделяется
среднее поднятие (рис. 5 б, в), которое при дальнейшем приближении к области морфологии
рифтовых долин все чаще и чаще оказывается по-
Рис. 5. Типичные поперечные батиметрические профили рифтовой зоны СОХ. Слева – наблюдаемые профили с морфологией осевого поднятия (ВТП) (Sempere, Macdonald, 1987; Lonsdale, 1977),
с промежуточной морфологией (ЮВИХ) и с морфологией рифтовой долины (ЮВИХ) (Sempere et
al., 1997). Справа – схематичные профили с основными элементами рельефа рифтовой зоны.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
35
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РОЗОВА, ДУБИНИН
груженным в пределы крупного грабена (рис. 5 в).
При последующем приближении к рифтовым
зонам с морфологией рифтовых долин среднее
поднятие исчезает (рис. 5 г), а вершина крупного
поднятия оказывается ниже бровок рифтовой
долины (рис. 5 д). Затем на поперечном профиле
остается одна рифтовая долина (рис. 5 е). На каждой из этих стадий осевой грабен и осевой вулкан
могут появляться и исчезать, т.е. эти формы рельефа встречаются в рифтовых зонах с любым
типом морфологии.
Иными словами можно выделить несколько
последовательных стадий в эволюции рельефа
дна рифтовых зон среднеспрединговых хребтов,
которые, видимо, связаны с соответствующими
изменениями в глубинной структуре коры.
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ПРИЧИНЫ
ИЗМЕНЕНИЯ МОРФОЛОГИИ И
СЕГМЕНТАЦИИ РИФТОВОЙ ЗОНЫ ЮГОВОСТОЧНОГО ИНДИЙСКОГО ХРЕБТА
Рельеф рифтовых зон СОХ определяется
глубинным строением литосферы и верхней
мантии под ними. Геофизическое изучение СОХ
и результаты численного моделирования показали, что под всеми рифтовыми зонами СОХ фиксируется поднятие астеносферы, в верхней части
которого может образовываться область с повышенной концентрацией расплава (Галушкин и
др., 2002). На хребтах с быстрым спредингом образуются коровые осевые магматические камеры
(ОМК), в верхней части которых накапливается
линза расплава (рис. 6 А). Глубина кровли камеры достигает 1-1.5 км от уровня дна, а ее ширина
варьирует от 0.5 до 4 км (Sinton, Detrick, 1992).
На хребтах с низкими скоростями раздвижения
осевые магматические камеры, как правило, не
образуются, а излияния происходят из временных
локальных очагов расплава, связанных системой
подводящих каналов с сфокусированными цент-
рами мантийного апвеллинга, которые располагаются под центрами сегментов хребта (рис. 6 Д).
При промежуточных скоростях спрединга
следует ожидать изменений в глубинном строении рифтовой зоны, выражающихся в постепенном уменьшении размеров и увеличении глубины
коровой магматической камеры до ее полного
исчезновения (Дубинин, Ушаков, 2001). В зависимости от температуры мантии эти изменения
могут происходить при разных величинах скорости спрединга: чем больше температура мантии, тем при меньших значениях скорости спрединга исчезает коровая магматическая камера.
Как показывают оценки, при средних значениях
мантийной температуры (Тм=1250°С) коровая
магматическая камера исчезает при граничной
скорости спрединга Vспред=4.0 см/год (Галушкин
и др., 1994). Однако вариации мантийных температур (на десятки градусов) могут существенно
влиять на значение граничной скорости спрединга. Во всяком случае, при средних скоростях спрединга (4-8 см/год) происходят существенные
изменения в механизмах аккреции коры, термомеханических свойствах коры и литосферы и, как
следствие, в морфологии дна рифтовых зон, меняющейся от осевых поднятий до рифтовых долин. Поэтому по характеру изменения рельефа
можно предполагать соответствующие изменения
глубинной структуры рифтовой зоны (Дубинин
и др., 2002).
При изменении морфологии от осевых поднятий к рифтовым долинам, вследствие уменьшения количества образуемого расплава и сокращения частоты его внедрений, кровля ОМК должна заглубляться. По-видимому, появление среднего поднятия связано с более глубоким расположением ОМК в рифтовых зонах с промежуточной
морфологией, в результате которого отражающая
ее форма рельефа становится шире (рис. 6 Б). Такое предположение подтверждается тем, что минимальная ширина и высота среднего поднятия
Рис. 6. Схема изменения глубинного строения литосферы и морфологии рифтовых зон СОХ при
уменьшении скорости спрединга. А - быстрый спрединг (Vспред.> 8.0 см/год). Морфология осевых
поднятий. Характерно широкое сводовое поднятие астеносферы и коровая магматическая камера.
Б-Г - средний спрединг (Vспред.= 4.0 – 8.0 см/год). Морфология промежуточного типа. Происходит
сужение и заглубление ОМК, астеносферное поднятие сужается и опускается глубже, что приводит
к погружению крупного поднятия в пределы зарождающейся рифтовой долины (Б). ОМК исчезает,
остаются локальные очаги расплава в коре. Рельеф плоский, выровненный (В). Происходит дальнейшее уменьшение ширины астеносферного поднятия и заглубление его кровли, формируются
центры сфокусированного мантийного апвеллинга. Вершина крупного поднятия располагается
существенно ниже бровок рифтовой долины (Г). Д - медленный спрединг (Vспред.< 4.0 см/год). Морфология рифтовых долин. Характерны области сфокусированного мантийного апвеллинга. 1 вулканиты (слой 2А); 2 - дайковый комплекс (слой 2Б); 3 - габбро и метагаббро (слой 3); 4 переслаивание основных и ультраосновных пород, серпентиниты; 5 - ультраосновные породы
верхней мантии; 6 - астеносфера с разной степенью разуплотненности; 7 - очаги расплава; 8 плотности пород в г/см3; 9 - скорости сейсмических волн, км/сек; 10 - движение мантийного
потока; 11 - миграция расплава; 12 - гидротермальная конвекция.
36
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОСОБЕННОСТИ РЕЛЬЕФА ДНА И МОРФОСТРУКТУРНОЙ СЕГМЕНТАЦИИ РИФТОВОЙ ЗОНЫ
А
Б
В
Г
Д
Рис. 6.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
37
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РОЗОВА, ДУБИНИН
соответствует максимальной ширине и высоте
осевого поднятия, т.е. можно предполагать, что
осевое поднятие, за образование которого отвечает ОМК, переходит в среднее поднятие. В таком
случае, осевые вулканы и осевые грабены, расчленяющие вершину среднего поднятия, возможно, являются отражением не коровой ОМК, как
на хребтах с морфологией осевого поднятия, а определяются периодическим образованием над
кровлей заглубившейся ОМК локальных очагов
расплава (рис. 6 Б). Если образование среднего
поднятия определяется существованием заглубившейся ОМК и насыщенностью линзы расплавом, то появление крупного грабена, в пределы
которого периодически «проваливается» среднее
поднятие, будет связано, с одной стороны, с заглублением кровли астеносферы (обусловленным
понижением температуры мантии) и, с другой
стороны, с уменьшением ширины коровой магматической камеры вследствие затвердевания
вещества вблизи ее боковых границ. Заглубление
кровли астеносферы приводит к истощению
ОМК расплавом, уменьшению ее размеров и, в
конце концов, исчезновению ОМК в коре (рис. 6
Б, В, Г). На этом этапе происходит переход от
глубинной структуры с наличием коровой ОМК
к глубинной структуре с наличием зоны сфокусированного мантийного апвеллинга вблизи
границы Мохо. При этом локальные очаги расплава могут продолжать существовать в коре на
глубине, определяемой уровнем нейтральной
плавучести базальта, что подтверждается формами рельефа, когда на вершине опущенного в
пределы крупного грабена среднего поднятия
появляются осевые вулканы и осевые грабены
(рис. 5 Д). Увеличение ширины среднего поднятия и крупного грабена в рифтовых зонах с промежуточной морфологией, по сравнению с шириной осевого поднятия и осевого грабена рифтовых зон с морфологией осевых поднятий, свидетельствует скорее не об увеличении ширины
ОМК, а о ее заглублении.
По мере изменения морфологии рифтовой
зоны от осевых поднятий к рифтовым долинам
ширина крупного поднятия, в целом, уменьшается от 20-28 км до 14-16 км, при этом его относительная высота не изменяется. Уменьшение ширины крупного поднятия и формирование крупных полуграбенов, видимо, связано с уменьшением ширины кровли астеносферного поднятия
и размеров коровой магматической камеры, что,
как правило, сопровождается заглублением их
кровли и, следовательно, увеличением толщины
хрупкого слоя коры (рис. 6 А по сравнению с
рис. 6 Б). При дискретном спрединге такая ситуация приводит к формированию центров
сфокусированного мантийного апвеллинга в
подкоровой мантии, подобных тем, что существу38
ют на хребтах с медленным спредингом (рис. 6 Д).
В рельефе рифтовой зоны это выражается в виде
погружения крупного поднятия в пределы рифтовой долины (рис. 5 Д).
Возникновение самой рифтовой долины, повидимому, определяется заглублением общего
поднятия астеносферы под рифтовой зоной СОХ,
которое на хребтах с морфологией осевых поднятий достигает подножия коры, а на хребтах с медленным спредингом (с морфологией рифтовых
долин) может располагаться значительно глубже
(рис. 6 А, Д). Это заглубление и фокусировка расплавленного материала в области мантийного апвеллинга приводят к постепенному увеличению
глубины рифтовой долины в случае морфологии
промежуточного типа, в результате чего ее форма
приближается к форме типичных рифтовых
долин САХ. Не исключено, что в формировании
рифтовых долин существенную роль играют также динамические факторы, связанные с мантийным течением и взаимодействием астеносферы
и литосферы.
На каждом этапе изменения глубинной
структуры рифтовых зон промежуточного типа
могут образовываться локальные очаги расплава
в коре (рис. 6 Б-Г), поэтому на любой из показанных на рис. 6 стадий изменения поперечного
профиля на оси может появляться осевой вулкан
и осевой грабен, в зависимости от стадии тектономагматического цикла. На начальных этапах изменения морфологии от осевых поднятий к рифтовым долинам локальные очаги расплава будут
связываться подводящими каналами с заглубившейся ОМК (рис. 6 Б), затем, когда ОМК окончательно исчезнет, непосредственно с поднятием
астеносферы (рис. 6 В), а, после ее заглубления
ниже границы Мохоровичича, с центром сфокусированного мантийного апвеллинга (рис. 6 Г, Д).
Расположение локальных магматических очагов,
или линз расплава, или силлов в коре, будет определяться, как отмечалось выше, вещественным
составом коры, уровнем нейтральной плавучести
базальта и структурно-реологическими ловушками, такими, например, как переход хрупкопластичного состояния вещества коры.
Изменение всех описанных разномасштабных глубинных структур происходит одновременно, причем изменение более глубоких и более
крупных структур вызывает изменение лежащих
ближе к поверхности более мелких структур. Т.е.
подъем общего поднятия астеносферы и приближение его к поверхности Мохо, обусловленные повышением температуры мантии и/или увеличением скорости спрединга, вызывает аккумуляцию расплава вблизи границы кора-мантия,
что, в свою очередь, стимулирует образование
локальных магматических очагов и формирование коровой магматической камеры. Следует от-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОСОБЕННОСТИ РЕЛЬЕФА ДНА И МОРФОСТРУКТУРНОЙ СЕГМЕНТАЦИИ РИФТОВОЙ ЗОНЫ
метить, что важным фактором изменения глубинной структуры литосферы и рельефа дна в областях рифтовых зон с промежуточной морфологией является эволюционная направленность
геодинамических процессов. Последовательный
ряд морфоструктурных изменений будет зависеть
от того, наследуют ли они области с рифтовыми
долинами (при увеличении скорости спрединга
и/или увеличении температуры мантии) или
области с осевыми поднятиями (при уменьшении
скорости спрединга и/или мантийной температуры).
Таким образом, стадии изменения рельефа
рифтовых зон промежуточного типа позволяют
предположительно выявить характер изменения
глубинной структуры литосферы при изменении
скорости спрединга и/или температуры мантии
в поперечном разрезе через рифтовую зону.
Поперечные размеры форм рельефа рифтовой зоны отражают поперечные размеры глубинных образований, а также глубину их расположения в коре или в мантии. Однако они не дают
возможности судить об изменении вдольосевых
размеров глубинных структур. С этой целью мы
изучили параметры вдольосевой сегментации
рифтовой зоны хребтов со средним спредингом
морфоструктурными нарушениями различных
порядков.
Морфоструктурная сегментация отражает
вдольосевые размеры глубинных структур различного масштаба, а, значит, по параметрам сегментации хребтов с промежуточной морфологией, в сравнении ее с сегментацией рифтовых
зон с осевыми поднятиями и с рифтовыми долинами, можно оценить изменение продольных
размеров глубинных структур при изменении
скорости спрединга и/или температуры мантии.
Длина отдельных разнопорядковых сегментов
рифтовой зоны определяется вдольосевыми размерами подосевых мантийных структур различного масштаба (Дубинин, Ушаков, 2001). Длина
сегментов, ограниченных трансформными разломами (второй порядок сегментации), определяется расстоянием, на котором стационарная
магматическая камера остается непрерывной.
Длина сегментов, ограниченных крупными перекрытиями осей спрединга или нетрансформными
смещениями (третий порядок сегментации),
зависит от вдольосевых размеров осевой магматической камеры на хребтах с морфологией осевого поднятия и от размеров отдельного центра
сфокусированного мантийного апвеллинга для
рифтовых зон с осевой долиной. Длина сегментов
между мелкими перекрытиями осей спрединга
или небольшими нетрансформными смещениями (четвертый порядок сегментации) определяется размерами отдельных линз расплава в области
развития осевых поднятий и размерами времен-
ных локальных очагов расплава в пределах рифтовых долин. Более высокие порядки сегментации рифтовых зон с осевыми поднятиями и с
рифтовыми долинами зависят от расположения
отдельных подводящих расплав каналов, фаз
тектоно-магматического цикла и конкретных
извержений.
Параметры морфоструктурной сегментации
ВТП с осевым поднятием и САХ с рифтовой долиной существенно отличаются. Меняется не
только тип морфоструктурных нарушений рифтовой зоны, но и их количество, а также длина
образуемых ими сегментов различных порядков.
На хребтах с промежуточной морфологией параметры сегментов имеют, в целом, средние значения по сравнению с параметрами сегментов
хребтов с осевыми поднятиями и с рифтовыми
долинами (рис. 3 А). Причем изменение морфологии рифтовой зоны сопровождается изменением параметров ее сегментации морфоструктурными нарушениями, что хорошо прослеживается
на ЮВИХ (рис. 3 Б). На примере этого хребта
видно, что при изменении морфологии рифтовой
зоны от рифтовой долины к поднятию длины сегментов изменяются от более свойственных для
САХ до более характерных для ВТП. Средняя
длина межтрансформных сегментов в области
развития глубоких долин на ЮВИХ составляет
123 км, что даже немного меньше средней длины
сегментов этого порядка на САХ (162 км), в области преобладания мелких осевых долин длина
этих сегментов увеличивается до 180 км, а в
области осевых поднятий ЮВИХ средняя длина
межтрансформных сегментов составляет 225 км.
При этом на ВТП средняя длина межтрансформных сегментов составляет 450 км. Таким же образом, при изменении морфологии рифтовой зоны
ЮВИХ от глубокой рифтовой долины к мелкой,
а затем к поднятию, происходит увеличение длин
сегментов внутритрансформного уровня (3 порядок) и длин сегментов 4 порядка от значений,
свойственных сегментам САХ, до значений, характерных для сегментов ВТП.
Величины смещений рифтовой оси на нарушениях различных порядков при изменении
морфологии на ЮВИХ изменяются менее закономерно, хотя здесь они также имеют промежуточные значения по сравнению с амплитудой
смещения на нарушениях тех же порядков на САХ
и ВТП (рис. 3 Б).
В результате можно сделать вывод, что при
изменении морфологии рифтовой зоны от глубокой рифтовой долины к мелкой долине и к
осевому поднятию происходит увеличение длины
ячеек общего поднятия астеносферы, определяющих расположение трансформных разломов от
120 до 180 и 230 км, соответственно. Центры сфокусированного апвеллинга мантии имеют мень-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
39
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РОЗОВА, ДУБИНИН
шую протяженность вдоль рифтовой зоны в области распространения глубоких долин (70 км),
их длина увеличивается при переходе к мелким
рифтовым долинам до 90 км. В области осевых
поднятий вдольосевая протяженность ОМК составляет, как и на ВТП, около 150 км. Таким образом, при изменении морфологии от осевого поднятия к рифтовой долине, видимо, происходит не
только сужение кровли поднятия астеносферы в
поперечном сечении, но и уменьшение длины ее
отдельных вдольосевых ячеек в пределах межтрансформных сегментов, а внутри каждой такой
ячейки формируются области сфокусированного
мантийного апвеллинга.
Величина смещения общего поднятия астеносферы по трансформным разломам, при изменении морфологии вдоль простирания оси от
глубоких рифтовых долин к мелким и к осевым
поднятиям на ЮВИХ, возрастает от 50 до 160 км.
Величина смещения центров сфокусированного
мантийного апвеллинга и ОМК в районах перекрытия осей спрединга и нетрансформных нарушений существенно не изменяется вдоль простирания оси, а смещение отдельных локальных
коровых очагов расплава оказывается немного
большим, чем смещение линзы расплава в ОМК
в области морфологии осевых поднятий.
Изучение изменений морфологии и параметров сегментов вдоль простирания ЮВИХ показывает, что на некоторых участках этого хребта наблюдается изменение глубинной структуры от
типичной для хребтов с САХ-образными рифтовыми долинами до типичной структуры ВТПобразных осевых поднятий. Это изменение происходит через образование глубинной структуры
промежуточного типа, основными особенностями которой является, во-первых, более глубокое положение ОМК, ширина и длина которой
уменьшаются, по сравнению с ОМК ВТП. Из-за
более глубокого положения кровли ОМК в глубинной структуре коры рифтовых зон с морфологией промежуточного типа над ней могут образовываться временные локальные очаги расплава, расположенные ближе к поверхности.
Заглубление, уменьшение размеров и исчезновение ОМК может быть связано с понижением интенсивности магмоснабжения и увеличением
глубины астеносферного поднятия.
ВЫВОДЫ
Проведенный анализ особенностей изменения рельефа и морфоструктурной сегментации
рифтовой зоны ЮВИХ со средней скоростью
спрединга показал, что для нее характерен промежуточный тип морфологии рифтовой зоны.
Основной особенностью промежуточной морфологии является изменение рельефа рифтовой
40
зоны от осевых поднятий, которые напоминают
осевые поднятия ВТП, до рифтовых долин,
рельеф которых близок рельефу рифтовых долин
САХ. Рифтовые зоны со средним спредингом
очень чутко реагируют на изменения скорости
спрединга, температуры подстилающей мантии
и интенсивности снабжения рифтовой зоны
расплавом. Рифтовая зона ЮВИХ не является
исключением. Здесь изменения морфологии от
рифтовых долин к осевым поднятиям связаны с
изменением температуры подосевой мантии. При
промежуточном типе морфологии одновременно
с изменением типа рельефа рифтовой зоны происходит также смена морфоструктурных нарушений, сегментирующих рифтовые зоны с морфологией осевых поднятий, морфоструктурными
нарушениями, сегментирующими рифтовые
зоны с морфологией рифтовых долин. Эти изменения вызываются переходом глубинной структуры рифтовой зоны от типичной для ВТП к типичной для САХ. Морфология рифтовых зон
промежуточного типа может быть описана, как
некоторый набор характерных форм рельефа,
каждая из которых отражает состояние глубинной
структуры коры. В рифтовой зоне промежуточного типа происходит закономерное изменение
размеров и взаимного расположения этих форм
рельефа, что определяется соответствующим
изменением глубинного строения рифтовой зоны. В результате, по изменению размеров и взаимного расположения отдельных форм рельефа
рифтовой зоны можно предположить, каким образом происходит изменение глубинной структуры при переходе от рифтовых зон с морфологией осевых поднятий к рифтовым зонам с морфологией рифтовых долин. Параметры морфоструктурной сегментации рифтовых зон промежуточного типа также изменяются вместе с изменением морфологии и отражают изменение
вдольосевых размеров глубинных структур рифтовой зоны. Более крупные формы рельефа и сегментация нарушениями более низких порядков
отражают более глубокие мантийные структуры,
а более мелкие формы рельефа и сегменты более
высоких порядков, соответственно, являются
отражением приповерхностных коровых глубинных структур рифтовой зоны. Таким образом,
рельеф и морфоструктурная сегментация дают
трехмерное представление о глубинном строении
рифтовой зоны, а изменение этих параметров,
наблюдаемое в области переходной морфологии
рифтовой зоны среднеспрединговых хребтов,
позволяет предполагать характер изменения глубинной структуры при переходе от рифтовых зон
с морфологией осевых поднятий к рифтовым
зонам с морфологией рифтовых долин. Одновременно с этим, изучение рифтовых зон с промежуточной морфологией позволяет ответить на
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОСОБЕННОСТИ РЕЛЬЕФА ДНА И МОРФОСТРУКТУРНОЙ СЕГМЕНТАЦИИ РИФТОВОЙ ЗОНЫ
вопрос, каким образом осевые поднятия, образующиеся при высоких скоростях спрединга, превращаются в рифтовые долины, наблюдающиеся
на хребтах с медленным спредингом. Кроме того,
изменения рельефа и глубинного строения осевых зон при переходе от морфологии рифтовых
долин к промежуточному типу и к морфологии
осевых поднятий объясняют существование различий рельефа океанического дна и строения коры за пределами рифтовых зон СОХ. В результате,
изучение более древнего рифтогенного рельефа
и строения коры позволяет восстанавливать тип
морфологии осевой зоны, в пределах которой он
был образован.
Работа выполнена при поддержке Российского фонда фундаментальных исследований
проект № 06-05-65254.
Список литературы
Галушкин Ю.И., Дубинин Е.П., Шеменда А.И.
Термическая структура осевой зоны срединно-океанических хребтов // Физика Земли.
1994. № 5. С. 11-26.
Галушкин Ю.И., Дубинин Е.П., Свешников А.А.
Формирование осевых магматических очагов
в рифтовых зонах срединно-океанических
хребтов с учетом вариаций в составе пород
коры и мантии // Докл. РАН. 2002. Т. 386. № 2.
С. 245-249.
Дубинин Е.П., Ушаков С.А. Океанический рифтогенез. М.: Изд-во “ГЕОС”, 2001. 293 с.
Дубинин Е.П., Розова А.В., Грохольский А.Л. Геодинамическая природа особенностей изменения рельефа дна, морфоструктурной
сегментации и аномальных геофизических
полей вдоль простирания Юго-Восточного
Индийского хребта // Мат-лы совещ. Тектоника и геофизика литосферы. М., 2002. Т. 1.
С. 178-181.
Cochran J.R., SempereJ.-C. The Southeast Indian
Ridge between 88°E and 118°E: Gravity anomalies and crustal accretion at intermediate spreading rates // J. Geophys. Res. 1997. V. 102. P.
15463-15487.
Conder J.A., Scheirer D.S., Forsyth D.W. Seafloor
spreading of the Amsterdam-St.Paul hotspot
plateau // J. Geophys. Res. 2000. V. 105. P. 82638277.
Detrick R.S., Buhl P., Vera E. et al. Multichannel
seismic imaging of an axial magma chamber along
the East Paсific Rise between 9°N and 13°N //
Nature. 1987. V. 326. P. 35-41.
Forsyth D.W., Ehrenbard R.L., Chapin S. Anomalous
upper mantle beneath the Australian-Antarctic
Discordance//Earth Planet. Sci. Lett. 1987. V. 84.
P. 471-478.
Klein E.M., Langmuir C.H. Global correlations of
ocean ridge basalt chemistry with axial depth and
crustal thickness // J. Geophys. Res. 1987. V. 92.
P. 8089-8115.
Lonsdale P. Regional shape and tectonics of the
Equatorial East-Pacific Rise // Mar. Geophys.
Res. 1977. V. 3. P. 295-315.
Ma Y., Cochran J.R. Transitions in axial morphology
along the Southeast Indian Ridge // J. Geophys.
Res. 1996. V. 101. P. 15849-15866.
Macdonald K.C. Linkages between faulting, volcanism, hydrothermal activity and segmentation on
fast spreading centers // Faulting and magmatism
at mid-ocean ridges. Washington. Geophysical
monograph. V. 106. 1998. P. 27-58.
Macdonald K.C., Fox P.J. The axial summit graben
and cross-sectional shape of the East Paсific Rise
as indicators of axial magma chambers and recent
volcanic eruptions // Earth Planet. Sci. Lett.
1988. V. 88. P. 119-131.
Magde L.S., Barclay A.H., Toomey D.R. et al. Crustal
magma plumbing within a segment of the MidAtlantic Ridge, 35°N // Earth Planet. Sci. Lett.
2000. V. 175. P. 55-67.
Marks K.M., Sandwell D.T., Vogt P.R., Hall S.A.
Mantle downwelling beneath the AustralianAntarctic discordance zone: evidence from geoid
height versus topography // Earth Planet. Sci.
Lett. 1991. V. 103. P. 325-338.
Scheirer D.S., Forsyth D.W., Conder J.A. et al. Anomalous seafloor spreading of the Southeast Indian
Ridge near the Amsterdam-St.Paul Plateau // J.
Geophys. Res. 2000. V. 105. P. 8243-8262.
Sempere J.-C., Cochran J.R. The Southeast Indian
Ridge between 88°E and 118°E: Variations in
crustal accretion at constant spreading rate // J.
Geophys. Res. 1997. V. 102. P. 15489-15505.
Sempere J.-C., Macdonald K.C. Marine tectonics:
Processes at mid-ocean ridges // Rev. Geophys.
1987. V. 25. №. 6. P. 1313-1347.
Shah A., Sempere J.-C. Morphology of the transition
from an axial high to a rift valley at the Southeast
Indian Ridge and the relation to variations in
mantle temperature // J. Geophys. Res. 1998. V.
103. P. 5203-5223.
Sinton J.M., Detrick R.S. Mid-Oceanic Ridge magma
chambers // J. Geophys. Res. 1992. V. 97. P. 197216.
Tolstoy M., Harding A.J., Orcutt J.A. Crustal thickness
on the Mid-Atlantic Ridge: Bull’s eye gravity
anomalies and focused accretion // Science.
1993. V. 262. P. 726-729.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
41
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РОЗОВА, ДУБИНИН
RIFT ZONE MORPHOLOGY AND MORPHO-STRUCTURAL SEGMENTATION ALONG
THE SOUTH-EAST INDIAN RIDGE
A. V. Rozova, E. P. Dubinin
Earth Science Museum, Lomonosov Moscow State University, Leninskiye Gory, 119992, Moscow, Russia
e-mail: dubinin@mes.msu.ru
The paper reads about the variations of the axial relief and morphostructural segmentation along
the intermediate spreading South-East Indian Ridge (Vspr=5.8 – 7.6 cm/year). The axial
morphology changes from axial highs, which are typical for fast spreading ridges (V>8 cm/year),
to rift valleys, which are usually observed on slow spreading ridges (V<4 cm/year). Rift zones with
axial high morphology and rift valley morphology are separated by significant regions of
intermediate rift zone morphology. The principal relief features of rift zones with intermediate
axial morphology are revealed. Analyzing the relief of the rift zone, we suggest the character of the
internal lithospheric structure variations during the transition from rift zones with axial high
morphology to rift zones with intermediate morphology and to rift zones with axial valley
morphology.
42
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Научные статьи
УДК 550.343.3+681.323
ОПЫТ КОМПЛЕКСНЫХ СКВАЖИННЫХ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ НАБЛЮДЕНИЙ
В ЦЕЛЯХ МОНИТОРИНГА СОСТОЯНИЯ ГЕОСРЕДЫ
© 2006 В. А. Гаврилов, Ю. А. Власов, В. П. Денисенко, Ю. В. Морозова, Ю. Ю. Яковлева
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, 683006
e-mail: vgavr@kscnet.ru
Рассмотрены основные результаты непрерывных долговременных измерений в районе г.
Петропавловска-Камчатского с использованием трех новых оригинальных методов
геофизического мониторинга: скважинных геоакустических измерений с установкой
датчиков на глубинах более 1000 м, измерений естественного электромагнитного
излучения в СНЧ-диапазоне частот с использованием подземной электрической антенны,
контроля изменений плотности воды в скважине. Сделан вывод, что комплексирование
указанных видов геофизического мониторинга дает принципиальную возможность
повышения надежности выявления предвестниковых аномалий, более глубокого
исследования их физической природы и повышения эффективности краткосрочного
прогноза землетрясений.
ВВЕДЕНИЕ
Курило-Камчатская зона является наиболее сейсмичным районом России и одним из самых сейсмоактивных районов мира. По оценкам
академика С.А. Федотова (Федотов, 2005), наибольшая опасность в настоящее время существует для района г.Петропавловска-Камчатского,
самого большого города Камчатки и Курильских островов. Вероятность землетрясения с
³ 7.7 на ближайшие годы для Авамагнитудой М³
чинского залива Камчатки оценивается величиной 40%. Такое землетрясение может вызвать
в г. Петропавловске-Камчатском сотрясения до
9 баллов, при том, что, по данным С.А. Федотова, около трети всего жилого фонда города рассчитана лишь на 7.5 баллов. В этом случае требуется практически полная замена этой части
жилых домов. Хотя, как показывает практика,
даже полное соблюдение норм сейсмостойкого
строительства далеко не всегда может решить
проблемы безопасности при сильных землетрясениях, не говоря уже об очень высоких фи-
нансовых затратах на сейсмостойкое строительство. В качестве примера, в частности, можно
указать на события 1995 г. в г. Кобе (Япония),
когда в результате сильного землетрясения оказались разрушенными и сооружения, сейсмостойкость которых была гарантирована строителями. По этим причинам разработка надежных
методов прогноза сильных землетрясений для
Курило-Камчатского региона, и в первую очередь
для района г. Петропавловска-Камчатского,
является крайне актуальной и важнейшей практической задачей.
Как известно (Страхов и др., 2005), по масштабу времени упреждения прогноз землетрясений можно подразделить на три категории:
долгосрочный (десятилетия-годы), среднесрочный (месяцы) и краткосрочный (дни-часы). Наиболее важным с практической точки зрения является краткосрочный прогноз, так как на его
основе администрация, население и персонал
промышленных предприятий могут предупреждаться о повышенной вероятности сильного землетрясения за несколько суток. Однако следует
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
43
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГАВРИЛОВ И ДР.
признать, что проблема краткосрочного прогноза
землетрясений оказалась гораздо более сложной,
чем это представлялось в начале 70-х годов прошлого века. Несмотря на выявление предвестников
перед рядом землетрясений и удачные примеры
ретроспективного прогноза, примеров оправдавшихся прогнозов сильных и катастрофических
землетрясений, сделанных в реальном времени,
известно немного. В том числе не принесли ожидаемых результатов программы работ с высоким
финансовым обеспечением, например, эксперимент по прогнозу землетрясений на разломе
Сан-Андреас вблизи г. Паркфилда (США).
На Камчатке исследования по прогнозу
землетрясений проводятся уже более 40 лет, а с
1995 г. достаточно активно ведутся работы в области краткосрочного прогноза. При этом за
последние восемь лет специалистами Камчатского научного центра ДВО РАН в реальном
времени было сделано более 40 официально зарегистрированных успешных краткосрочных
прогнозов камчатских землетрясений с локаль³6 (Широков, 2001; Дружин,
ной магнитудой М³
2002; Гаврилов и др., 2006). Указанные результаты
дают основания для определенной степени оптимизма в отношении возможностей надежного
³7.7,
краткосрочного прогноза землетрясений с М³
опасных для г. Петропавловска-Камчатского.
К первоочередным условиям, необходимым
для успешного решения задач краткосрочного
прогноза землетрясений, относится наличие сети
комплексных геофизических измерений, обеспечивающей мониторинг изменений напряженно-деформированного состояния геосреды в зоне
подготовки землетрясения (Страхов и др., 2005).
Очевидно, что при этом большое значение имеет
выбор используемых методов и видов геофизических наблюдений, от чего во многом зависят
возможности адекватной оценки изменений напряженно-деформированного состояния геосреды и правильного прогноза места, времени и
магнитуды землетрясения. Целью данной работы
являлась оценка результатов (в приложении к
задаче краткосрочного прогноза землетрясений),
полученных в ходе непрерывных долговременных
измерений в районе г. Петропавловска-Камчатского с использованием трех новых оригинальных методов геофизического мониторинга.
АППАРАТУРА И МЕТОДИКА
ИЗМЕРЕНИЙ
Основные результаты комплексных геофизических наблюдений получены к настоящему
времени на измерительном пункте Г-1, расположенном в районе г. Петропавловска-Камчатского. Пункт оснащен скважиной глубиной 2540 м.
Скважина самоизливающаяся, обсажена на всю
44
глубину. На пункте ведутся непрерывные измерения по трем видам геофизического мониторинга:
- скважинные геоакустические измерения с
установкой датчиков на глубинах более 1000 м;
- измерения естественного электромагнитного излучения (ЭМИ) в СНЧ-диапазоне частот
(30¸1200 Гц) с использованием подземной электрической антенны;
- мониторинг изменений плотности воды в
скважине.
Указанные наблюдения в настоящее время не
имеют аналогов в России.
Для геоакустических измерений применяется
геофон МАГ-3С с датчиками на основе магнитоупругих материалов (Беляков, 2000). Сигнал на
выходе датчика такого типа пропорционален
третьей производной от смещения грунта, а крутизна амплитудно - частотной характеристики
датчика в пересчете к смещению составляет 60 дБ
на декаду изменения частоты. Такая характеристика позволяет измерять уровень естественного
геоакустического фона с амплитудами сигналов
в пересчете к смещению грунта менее 1·10-10 м.
Геофон установлен на глубине 1035 м и прижат к
обсадной трубе скважины рессорным прижимом. Предварительными усилителями геофона
производится усиление сигналов датчиков на 60
дБ. Чувствительность вертикального канала
геофона по выходу его предварительного усилителя составляет 0.15 В·с3/м, резонансная частота датчика - 1250 Гц. Чувствительность горизонтальных каналов составляет 0.60 В·с3/м, резонансная частота датчиков - 300 Гц.
Для электромагнитных измерений применена
подземная электрическая антенна оригинальной
конструкции, элементами которой являются
свободная жила кабеля геофона, длиной более
километра, и обсадная труба скважины.
Методика непрерывного автоматизированного мониторинга изменений плотности воды в
скважине оригинальна, разработана к.т.н. В.А. Гавриловым (ноу-хау). Измерения ведутся с частотой 32 Гц с последующим усреднением данных.
По результатам измерений делаются оценки изменений концентраций свободных и растворенных в воде газов.
На рис.1 приведена блок-схема аппаратурного комплекса, используемого на пункте Г-1.
Сигналы, поступающие с выходов геофона и
подземной электрической антенны, подвергаются предварительной аналоговой обработке,
которая заключается в дополнительном усилении
и последующем разделении исходных сигналов
полосовыми узкополосными третьоктавными
фильтрами на четыре полосы с центральными
частотами 30, 160, 560 и 1200 Гц с измерением
средневыпрямленных значений сигналов на выходах каждого из фильтров. Дальнейшая цифро-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОПЫТ КОМПЛЕКСНЫХ СКВАЖИННЫХ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ НАБЛЮДЕНИЙ
вая обработка сигналов производится измерительно-связным контроллером, в функции которого, в том числе, входит аналого-цифровое
преобразование поступающих на вход сигналов,
вычисление средних значений сигналов на интервале в одну минуту, а также запись данных в
память. Сигналы с выходов датчиков плотности
воды поступают на вход измерительно-связного
контроллера непосредственно без предварительной аналоговой обработки (рис. 1). По запросу оператора данные измерений по телефон-
A
A
A
A
A
A
A
A
A
A
A
A
A
входит аналого-цифровое преобразование входных сигналов и предварительная обработка данных в реальном масштабе времени. На входы измерительного модуля сигналы в виде электрических напряжений поступают или непосредственно с выходов датчиков, или через предварительные усилители и полосовые фильтры (в
случае геоакустических и электромагнитных измерений). С выхода измерительного модуля обработанные данные поступают для хранения в
накопительно - связной модуль. По команде из
центра сбора и обработки информации (запросу
оператора) данные из флэш-памяти накопительно - связного модуля по проводному (телефонному) каналу связи передаются в компьютер
центра сбора и обработки информации.
!
A
A
A
A
A
A
A
A
A
" !
+0
))
*
%
12
+, B
5, 9
4, 9
3,
<, %
0,
.
!
%&
&
% )
%
$
"
.
%
Рис. 1. Блок-схема аппаратурного комплекса пункта Г-1.
ному каналу связи передаются в центр сбора и
обработки информации Института вулканологии и сейсмологии ДВО РАН.
Функциональная схема измерительно-связного контроллера, используемого в составе аппаратурного комплекса пункта Г-1, представлена
на рис. 2. Контроллер был разработан с учетом
Рис. 2. Функциональная схема измерительно-связного
контроллера.
эксплутационных требований, предъявляемых
при организации долговременных круглогодичных геофизических наблюдений (малая потребляемая мощность, возможность накопления
большого объема данных, широкий диапазон
рабочих температур, малые габаритные размеры).
Функционально контроллер состоит из измерительного и накопительно-связного модулей.
Модули выполнены в виде отдельных плат, размещаемых в общем корпусе с размерами 180´
180´60 мм. В функции измерительного модуля
"
( )
$
"
%&
'
+52 9
:;5:
*
( )
$
.
) &
,
++: . !3,2
#
80;;
=>?545
8 7 +3
"
0;
?4< @ 1<; @
%
.
%
%&
.
4;;4:
*
& !+ $9#
%
+
(
/
$
& !5<4 9#
%
+
(
/
$
#
+3
45 6*
+78
.
) &
%
.
%&
.
%
,
<;; . !5;,2
#
80;;
=>?545
8 7 +3
"
3;
?4< @ 1<; @
Измерительный модуль построен на базе
шестнадцатиразрядного микроконтроллера
P51XAG30JFA производства фирмы Philips. Управляющая программа хранится во флэш-памяти.
Измеряемые сигналы через мультиплексор поступают на вход аналого-цифрового преобразователя (АЦП). С выхода АЦП сигналы в цифровом виде поступают в микроконтроллер, которым
осуществляется их предварительная обработка (в
данном случае осреднение на заданном временном интервале). Обработанные данные сохраняются в статической оперативной памяти измерительного блока.
Накопительно-связной модуль используется
для накопления данных измерений, а также для
приема и передачи команд и данных через модем.
Ядром блока является восьмиразрядный микроконтроллер AT90S8515 фирмы Atmel. Поступающие в микроконтроллер данные измерений формируются в виде страницы, при накоплении которой данные передаются во флэш-память. При
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
45
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГАВРИЛОВ И ДР.
поступлении соответствующей команды данные
из флэш-памяти модуля поступают в модем для
их последующей передачи в центр сбора и обработки информации.
ОСНОВНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗМЕРЕНИЙ
Геоакустические наблюдения. Непрерывные
геоакустические измерения на пункте Г-1 были
начаты в августе 2000 г. Основной особенностью
указанных измерений является использование
датчиков, установленных в скважине на значительной глубине. Как показали результаты измерений, установка геофона на глубине около
1000 м привела к снижению уровня шумов техногенного происхождения примерно на два
порядка и позволила практически полностью
устранить влияние метеоусловий на результаты
измерений (Гаврилов и др., 2006). Такие условия
измерений дали возможность наблюдать тонкие
эффекты отклика геосреды на изменения ее напряженно-деформированного состояния. В
частности, как показано в (Гаврилов и др., 2006)
по результатам геоакустических наблюдений в
2001¸2003 гг., в интервалах времени, соответству-
ющих спокойной сейсмической обстановке в
регионе, временные ряды измерений уровня геоакустической эмиссии (ГАЭ) содержат ярко выраженную суточную компоненту (24.0 ч), в то время, как перед всеми землетрясениями с МLH³5.0
в зоне радиусом R£300 км от пункта наблюдений
и землетрясениями с МLH³5.5 в зоне R£550 км,
отмечались нарушения (вплоть до исчезновения) суточного хода ГАЭ (рис. 3, 4). Выделение
суточной компоненты (рис. 4) (суточного хода
ГАЭ) проводилось, в основном, путем компьютерной обработки данных с использованием
специально разработанной программы (автор –
А.Н. Кролевец).
Результаты совместных геоакустических и
электромагнитных измерений показали, что в
периоды устойчивого суточного хода ГАЭ вариации уровня ГАЭ и вариации уровня электромагнитного поля практически идентичны (рис. 5,
интервал 9-12 апреля 2004 г.). Вместе с тем, перед
сильными землетрясениями (за сутки и более), а
также в периоды релаксации, характер вариаций
уровня ГАЭ и уровня электромагнитного поля
существенно различается (рис. 5, интервал 12-19
апреля 2004 г.).
Рис. 3. Примеры нарушений суточного хода ГАЭ перед землетрясениями.
46
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОПЫТ КОМПЛЕКСНЫХ СКВАЖИННЫХ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ НАБЛЮДЕНИЙ
Рис. 4. Нарушения суточного хода геоакустической эмиссии в сопоставлении с сейсмической
активностью. 1- наличие суточного хода, 2 – пропуски данных. Стрелками указаны моменты землетрясений с MLH ³ 5.0 в зоне Rd £ 300 км и МLH ³ 5.5 в зоне Rd £ 550 км.
Механизмы излучения и закономерности распространения радиошумов в диапазонах СНЧ и
ОНЧ (30 Гц – 30 кГц) достаточно хорошо изучены
(Осинин, 1982; Ремизов, 1985). Основным источником естественного электромагнитного излучения Земли в этих диапазонах для северо – восточной части России являются удаленные грозовые
очаги (Осинин, 1982). При этом основной энергетический вклад в естественное электромагнитное
излучение в СНЧ-диапазоне для Камчатки вносит непрерывная флуктуационная компонента.
Суточные вариации уровня электромагнитного
поля в диапазонах СНЧ и ОНЧ связаны, прежде
всего, с резким ухудшением условий распространения радиоволн в дневное время в волноводе
ионосфера – Земля вследствие уменьшения в это
время суток высоты ионосферы из-за появления
слоя D на высоте около 80 км.
Исследование физического механизма суточного хода ГАЭ с привлечением данных синхронных электромагнитных измерений на пункте
Г-1, а также результатов экспериментов на образцах горных пород (Ильичев и др., 2002) , показывает, что суточный ход ГАЭ может являться
следствием модуляции процесса микротрещиннообразования геосреды естественным электромагнитным излучением. Исчезновение суточного
хода ГАЭ перед достаточно сильными землетрясениями и последующее его восстановление может быть объяснено изменением чувствительности процесса микротрещиннообразования к
воздействию естественного электромагнитного
излучения вследствие изменений напряженно –
деформированного состояния геосреды (Гаврилов, 2005).
Указанные результаты дают принципиальную возможность разработки нового эффективного метода геофизического мониторинга напряженно-деформированного состояния геосреды, перспективного для целей краткосрочного
прогноза землетрясений. При этом в качестве
основного критерия могут использоваться параметры отклика ГАЭ на естественное электромагнитное излучение. В этом случае, как это следует
из результатов, приводимых в (Гаврилов и др.,
2006), с высокой степенью надежности в реальном времени можно прогнозировать, прежде всего, периоды, когда вероятность близких сильных
землетрясений для Камчатского региона и Северных Курил очень мала. Значительно более
сложным является вопрос достаточно точного
прогнозирования на основе указанных данных
времени, места и магнитуды землетрясений. Из
данных, представленных на рис. 4, видно, что за
период с 01.01. 2001 г. по 31.07 2003 г. суммарное
время отсутствия суточного хода ГАЭ составило
около 58% от общего времени наблюдений. Это
означает, что при использовании при прогнозе
землетрясений в качестве критерия только параметров отклика ГАЭ на естественное электромагнитное излучение, время тревоги будет весьма
большим. Как указывалось выше, по мнению
многих исследователей (Страхов и др., 2005),
принципиальная возможность повышения надежности выявления предвестниковых аномалий
и уменьшения времени тревоги связана с комплексированием различных видов геофизического
мониторинга.
Измерения естественного электромагнитного
излучения. Измерения ЭМИ в СНЧ-диапазоне
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
47
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
48
#$
%%
&
"
*
"
% "(
,
,
!
)
'
,
,
Рис. 5. Примеры результатов совместных геоакустических и электромагнитных измерений.
% "(
)
ГАВРИЛОВ И ДР.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
+
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОПЫТ КОМПЛЕКСНЫХ СКВАЖИННЫХ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ НАБЛЮДЕНИЙ
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
49
Рис. 6. Пример бухтообразных аномалий среднего уровня ЭМИ перед землетрясением.
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГАВРИЛОВ И ДР.
частот на пункте Г-1 были начаты в мае 2003 г. К
основным особенностям организованных на
пункте Г-1 измерений ЭМИ следует отнести, вопервых, использование подземной электрической
антенны, во-вторых, проведение измерений в
СНЧ-диапазоне частот.
В сравнении с традиционными измерительными системами, использующими антенны,
расположенные над поверхностью земли, системы с подземными антеннами позволяют более
эффективно регистрировать ЭМИ литосферного
происхождения. Согласно законам электродинамики, значительно более высокая в сравнении
с воздухом проводимость земли делает маловероятным выход электромагнитного излучения из
литосферы в атмосферу. В свою очередь, возможность регистрации ЭМИ литосферного происхождения имеет немаловажное значение для правильной интерпретации данных геофизического
мониторинга.
На первом этапе результаты электромагнитных наблюдений использовались, прежде всего,
для понимания физических причин суточных
вариаций уровня ГАЭ. С этой задачей был связан
и выбор диапазона частот (30¸1200 Гц) для электромагнитных измерений, совпадающий с диапазоном частот геоакустических измерений на
пункте Г-1. Традиционно измерения различных
параметров электромагнитных полей естественного происхождения в рамках задач прогноза
землетрясений проводятся или в более высокочастотном (более 1.0 кГц) (Методы…, 1991; Дружин, 2002), или в значительно более низкочастотном диапазоне (менее 0.1 Гц), как в случае электротеллурических измерений. Как показали
результаты полученных нами данных, электромагнитные измерения в диапазоне 30 ÷1200 Гц
представляют значительный интерес для исследования физической природы предвестниковых
аномалий различных геофизических полей и
поиска предвестников сильных землетрясений.
За время непрерывных электромагнитных
измерений на пункте Г-1 были отмечены три вида
аномалий ЭМИ, связанных, на наш взгляд, с из-
менениями напряженно–деформированного
состояния геосреды перед землетрясениями:
искажения суточного хода ЭМИ; бухтообразные
аномалии среднего уровня ЭМИ продолжительностью до девяти суток с сохранением амплитуд
суточного хода; кратковременные (менее суток)
возмущения ЭМИ импульсного характера.
В качестве примера искажений суточного
хода ЭМИ непосредственно перед землетрясением и после него можно указать на рис. 5б (интервал 13¸15 апреля 2004 г.). При этом следует
отметить, что продолжительность ЭМИ с искаженным суточным ходом всегда была значительно
меньше аналогичных аномалий среднего уровня
ГАЭ и не превышала девяти суток.
На рис. 6 приведен пример бухтообразной
аномалии среднего уровня ЭМИ, предшествовавшей землетрясениям на севере Курильских
островов. Указанная аномалия, продолжительностью около восьми суток, наблюдалась на всех
частотных диапазонах каналов измерений ЭМИ.
Амплитуда суточного хода ЭМИ при этом не менялась, что свидетельствует о сохранении условий
распространения атмосфериков. Согласно результатам лабораторных экспериментов (Гуфельд
и др., 2003) , такая аномалия может интерпретироваться, как результат сжатия горной среды в
районе пункта наблюдений.
Яркий пример кратковременных импульсных
возмущений ЭМИ, непосредственно предшествовавших и сопровождавших сильное землетрясение, представлен на рис. 7. В этом случае за
12 часов перед сильным глубоким землетрясением (M w=6.9, Н=208 км), произошедшем на
эпицентральном расстоянии 312 км к западу от
Камчатского залива, уровень ЭМИ в диапазоне
560 Гц увеличился более чем в 10 раз. Землетрясение произошло на спаде интенсивности ЭМИ.
После землетрясения уровень ЭМИ оставался
аномально высоким в течение последующих
шести часов.
Мониторинг изменений плотности воды в
скважине был организован в целях контроля изменений объемов свободных и растворенных в
Рис. 7. Импульсные возмущения ЭМИ, предшествовавшие и сопровождавшие глубокое сильное
землетрясение 10.06.2004 г. (р-н Кроноцкого п-ва).
50
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОПЫТ КОМПЛЕКСНЫХ СКВАЖИННЫХ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ НАБЛЮДЕНИЙ
воде газов. На высокую прогностическую эффективность измерений концентраций растворенных
в воде газов указывают, в частности, результаты
режимных измерений параметров морской среды, проведенных в 1991-1997 гг. в акватории Авачинской бухты в районе г. Петропавловска - Камчатского по методике, разработанной Г.Г. Ткаченко и Б.Б. Капочкиным (Желтухин, 1998). По
своей физической сути изменения объемов свободных и растворенных в воде газов связаны,
прежде всего, с процессами трещинообразования
в результате деформирования горных пород. Непрерывные измерения в целях мониторинга изменений плотности воды в скважине пункта Г-1
были начаты в апреле 2004 г.
На рис. 8 представлены данные по изменению плотности воды за период июнь - сентябрь
2004 г. в сопоставлении с результатами измерений уровня ГАЭ и моментами землетрясений.
Как следует из приводимых данных, наиболее уверенно аномальные изменения плотности воды
проявились на временном интервале 14.07.2004 г.–
10.08. 2004 г., где они предшествовали землетрясению с МLH=5.4, произошедшему 16.07. 2004 г. в
северной части Курильских островов, и рою мелкофокусных землетрясений c максимальной магнитудой МLH=5.6, имевших место в Авачинском
заливе в августе 2004 г. Максимальные значения
относи-тельных изменений плотности воды при
этом достигали 1% при средних значениях фоновых вариаций около 0.2%. Характер изменений
уров-ня ГАЭ за тот же период соответствовал ранее полученным результатам – перед всеми сейсмическими событиями с МLH³5.0 нарушался суточный ход ГАЭ.
Полученные результаты позволяют сделать
вывод о том, что наиболее значимые вариации
основных характеристик временных рядов для
рассмотренных трех видов геофизического мониторинга вызываются общими физическими
причинами, к которым, в первую очередь, можно
отнести изменения напряженно-деформированного состояния геосреды. Это указывает на
принципиальную возможность повышения надежности выделения интервалов повышенной
сейсмической опасности при проведении комплексных измерений. Вместе с тем, на основании
полученных к настоящему времени данных пока
трудно говорить о возможности значительного и
надежного сокращения интервалов тревожного
времени при комплексировании указанных видов
геофизического мониторинга только на одном
пункте наблюдений. Как показывают представленные выше результаты, вариации характеристик временных рядов электромагнитных измерений и плотности воды, также как и в случае
геоакустических наблюдений, отражают, прежде
всего, изменения напряженно-деформирован-
ного состояния геосреды регионального масштаба. Это означает, что по результатам комплексных геофизических наблюдений, проводимых
только на одном измерительном пункте, достаточно надежно можно делать только общие краткосрочные оценки сейсмической опасности для
зоны радиуса порядка 300-500 км от пункта наблюдений. Для более точных прогнозов места,
времени и магнитуды землетрясений необходимо
создание территориально-распределенной системы
комплексных геофизических измерений с достаточно большой апертурой. В частности, необходимо создание дополнительных пунктов скважинных наблюдений южнее и севернее действующего пункта Г-1 на удалении от него на 250-500 км
(в районах пос. Паужетка, пос. Усть-Камчатск,
г. Ключи), что, по нашим оценкам, позволило бы
значительно повысить точность прогнозов места,
времени и магнитуды землетрясений.
ВЫВОДЫ
1. Полученные к настоящему времени результаты позволяют говорить о высокой эффективности разработанных методов геофизического
мониторинга напряженно-деформированного
состояния геосреды. Это утверждение справедливо как с позиций получения новых знаний о
физических процессах, происходящих в зонах
субдукции, так и в отношении перспективности
применения разработанных методов для целей
краткосрочного прогноза землетрясений. Прежде
всего, это относится к методу, основанному на
совместных геоакустических и электромагнитных
измерениях в глубоких скважинах.
2. Вместе с тем, решение большинства задач,
связанных с изучением современных геодинамических процессов Камчатского региона и
оценками текущей сейсмической опасности,
требует развития сети наблюдений, в том числе
создания территориально-распределенной системы комплексных геофизических измерений с
достаточно большой апертурой.
Авторы выражают признательность к.ф.-м.н.
А.Н. Кролевцу (Камчатский государственный
университет) за разработку программ для ПЭВМ
и полезные замечания; к.ф.-м.н. В.А. Широкову
(Институт вулканологии и сейсмологии ДВО
РАН) за полезные обсуждения полученных результатов.
Работа выполнена при финансовой поддержке ДВО РАН (проект 06-III-А-08-327) и РФФИ
(проект 06-05-96071).
Список литературы
Беляков А.С. Магнитоупругие акустические геофоны для геофизических исследований //
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
51
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
52
%%
/
%
%#
!
%
$
&'
! '%
# '
)
#
$#
! $&
(
%&
! &
'
)*
%"(
/
&
.
"
ГАВРИЛОВ И ДР.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
?
.
Рис. 8. Изменения плотности воды в сопоставлении с изменениями уровня ГАЭ и моментами землетрясений.
.
"
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОПЫТ КОМПЛЕКСНЫХ СКВАЖИННЫХ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ НАБЛЮДЕНИЙ
Сейсмические приборы. М.: ОИФЗ РАН,
2000. Вып. 33. С. 27 - 45.
Гаврилов В.А. К вопросу о физической природе
суточных вариаций уровня геоакустической
эмиссии. Материалы IV Всероссийского симпозиума «Сейсмоакустика переходных зон».
Владивосток, 2005. С. 89-93.
Гаврилов В.А., Морозова Ю.В., Сторчеус А.В.
Вариации уровня геоакустической эмиссии в
глубокой скважине Г-1 (Камчатка) и их связь
с сейсмической активностью // Вулканология
и сейсмология. 2006. № 1. С. 52-67
Гуфельд И. Л., Рожной А.А., Соловьева М.С. Характеристики электромагнитного излучения
трещин при разрушении образцов горных
материалов. Моделирование геофизических
процессов. М.: ОИФЗ РАН, 2003. С. 39-46.
Дружин Г.И. Опыт прогноза камчатских землетрясений на основе наблюдений за электромагнитным ОНЧ излучением // Вулканология и сейсмология. 2002. № 6. С. 51-62.
Желтухин А.С. Опытно-методические режимные
наблюдения по проблеме краткосрочного
прогноза землетрясений в морских сейсмогенных зонах // Тр. конфер. «Опыт комплексного изучения геофизических полей для
целей сейсмопрогноза». М.:ВСЕГИНГЕО
МПР РФ, 1998. С. 115-123.
Ильичев П.В., Аладьев А.В., Богомолов Л.М. и др.
Влияние внешнего электромагнитного поля
на активность акустической эмиссии нагруженных геоматериалов // Геодинамика и геоэкологические проблемы высокогорных регионов. Бишкек, 2002. С. 286-303.
Осинин В.Ф. Радиошумы естественных источников на Востоке СССР. М.: Наука, 1982. 161 с.
Ремизов Л.Т. Естественные радиопомехи. М.:
Наука, 1985. 198 с.
Страхов В.Н., Соболев Г.А., Рукин М.Д. и др. О необходимости федеральной программы работ
по решению проблемы краткосрочного прогноза землетрясений. М.: ИФЗ РАН, 2005. 40 с.
Федотов С.А. Долгосрочный сейсмический
прогноз для Курило-Камчатской дуги. М:
Наука, 2005. 302 с.
Методы анализа сейсмоэлектромагнитных процессов / Отв. ред. О.М. Барсуков. М.: Наука,
1991.104 с.
Широков В.А. Опыт краткосрочного прогноза
времени, места и силы камчатских землетрясений 1996-2000 г.г. с магнитудой М=6–7.8
по комплексу сейсмологических данных //
Геодинамика и вулканизм Курило-Камчатской островодужной системы. Петр.- Камч.
2001. С. 95-116.
RESULTS OF INTEGRATION OF DEEP WELL GEOPHYSICAL OBSERVATIONS
WITH THE AIM OF MONITORING THE STATE OF THE GEOSPHERE
V.A. Gavrilov, Yu. A. Vlasov, V.P. Denisenko, Yu.V. Morozova, Yu.Yu. Yakovleva
Institute of Volcanology and Seismology, Far East Division, Russian Academy of Sciences,
Petropavlovsk-Kamchatsky, 683006, Russia
This paper presents results of continuous long-lasting observations made in the area of
Petropavlovsk-Kamchatsky using three unique methods of geophysical study: geoacoustic
measurements in deep wells with installation of sensors at depth more than 1000 m; monitoring
of natural ULF electromagnetic emission by means of underground electrical antenna; monitoring
of variations in water density in the well. The conclusions of the study reveal that complex facilities
of geophysical monitoring leads to a possibility for reliable identification of premonitory anomalies,
detailed study of their nature, and enhanced effectiveness of a short-term prediction of earthquakes.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
53
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
УДК 550.34:551.242
ОЛЮТОРСКОЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЕ 2006 г. КАК РЕЗУЛЬТАТ ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ
ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ В КОРЯКСКО-КАМЧАТСКОМ РЕГИОНЕ
©2006 Г. П. Авдейко1,2, А. А. Палуева1
2
1
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, 683006;
Камчатский государственный университет им. Витуса Беринга, Петропавловск-Камчатский, 683032;
e-mail: gavdeiko@kscnet.ru
На основании анализа локализации сильных землетрясений, произошедших в Корякском автономном округе севернее Алеутско-Камчатского сочленения, и анализа тектонической истории
Корякско-Камчатского региона в позднем кайнозое рассмотрены возможные причины Олюторского землетрясения 2006 г. Показано, что очаг этого землетрясения приурочен к зоне субдукции
миоценового возраста. Непосредственными причинами могут быть остаточные напряжения сжатия
миоценовой зоны субдукции, напряжения восстановления нарушенного субдукцией изостатического равновесия, а также напряжения, связанные с перестройкой мантийных течений,
которые, в свою очередь, обусловлены взаимодействием Тихоокеанской и Северо-Американской
литосферных плит.
ВВЕДЕНИЕ
Два сильных землетрясения, произошедшие
в Олюторском районе Корякского автономного
округа - Хаилинское в 1991 (М=7.01) и Олюторское в 2006 (М=7.6) годах, являются необычными
в связи с тем, что они не связаны непосредственно
с современной зоной субдукции и удалены от
северо-восточного края погружающейся под
Камчатку Тихоокеанской плиты на расстояние
около 600 км. Кроме того, на удалении около 180 км
от этого же края Тихоокеанской плиты в 1969 г.
произошло сильное Озерновское землетрясение,
которое также не обнаруживает прямой связи с
современной зоной субдукции (рис. 1). А.В. Ландер с соавторами (1993), анализируя геотектоническую позицию Хаилинского 1991 г. землетрясения, рассматривают его как следствие движений на северо-восточной границе литосферной
плиты Берингия. Помимо этого в статье рассмотрены аргументы за и против трех альтернативных
гипотез проявления сейсмичности в этом регионе, а именно: (1) «сейсмичность <…> является
реликтом затухающего кайнозойского процесса
субдукции <…> под Северную Камчатку»; (2)
1
Данные о магнитуде помещены на сайте Камчатского
филиала Геофизической службы РАН http://kbgs.kscnet.ru
54
«сейсмичность юга Корякского нагорья – остаточные явления раскрытия Командорской котловины»; (3) «развитие Центрально-Камчатской
депрессии» (Ландер и др., 1993, с.78). Авторы
отмечают, что в районе проявления Хаилинского
землетрясения преобладают взбросовые подвижки, а на северо-востоке от него – подвижки, соответствующие правостороннему сдвигу. Взбрососдвиговые подвижки с правосторонней сдвиговой компонентой характерны для Олюторского
землетрясения (Пинегина, Константинова, 2006).
Территория, расположенная севернее Алеутско-Камчатского сочленения, т.е. севернее границы погружающейся Тихоокеанской плиты,
является сейсмоактивной, однако сейсмическая
активность ее значительно слабее, чем к югу от
этой границы (рис. 1). Землетрясения этой территории, на наш взгляд, более правильно связывать с существовавшей в миоцене и в настоящее
время прекратившей свое существование зоной
субдукции (Исаев и др., 1972; Трубицын и др.,
1998; Федоров, Шапиро, 1998; Авдейко и др.,
2001). Геодинамические напряжения и тектонические движения по этой зоне, по-видимому, не
прекратились и в настоящее время. Озерновское
землетрясение 1969 г. произошло на юге этой зоны, а оба землетрясения Олюторского района –
на ее северном окончании. Олюторское землетрясение 2006 г. и появившиеся новые данные по
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОЛЮТОРСКОЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЕ 2006 г. КАК РЕЗУЛЬТАТ ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ
Рис. 1. Схематическая карта эпицентров землетрясений и активных сейсмических структур Корякско-Камчатского региона. 1 – энергетические классы землетрясений; 2 – эпицентры сильных
землетрясений магнитудой 7 и более; 3 – активные и потенциально активные вулканы; 4 – сейсмоактивные разломы: а – достоверные, б – предполагаемые; 5 – сейсмоактивные взбросы; 6 – зона
максимальной сейсмической активности; 7 – неактивные трансформные разломы; 8 – надвиг Гречишкина; 9 – граница между Евразиатской и Северо-Американской литосферными плитами (по
Злобину, 2001); 10 – ось палеожелоба миоценовой зоны субдукции под Срединный хребет; 11 –
оси современных желобов; 12 – изоглубины до поддвигаемой Тихоокеанской плиты (верхняя
поверхность сейсмофокальной зоны); 13 – направление и скорость движения Тихоокеанской плиты
(Gorbatov, Kostoglodov, 1997); 14 – направление и скорость движения Командорской микроплиты
(Левин и др., 2002).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
55
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АВДЕЙКО, ПАЛУЕВА
тектонической эволюции региона (Авдейко и др.,
2002; Трубицын и др., 1998; Федотов, Шапиро,
1998) позволяют рассмотреть на новом материале
природу землетрясений Корякии.
В статье будут рассмотрены некоторые аспекты тектонического развития, а также эволюция
взаимодействия литосферных плит КорякскоКамчатского региона и возможные причины
произошедших в Олюторском районе землетрясений.
проведено сейсмотектоническое районирование.
Методом построения карт очагов землетрясений,
сейсмических разрезов и трехмерных вращаемых
блок-диаграмм выделены сейсмоактивные разломы (сдвиги и взбросы) в пределах надвигаемого
(нависающего) края Евразиатской плиты (рис. 1).
Субпараллельными сдвигами, ориентированными в направлении движения Тихоокеанской
плиты, нависающий край Евразиатской плиты
разделяется на отдельные блоки (сегменты). В
свою очередь, в каждом сегменте выделяются более мелкие сейсмоактивные блоки, ограниченные
взбросами с падением плоскостей сместителя под
о
углами 40 - 50 в направлении, противоположном
направлению субдукции (рис. 1). В целом, структура сейсмической активности зоны субдукции
соответствует клавишно-блоковой модели Л.И. Лобковского и Б.В. Баранова (1984). Характер тектонических напряжений по этой модели более
подробно рассмотрен Л.И. Лобковским (1988).
Большинство очагов землетрясений с глубиной до 40 км приурочено к полосе шириной
около 180 км между осью глубоководного желоба
и восточным побережьем Камчатки (рис. 1).
Максимум очагов землетрясений расположен над
зоной резкого изгиба Тихоокеанской плиты, где
о
о
угол поддвига увеличивается с 10 - 12 до 50 (рис.
2), и совпадает в плане с линейным максимумом
гравитационных аномалий в свободном воздухе
(Павлов и др., 1972; Watts et al., 1978), в изостатической редукции (Гайнанов и др., 1972) и по данным спутниковой альтиметрии (Международный
СЕЙСМИЧЕСКАЯ АКТИВНОСТЬ
КОРЯКСКО-КАМЧАТСКОГО РЕГИОНА
Современная сейсмическая активность Камчатки обусловлена субдукцией, т.е. поддвиганием
Тихоокеанской литосферной плиты под Евразиатскую, и взаимодействием Тихоокеанской и
Северо-Американской плит по трансформному
разлому. Геометрия сейсмофокальной зоны
достаточно подробно рассмотрена в ряде работ
(Тараканов, 1981; Федотов и др., 1985; 1987).
Сейсмофокальная зона имеет субгоризонтальную
часть на глубинах 0 – 50 км, которая прослеживается полосой шириной около 180 км между глубоководным желобом и побережьем Камчатки
(рис. 1). Глубже сейсмофокальная зона имеет вид
слоя толщиной 40 – 50 км, падающего под Камчато
ку под постоянным углом 50 (Федотов и др., 1985).
На основе анализа последовательности землетрясений и локализации их очагов в Камчатской зоне субдукции нами (Авдейко и др., 2004)
!" #$!#% &'
*+
, -( % -
()
$ %%. /
$
0% +-12
&#3$ +-( % -1 4 !+
&!%5 ,$3 ! !#!6+!,! 7 $!
Рис. 2. Сейсмический разрез вкрест простирания Курило-Камчатской островной дуги (по Авдейко
и др., 2004, рис. 1, разрез 17).
56
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОЛЮТОРСКОЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЕ 2006 г. КАК РЕЗУЛЬТАТ ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ
геолого-геофизический…, 2003). К этой же зоне
приурочено большинство сильных землетрясений с магнитудой более 7 (рис. 1).
Вторая полоса землетрясений, в том числе и
сильных, приурочена к зоне Алеутско-Камчатского сочленения. Эпицентры землетрясений
тяготеют к Командорскому трансформному
разлому, расположенному между осью Алеутского желоба и Командорскими островами, и
трансформному разлому Беринга (рис 1). На
характере движений по этим разломам мы остановимся в последующих разделах.
Сейсмичность района, расположенного к
северу от Алеутско-Камчатского сочленения,
значительно слабее, чем к югу от этой зоны. Тем
не менее, здесь зафиксировано три сильных
землетрясения магнитудой 7 и более. Одно из них
произошло в 1969 г. в районе полуострова
Озерного (М=7.7), а два других – Хаилинское
1991 г. (М=7.0) и Олюторское 2006 г. (М=7.6)
произошли к северу от полуострова Говена,
вблизи пос. Хаилино (рис. 1). Очаговые зоны
землетрясений этого района локализованы в
пределах двух участков. На южном участке, где
произошло землетрясение 1969 г., очаговая зона
протягивается от полуострова Камчатского мыса
до о. Карагинского. Она занимает такое же положение относительно палеожелоба миоценплиоценовой зоны субдукции, как очаговые зоны
землетрясений современной зоны субдукции
относительно Курило-Камчатского глубоководного желоба (рис.1). Вторая очаговая зона, где
произошли сопровождаемые афтершоками землетрясения 1991 и 2006 годов, не обнаруживает
непосредственной связи с зоной миоцен-плиоценовой субдукции. Для выявления природы этих
землетрясений остановимся более подробно на их
характеристике.
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ ОЛЮТОРСКОГО
РАЙОНА
До Хаилинского землетрясения 1991 г. район,
расположенный к северу от о. Карагинского,
считался практически асейсмичным. На карте
общего сейсмического районирования (ОСР-78)
этот район относился к 6-балльной зоне. На карте
ОСР-97 этот район уже был отнесен к 9-балльной
зоне с 1%-ной вероятностью превышения интенсивности в 9 баллов в течение 50 лет (т.е. 1 раз
в 5000 лет). Однако, через 15 лет 20 апреля 2006 г.
почти на том же месте произошло еще более
мощное землетрясение магнитудой 7.6 и интенсивностью сотрясений более 9 баллов, с очаговой
зоной афтершоков, вытянутой в северо-восточном направлении на 150-160 км (Викулин,
Мелекесцев, 2006).
На рис. 3 показана последовательность проявления афтершоков 9-го и выше энергетического класса по классификации С.А. Федотова
(1972), принятой при регистрации землетрясений
Камчатской региональной сети, данные из каталога Геофизической службы РАН, помещенного в Internet. На прилагаемых рисунках эпицентры землетрясений выделенного на карте временнуго интервала показаны черными квадратиками, а эпицентры всех предыдущих землетрясений – серым цветом. Это позволяет определить последовательность заполнения очаговой зоны. В течение часа после главного толчка
(М=7.6, Ks=15) , было зарегистрировано 5
афтершоков, причем один из них энергетического класса 12.1 (рис. 3а). В течение 6 часов произошло уже 24 афтершоковых землетрясения, а
эпицентр самого мощного из них (энергетического класса 13.1) располагался непосредственно
у поселка Тиличики. Главный толчок и этот афтершок принесли серьезные разрушения в пос.
Тиличики и Корф (Пинегина, Константинова,
2006). В это время оконтурилась практически вся
плейстосейстовая область, отчетливо проявилась
северо-восточная ориентировка эпицентров
землетрясений и наметилась поперечная ориентировка эпицентров на юге плейстосейстовой
области. В течение суток (рис. 3в) и затем в течение 9 дней до 29 апреля 2006 г. (рис. 3г) происходило последовательное увеличение числа афтершоков в пределах очаговой зоны. Сохранился
северо-восточный тренд эпицентров афтершоков, но более отчетливо стал проявляться поперечный северо-западный тренд на юге очаговой
зоны (рис. 3г).
29 апреля 2006 г. произошел сильный афтершок (М=6.6, Ks=13.7) в районе бухты Сомнения,
т.е. за пределами сформировавшейся ранее плейстосейстовой области (рис. 3д). В течение суток
на этом же месте произошел такой же мощный
афтершок (рис. 3е). В течение месяца после этих
афтершоков стал проявляться преимущественно
поперечный тренд ориентировки эпицентров
последующих афтершоков (рис. 3ж). Слабые
землетрясения в очаговой зоне проявляются
вплоть до настоящего времени, т.е. до декабря
2006 г. На рис 3з показаны данные до 9 августа
2006 г., имеющиеся на сайте Камчатского филиала Геофизической службы РАН.
Макросейсмическими наблюдениями (Пинегина, Константинова, 2006) выявлена разломная зона северо-восточного простирания
протяженностью около 100 км, состоящая из отдельных кулис. Характер движения по разлому –
правосторонний взбросо-сдвиг. Величина взбросовой подвижки в среднем 30 – 40 см, в 30 км
северо-восточнее она достигла 280 см. Макси-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
57
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АВДЕЙКО, ПАЛУЕВА
8
)
*+
/
8
)
)
8
)
)
8
)
)
)
)
8
)
9$ #+.1 !$(! &
8
)
8
)
8
)
&
)
8
() "!%$ ,$ #+!,! !$(
)
)
8
)
8
)
8
)
8
)
8
() "!%$ ,$ #+!,! !$(
8
)
)
)
8
&
8
8
8
( % "!%$
>
8
=
8
)
8
)
)
<
, -( % $ %%.
$
0% +-1
8
)
9
8
8
)
8
)
8
:3 - "!%$ ,$ #+!,! !$(
)
& 4
;!
8
)
)
Рис. 3. Подрисуночная подпись на стр.59.
58
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОЛЮТОРСКОЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЕ 2006 г. КАК РЕЗУЛЬТАТ ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ
)
?
)
8
)
:-$5+.1 4
)
)
8
;!
)
)
)
&
8
8
8
)
)
() "!%$ + ,!
&
8
)
)
)
)
8
&
)
)
8
)
)
8
8
)
() "!%$ %-$5+!,! 4
;!
8
)
)
8
)
8
)
A
8
)
8
)
8
)
8
8
)
8
8
)
@
)
8
8
)
8
)
8
)
8
)
8
)
)
)
)
8
)
& )
8
)
Рис. 3. Последовательность проявления афтершоков Олюторского землетрясения 2006 г. (М=7.6).
Данные регионального каталога землетрясений Камчатского филиала Геофизической службы РАН.
Эпицентры землетрясений обозначенного на карте периода показаны черным цветом, все
эпицентры предыдущих периодов – серым цветом.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
59
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АВДЕЙКО, ПАЛУЕВА
мальная амплитуда пространственного сдвига
наблюдалась в центральной части разлома и
составила 160 см (Пинегина, Константинова,
2006). По определениям Геологической службы
США (USGS) и Гарвардского центра, механизм
очага главного толчка также соответствует
правостороннему сдвигу.
Анализ локализации афтершоков на вращаемых блоках по программе Maple 7 показал,
что поле очагов образует сужающийся на глубину
клин. Северо-западный наклон соответствует
направлению, очевидно, не совсем «отмершей»
зоны субдукции, а юго-восточный – наклону
плоскости сместителя взбросов. Аналогичная
картина наблюдается и для современной зоны
субдукции под Камчатку южнее Алеутско-Камчатского сочленения (Авдейко и др., 2004).
Для анализа тектонической приуроченности
и природы очагов землетрясений рассмотрим
тектоническую эволюцию региона, начиная с
эоцена.
ЭВОЛЮЦИЯ КОРЯКСКО-КАМЧАТСКОГО
РЕГИОНА В ПОЗДНЕМ КАЙНОЗОЕ
На Камчатке выделяются три разновозрастные системы автохтонных вулканических поясов
(вулканических дуг), которые последовательно
омолаживаются в сторону Тихого океана (Авдейко и др., 2001; 2002; 2006; Леглер, 1977). Это
Западно-Камчатская вулканическая дуга, существовавшая в эоцене (Филатова, 1988), система
вулканических дуг Курильских островов, Срединного хребта Камчатки и Корякского нагорья,
существовавшая от конца олигоцена вплоть до
голоцена, и современная Курило-Камчатская
дуга, формирование которой началось в конце
миоцена (рис. 4). Тектоническое развитие этих
дуг довольно подробно рассмотрено нами ранее
(Авдейко и др., 2001; 2002; 2006). Эти дуги являются автохтонными, сформированными над
зонами субдукции. Более древние геологические
образования в большинстве своем являются
аллохтонными и входят в состав фундамента
вулканических дуг (Авдейко и др., 2003). Здесь мы
кратко рассмотрим лишь основные положения,
важные, на наш взгляд, для выявления природы
землетрясений, произошедших в Олюторском
районе КАО в 2006 и 1991 гг.
Пространственное размещение вулканических формаций островодужного типа, а также сейсмологические, гравиметрические и сейсмотомографические данные позволяют трактовать тектоническую историю рассматриваемого региона
как развитие разновозрастных островодужных и
окраинноконтинентальных надсубдукционных
систем, дискретно смещающихся и последовательно омолаживающихся в сторону Тихого оке60
ана. На рис. 4 показана модель их эволюции, начиная с конца олигоцена, в виде карты и разрезов
для разных этапов развития. В палеогене на Западной Камчатке, по-видимому, существовала
система вулканических дуг, от которой к настоящему моменту сохранились лишь отдельные фрагменты покровов вулканитов. Н.И. Филатова (1988)
рассматривает их как окраинно-континентальный надсубдукционный вулканический пояс.
Начиная с конца олигоцена, в пределах Корякско-Камчатского региона и Курил существовала система из трех дуг – Срединно-Камчатской,
Южно-Камчатско-Курильской, разделенных
трансформными разломами, и Корякской, протянувшейся вплоть до Корякского нагорья. К югу
от стыка с Алеутской дугой формирование системы было обусловлено субдукцией Тихоокеанской плиты, а к северу – субдукцией молодой
системы малых плит Командорской котловины
(Федоров, Шапиро, 1997). Эти дуги в современной структуре маркируются соответствующими
формационными комплексами вулканических
пород и положительной гравитационной аномалией фронтальной тектонической дуги (Авдейко и др., 2002).
В конце миоцена произошла блокировка
зоны субдукции и ее перескок на современное
положение. Основная причина перескока –
аккреция Кроноцкой палеодуги, которая в
современной структуре является террейном
восточных полуостровов Камчатки (Константиновская, 1999; Объяснительная записка…,
2000). После перескока произошло постепенное
прекращение субдукции под Срединный хребет
и формирование Курило-Камчатской островной
дуги с современной зоной субдукции.
В соответствии с рассмотренной эволюцией
вулканических дуг нами (Авдейко и др., 2002)
были выделены участки (сегменты), находящиеся
на разных стадиях развития. Восточная Камчатка
представляет собой начальный этап субдукции.
Возраст наиболее древних вулканических пород,
сформированных над этой зоной субдукции, соответствует концу миоцена (Волынец и др., 1990).
В пределах Южной Камчатки и Курил примерно за 25 млн. лет (начиная с конца олигоцена)
установился практически стационарный режим
субдукции. Здесь выделяется аномальный участок
Малко-Петропавловской зоны поперечных дислокаций, которая располагается на месте системы
трансформных разломов на южной границе перескока зоны субдукции в конце миоцена.
Срединно-Камчатская вулканическая дуга
после перескока ее на современное положение
представляет этап завершения субдукции и,
соответственно, завершения надсубдукционного вулканизма. Перескок зоны субдукции произошел южнее Алеутско-Камчатского сочленения,
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОЛЮТОРСКОЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЕ 2006 г. КАК РЕЗУЛЬТАТ ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ
>3$ ) 63,
E
8
>3$ ) 63,
!+ $5+ 0
63,
6-++.1 C
D + ) ' ()
6 " %%-0
8
8
8
:
>3$ ) 63,
8
!+ $5+ 0
!+-( % 0F 63,
8
!+ $5+ 0
63, E $- )F
I-C-1 !
$!
!+ $5+ 0
63,
>!% !(+ 0 '
>3$ ) 63,
+
$!
(
!+ $5+ 0
63,
G % H,!6
B
8
8
8
Рис. 4. Концептуальная модель эволюции вулканических дуг (Авдейко и др., 2006), представленная
в виде карты (А) и временных разрезов (Б). А: 1 - современная вулканическая дуга и ее вулканический фронт; 2 - миоценовые вулканические дуги Срединного хребта и Курил; 3 - зона
наложения современной вулканической дуги на миоценовую дугу (стационарный режим субдукции); 4 - фрагменты палеогеновых вулканических дуг; 5 - современное положение фронтальной
(тектонической) дуги (а) и реконструируемое – для миоцена Срединно-Камчатской дуги (б); 6 трансформные разломы, по которым произошел перескок зоны субдукции; 7 - ось КурилоКамчатского глубоководного желоба; 8 - ось глубоководного желоба Срединно-Камчатской дуги;
9 - положение модельных разрезов на рис. 4Б. Цифры в кружках: 1 - Восточно-Камчатский сегмент;
2 - Малко-Петропавловская зона поперечных дислокаций; 3 - Южно-Камчатский сегмент; 4-6 Северо-Курильский, Центрально-Курильский и Южно-Курильский сегменты, соответственно; 7 Срединно-Камчатская вулканическая дуга. Б: 1 - океаническая кора; 2 - эклогит, 3 - континентальная кора; 4 – литосфера; 5 - астеносфера с линиями течения; 6 - зона типичного островодужного
магмообразования; 7 - зона выплавления магм с внутриплитными геохимическими характеристиками; 8 - пути подъема «внутриплитных» магм в литосфере; 9 - магматические очаги и пути
подъема островодужных магм в литосфере.
а к северу от него субдукция, по-видимому, постепенно прекратилась.
Рассмотрим более подробно особенности
проявления субдукции и надсубдукционного
вулканизма в Срединном хребте и в Корякском
нагорье севернее зоны Алеутско-Камчатского
сочленения, т.к. это, на наш взгляд, может дать
ключ к пониманию природы сильных землетрясений 1991 и 2006 годов.
Надсубдукционный тип вулканизма, проявленного в этом регионе в позднем кайнозое,
обоснован в ряде публикаций (Кепежинскас,
Федоров, 1986; Пузанков, Валов, 1994; Федоров,
Шапиро, 1998) и не вызывает сомнений. Модель
субдукции, обусловленная наличием зоны спрединга в Командорской котловине, была предложена Б.В. Барановым с соавторами (Baranov et al.,
1991). На основе идентификации полосовых магнитных аномалий (Валяшко и др., 1993) П.И. Федоров и М.Н. Шапиро (1998) разработали схематическую кинематическую модель взаимодействия литосферных плит и эволюции Командорской зоны спрединга. Эта модель, дополненная
данными, касающимися эволюции зоны субдукции и надсубдукционного вулканизма, показана на рис. 5.
По этой модели, в нижнем миоцене (рис. 5а)
была проявлена только субдукция Тихоокеанской
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
61
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АВДЕЙКО, ПАЛУЕВА
J-7+-1
-!K
+
J-7+-1 -!K
+
'!+ K '!+
"!/6+
,! -!K +
K "!/6+ ,! -!K +
'!+ K %'!+ K %6+6+ ,!,!-!K +-!K +
$-!K +
$-!K
+
Рис. 5. Схема тектонического развития области взаимодействия Тихоокеанской, Северо-Американской и Евразиатской плит. 1 - Тихоокеанская плита (ТП); 2 - Евразиатская плита (ЕА); 3 Северо-Американская плита (СА); 4 - реликт СА плиты в Командорской зоне спрединга; 5 Командорская микроплита; 6 - новообразованная литосфера Командорской зоны спрединга; 7 вулканические дуги Срединного хребта Камчатки, Ю. Камчатки и Курил; 8 -Курило-Камчатская
вулканическая дуга; 9 - фронтальные тектонические дуги; 10 - Командорская зона спрединга с
трансформными разломами; 11 - отмершая зона субдукции; 12 - оси глубоководных желобов; 13 надвиги, образовавшиеся после блокировки зоны субдукции; 14 - граница между Северо-Американской и Евразиатской литосферными плитами; 15 - блоки полуостровов Восточной Камчатки;
16 - направление и скорость движения Тихоокеанской плиты; 17 - направление и скорость движения
Командорской микроплиты; 18 - изобата 2000 м.
62
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОЛЮТОРСКОЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЕ 2006 г. КАК РЕЗУЛЬТАТ ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ
литосферной плиты под Евразиатскую южнее
зоны Алеутско-Камчатского сочленения. Пояс
надсубдукционного вулканизма (СрединноКамчатская и Южно-Камчатско-Курильская
вулканические дуги) несколько отклонялся к
северу от края Тихоокеанской плиты.
Командорская зона спрединга и последующая зона субдукции заложились в конце среднего
миоцена (рис. 5б). Эта зона субдукции явилась
продолжением зоны субдукции Тихоокеанской
плиты, а обусловленная ею вулканическая дуга –
продолжением Срединно-Камчатской дуги в
северо-восточном направлении. Скорость спрединга и, соответственно, субдукции уменьшались
в направлении от контакта с Тихоокеанской
плитой в северо-восточном направлении. Этот
характер движений сохранялся вплоть до конца
миоцена (рис. 5в).
В конце плиоцена, около 10 млн. лет назад
(Авдейко и др., 2002, 2006), в результате аккреции
полуостровов Восточной Камчатки, произошел
перескок зоны субдукции на современное положение (рис. 5г). Вслед за этим постепенно прекратилась и субдукция под северную часть Камчатки, так как Командорская зона спрединга, повидимому, была образована за счет взаимодействия с Тихоокеанской плитой. Математическая
модель наведенной конвекции и спрединга Командорской котловины была разработана В.П. Трубицыным с соавторами (1998). Возможно, что
напряжения, связанные с Командорской зоной
субдукции, сохранились до настоящего времени
и являются одной из причин землетрясений,
проявленных в Олюторском районе. О том, что
эта зона субдукции не совсем отмерла, свидетельствует и сильное землетрясение 1969 г. (М=7,7) с
очаговой зоной афтершоков, которая занимает
такое же положение по отношению к погребенному палеожелобу, как очаговые зоны сильных
землетрясений Камчатки относительно современного Курило-Камчатского желоба.
ГЕОДИНАМИКА ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ
ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ
Геодинамика взаимодействия Тихоокеанской, Евразиатской и Северо-Американской
литосферных плит показана на прилагаемых
карте и блок-диаграмме (рис. 6). Тихоокеанская
плита поддвигается под Камчатку со скоростью
75 – 68 мм/год (Kostoglodov et al., 1997). Она
контактирует с Северо-Американской плитой,
вернее с Командорской микроплитой по трансформному разлому, наклоненному на север, под
Командорские острова (псевдосубдукция). Наклон связан с тем, что в более западных районах
Алеутской дуги наблюдается косая субдукция
Тихоокеанской плиты под Северо-Американ-
скую. О наличии такого наклона свидетельствует
положение гипоцентров афтершоков, произошедших в первые шесть часов после землетрясения 1971 г. (М=7.8). На рис. 6 показано положение Тихоокеанской плиты под Северо-Американской и Евразиатской плитами. При такой
псевдосубдукции Командорская микроплита,
отколовшаяся от Северо-Американской плиты,
как бы едет на Тихоокеанской плите. Движение
Командорской микроплиты зафиксировано
данными Камчатской JPS сети. Скорость ее
движения после сильного землетрясения 1997 г.
составила 37 мм/год, а направление движения
несколько отклоняется на север (Левин и др.,
2002). Азимут движения Тихоокеанской плиты СЗ
о
302 (Kostoglodov et al., 1997), а Командорской
о
микроплиты – СЗ 325 . Это объясняется тормозящим эффектом Северо-Американской плиты
(Avdeiko et al.2). Тормозящий эффект, в свою
очередь, вызывает растягивающие напряжения
поперек движения Тихоокеанской плиты и
приводит к ее разрывам, как показано на рис. 6.
Этим обусловлена и высокая интенсивность
проявления вулканизма Ключевской группы
вулканов, и магнезиальный характер изливающихся лав, и появление внутриплитных геохимических характеристик некоторых лав (Авдейко
и др., 2006).
Как было сказано выше, В.П. Трубицын и др.
(1998) рассчитали математическую модель, по
которой трансформное взаимодействие Тихоокеанской и Северо-Американской плит привело
к появлению наведенной конвекции в мантии под
литосферой Командорской впадины. В настоящее время, в связи с перескоком зоны субдукции
Тихоокеанской плиты и остановкой или резким
замедлением субдукции микроплит Командорской котловины, по-видимому, происходит перестройка конвекции. При этом силы, вызывающие наведенную конвекцию при взаимодействии
плит в условиях «псевдосубдукции», будут более
интенсивными, чем при взаимодействии по обычному трансформному разлому, как это принято в
расчетах В.П. Трубицына и др. (1998).
Таким образом, если причиной формирования Командорской зоны спрединга и последующей субдукции явилась наведенная конвекция по
модели В.П. Трубицына и др. (1998), то в ближайшем будущем можно ожидать заложение новой
зоны спрединга и формирование новой или подновление старой зоны субдукции. Скорее всего,
1
Avdeiko G.P., Savelyev D.P., Palueva A.A., Popruzhenko S.V.
Evolution of the Kurile-Kamchatkan volcanic arcs and
geodynamics of the Kamchatka-Aleutian junction. AGU’s
special monograph // Volcanism and tectonics of the Kamchatka peninsula and adjacent arcs. Paper #2006BK000472.
Принята в печать.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
63
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АВДЕЙКО, ПАЛУЕВА
<
'N
M
M
'N
M !6+
3( 0 #
M
M
M
M
M
M
>
M
:
#
3
!&<
%
-1
7
-
-$
<$
(
-1
$!
$!
+%
0
"$-
"$L
M
:
'
%
7
'3
M
!&
=
>
Рис. 6.
64
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОЛЮТОРСКОЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЕ 2006 г. КАК РЕЗУЛЬТАТ ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ
это будет подновление старой зоны субдукции,
т.к. она не была заблокирована, как на участке
южнее Камчатско-Алеутского сочленения. Формирование же новой зоны субдукции при молодом, позднекайнозойском возрасте Командорской литосферы маловероятно из-за ее нейтральной или даже положительной плавучести.
ВЕРОЯТНЫЕ ПРИЧИНЫ
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ ОЛЮТОРСКОГО
РАЙОНА
1. Олюторское землетрясение 2006 г., так же
как и Хаилинское землетрясение 1991 г., и Озерновское землетрясение 1969 г., произошло в пределах предыдущей зоны субдукции, которая
прекратила свое существование в связи с ее блокировкой за счет аккреции Восточных полуостровов Камчатки – Шипунского, Кроноцкого и
полуострова Камчатский мыс. Субдукция была
заблокирована южнее Алеутско-Камчатского
сочленения, где в конце миоцена, около 10 млн.
лет назад, произошло заложение новой, современной зоны субдукции. Севернее указанного
сочленения субдукция прекратилась из-за затухания Командорской зоны спрединга, т.к. она существовала за счет наведенной конвекции. Напряжения сжатия в зоне субдукции, по-видимому, сохранились до настоящего времени, так
как остановка движения была не такой резкой,
как в случае с перескоком зоны субдукции. Энергия сжатия, по-видимому, оказалась недостаточной
для субдукции и реализовалась до глубины 60 км.
В структурном плане все указанные выше
сильные землетрясения были локализованы в
пределах фронтальной тектонической дуги,
которая располагается над зоной перегиба
субдуцируемой плиты. В современной зоне
субдукции аналогичная структура характеризуется максимальной сейсмичностью как по
числу землетрясений, так и по магнитудам. Тектонические напряжения, обусловленные субдукцией, по-видимому, сохранились в субгоризонтальной ветви сейсмофокальной зоны, а
наклонная ветвь практически «отмерла» в результате погружения литосферной плиты в мантию.
Этому способствовал переход базальта 2-го слоя
океанической коры в эклогит и, соответственно,
увеличение ее отрицательной плавучести.
2. Для всех современных зон субдукции
характерно наличие положительной и отрицательной гравитационных аномалий в изостатической редукции (Harabaglia, Doglioni, 1983).
Положительная аномалия приурочена к фронтальной тектонической дуге, а отрицательная –
к глубоководному желобу. Прекращение субдукции приводит к восстановлению изостатического равновесия. Южнее Алеутско-Камчатского сочленения произошло формирование
Центральной Камчатской депрессии после перескока зоны субдукции около 10 млн. лет назад.
Депрессия располагается на месте фронтальной
тектонической дуги предыдущей зоны субдукции
под Срединный хребет Камчатки (Авдейко и др.,
2001). При восстановлении изостатического
равновесия основные движения произошли по
системе разломов, отделяющих депрессию от
хребтов Восточной Камчатки.
Севернее Алеутско-Камчатского сочленения
прекращение субдукции было, по-видимому, не
таким резким, как в южной части, и в настоящее
время идет еще восстановление изостатического
равновесия. При этом на участке фронтальной
тектонической палеодуги идет опускание, а на
участке палеожелоба – поднятие. Напряжения на
границе поднятия-опускания, обусловленные
восстановлением изостатического равновесия, и
напряжения сжатия непосредственно в зоне
палеосубдукции, по-видимому, приводят к
взбрососдвиговым подвижкам, зафиксированным как по механизмам очагов землетрясений,
так и визуальными наблюдениями (Пинегина,
Константинова, 2006). При такой трактовке
геодинамических напряжений северо-западная
граница выделяемой А.В. Ландером и др. (1993)
плиты «Берингия» является субдукционной и
находит объяснение правосторонняя сдвиговая
компонента.
3. Другой возможной, но не альтернативной
причиной геодинамических напряжений может
быть взаимодействие Тихоокеанской литосферной плиты с Северо-Американской плитой или с
Рис. 6. Схематическая карта и блок-диаграмма взаимодействия Тихоокеанской, Евразиатской и
Северо-Американской литосферных плит. А: 1 - Тихоокеанская плита; 2 - Тихоокеанская плита
под Северо-Американской и Евразиатской плитами; 3 - Евразиатская плита; 4 - Северо-Американская плита; 5 - Командорская микроплита; 6 - вулканическая дуга Срединного хребта и ее вулканический фронт; 7 - Восточно-Камчатская вулканическая дуга и ее вулканический фронт; 8 оси глубоководных желобов (а) и палеожелобов (б); 9 - слабоактивная граница между Евразиатской
и Северо-Американской плитами; 10 - осевая зона Командорского палеоспрединга с отмершими
трансформными разломами; 11 – сейсмоактивные поперечные разломы; 12 – Активные и
потенциально активные вулканы; 13 – направление и скорость движения Тихоокеанской плиты;
14 – направление и скорость смещения JPS пункта на о. Беринга. Б: На блок-диаграмме (вид с
северо-запада) черные звездочки – активные вулканы, белые звездочки – потухшие вулканы
Начикинский и Хайлюля.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
65
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АВДЕЙКО, ПАЛУЕВА
плитой «Берингия» через Командорскую микроплиту. Непосредственное взаимодействие с
учетом вовлечения в движение Командорской
микроплиты, очевидно, должно приводить к
напряжениям, способствующим вращению
плиты «Берингия» по часовой стрелке, т.е. левостороннему сдвигу, а по определению механизма
очагов землетрясения 2006 г. и по визуальным
наблюдениям (Пинегина, Константинова, 2006),
здесь зафиксирован правосторонний сдвиг,
вернее взбросо-сдвиг. Тем не менее, эти напряжения, в соответствии с моделью В.П. Трубицына
и др. (1997), могли вызвать перестройку конвективных течений под литосферой Командорской котловины и напряжений сжатия в районе
проявления землетрясений. В этом случае возможно возникновение новой зоны субдукции или
возобновление движений по старой зоне субдукции. Последнее представляется более вероятным, так как зона субдукции здесь не была
заблокирована, как это имело место к югу от
Алеутско-Камчатского сочленения.
4. Анализируя причины землетрясений
Олюторского района, нельзя сбрасывать со счета
и глобальные напряжения в литосфере. Камчатской сетью JPS станций за 4-летний период
наблюдений зарегистрированы заметные смещения станций (Левин и др., 2002). Движения на
станциях южнее Алеутско-Камчатского сочленения соответствуют модели субдукции, а на станциях Каменское (KMS) и Тиличики (TIL) выявлено движение в южном направлении. Станция
Каменское движется со скоростью около 20 мм/
год, а Тиличики – около 9 мм/год (рис. 7). Следует подчеркнуть, что все движения определены
в предположении неподвижности JPS пункта
Петропавловск-Камчатский (PETR). По-видимому, источник напряжения, вызывающего движения в южном направлении, находится севернее
пос. Каменское. Это может быть вызвавший поднятие неглубокий мантийный плюм, зафиксированный в районе Пенжинской губы по поперечным сейсмическим волнам (Levin et al., 2002).
По продольным сейсмическим волнам в этом
районе также выявлена (Gorbatov et al., 2000) низкоскоростная область на глубинах до 400 км, а
глубже – высокоскоростная область, которую А.
Горбатов с соавторами связывает с субдуцируемой
около 48 млн. лет назад плитой Кула. Возможно,
поднятие Корякского нагорья и проявленный
здесь четвертичный вулканизм внутриплитного
типа (Кепежинскас, Федоров, 1986) обусловлены
влиянием неглубокого мантийного плюма.
ВЫВОДЫ
1. Землетрясения Олюторского района 1991
и 2006 гг. пространственно приурочены к зоне
субдукции под Срединный хребет Камчатки,
заметные движения по которой прекратились
около 10 млн. лет назад. Непосредственной причиной землетрясений могут быть остаточные
напряжения сжатия и напряжения восстановления напряженного субдукцией изостатического
равновесия.
2. Второй дополнительной, а может быть и
самостоятельной причиной землетрясений может
быть перестройка конвективных течений под
Командорской котловиной. Наведенная конвекция, по модели В.П. Трубицина и др. (1998), может вызвать напряжения сжатия и возобновление
движений по зоне субдукции.
3. Непосредственной причиной напряжений,
вызвавших рассматриваемые землетрясения, могут быть и глубинные напряжения литосферы
этого района, вызванные мантийным плюмом.
В любом случае наличие существовавшей
ранее зоны субдукции и приуроченность к ней
Рис. 7. Схема смещений станций Камчатской JPS сети
с 1 июля 1996 г. по 1 июля 2000 г. (Левин и др., 2002).
Залитые кружочки – местоположение JPS станций,
отходящие от них линии – направления и скорости
смещения. Станции: KMS – Каменское, TIL – Тиличики, TIG- Тигиль, KBG – Крутоберегово, KLU –
Ключи, ESI – Эссо, BKI – Никольское, PETP – Петропавловск-Камчатский, MAI – Петропавсловск-Маяк.
66
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОЛЮТОРСКОЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЕ 2006 г. КАК РЕЗУЛЬТАТ ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ
землетрясений, на наш взгляд, не вызывает
сомнений.
Авторы признательны сотрудникам Камчатского филиала Геофизической службы РАН за
оперативное предоставление материалов по землетрясениям и Т.К.Пинегиной за обсуждение
природы и последствий Олюторского землетрясения. Авторы благодарны рецензентам, сделавшим ценные замечания, исправления которых
позволили улучшить статью.
Работа выполнена при финансовой поддержке ФЦП «Мировой океан», подпрограмма
«Исследование природы Мирового океана», договор 43.634.11.0004/3 и ДВО РАН (проект 06-3А-08-326).
Список литературы
Авдейко Г.П., Попруженко С.В., Палуева А.А.
Современная тектоническая структура Курило-Камчатского региона и условия магмообразования // Геодинамика и вулканизм
Курило-Камчатской островодужной системы. ИВГиГ ДВО РАН. ПетропавловскКамчатский, 2001. С. 9-33.
Авдейко Г.П., Попруженко С.В., Палуева А.А.
Тектоническое развитие и вулкано-тектоническое районирование Курило-Камчатской островодужной системы // Геотектоника. 2002. №4. С.64-80.
Авдейко Г. П., Палуева А.А., Лепиньч С. В. Сейсмоактивные тектонические структуры зоны субдукции под Восточную Камчатку // Вестник
КРАУНЦ. Науки о Земле.2004. № 3. С. 18-35.
Авдейко Г.П., Палуева А.А., Хлебородова О.А.
Геодинамические условия вулканизма и магмообразования Курило-Камчатской островодужной системы // Петрология. 2006.
Том 14. № 3. С. 248 – 266.
Авдейко Г.П.., Савельев Д.П., Попруженко С.В.,
Палуева А.А. Принцип актуализма: критерии
для палеотектонических реконструкций на
примере Курило-Камчатского региона //
Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле. 2003. № 1.
С. 32-59.
Валяшко Г.М., Чернявский Г.Е., Селиверстов Н.И.,
Иваненко А.Н. Задуговой спрединг в Командорской котловине // Докл. РАН. 1993. Т. 328.
№ 2. С. 212-215.
Викулин А.В., Мелекесцев И.В. Уроки Хаилинского
1991, М=7.0 и Олюторского 2006, М=7.8
землетрясений // Вестник КРАУНЦ. Науки
о Земле. 2006. Вып. 7. № 1. С. 36-49.
Волынец О.Н., Успенский В.С., Аношин Г.Н. и др.
Эволюция геодинамического режима магмообразования на Восточной Камчатке в
позднем кайнозое (по геохимическим дан-
ным) //Вулканология и сейсмология. 1990.
№5. С.14-27.
Гайнанов А.Г., Исаев Е.Н., Строев П.А., Ушаков С.А.
Изостазия и глубинная структура коры в зоне
перехода от северо-восточной части Азиатского материка к Тихому океану // Результаты
исследований по международным геофизическим проектам. Земная кора островных дуг
и дальневосточных морей. Верхняя мантия.
1972. № 3. С. 5-26.
Злобин Т.К. Тектонические границы Охотской
литосферной плиты // Тектоника. Глубинные
строения и геодинамика востока Азии: III
Косыгинские чтения. Хабаровск: ИТиГ. 2001.
С.142-159.
Исаев Е.Н., Ушаков С.А., Гайнанов А.Г. Геофизические данные о закономерностях структуры коры в северной части Тихоокеанской
переходной зоны // Земная кора островных
дуг и дальневосточных морей. М.:Наука, 1972.
С. 69-83.
Кепежинскас П.К., Федоров П.И. Состав и структурное положение позднекайнозойских
вулканитов Камчатского перешейка и Олюторской зоны Корякского нагорья // Изв.
Вузов. Геология и разведка. 1986. № 8. С. 13-21.
Константиновская Е.А. Геодинамика коллизии
островная дуга – континент на западной
окраине Тихого океана // Геотектоника. 1999.
№ 5. С.15-34.
Ландер А.В., Букчин Б.Г., Дрознин Д.В., Кирюшин А.В.
Тектоническая позиция и очаговые параметры корякского (Хаилинского) землетрясения
8 марта 1991 г. в контексте проблемы существования современной плиты Беринги // Математическое моделирование сейсмотектонических процессов в литосфере, ориентированное на проблему прогноза землетрясений. 1993. Вып. 1. С.74-88.
Левин В.Е., Гордеев Е.И., Бахтиаров В.Ф., Касахара М. Предварительные результаты GPS мониторинга на Камчатке и Командорских
островах // Вулканология и сейсмология.
2002. № 1. С. 3-11.
Леглер В.А. Развитие Камчатки в кайнозое с точки
зрения теории тектоники литосферных плит
(источники энергии тектонических процессов и динамика плит) //Тектоника литосферных плит. М.:Ин-т океанологии АН СССР,
1977. С.137-169.
Лобковский Л.И. Геодинамика зон спрединга,
субдукции и двухъярусная тектоника плит.
М.: Наука, 1988. 256 с.
Лобковский Л.И., Баранов Б.В. Клавишная модель
сильных землетрясений в островных дугах и
активных континентальных окраинах //
Докл. АН СССР. 1984. Т. 275. № 4. С.843-847.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
67
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АВДЕЙКО, ПАЛУЕВА
Международный геолого-геофизический атлас
Тихого океана / Отв.ред. Удинцев Г.Б. МОК
(Юнеско), РАН, ФГУП ПКО «Картография»,
ГУНиО, Москва - Санкт-Петербург, 2003. 192 с.
Объяснительная записка к тектонической карте
Охотоморского региона масштаба 1:2500000 /
Ред. Н.А.Богданов, В.Е Хаин, М.: ИЛРАН,
2000. 193 с.
Павлов Ю.А., Сычев П.М., Туезов И.К. и др.
Аномальные гравитационные поля дальневосточных морей и северо-западной части
Тихого океана // Результаты исследований по
международным геофизичесаим проектам.
Земная кора островных дуг и дальневосточных морей. Верхняя мантия. 1972. № 3. С. 27-42.
Пинегина Т.К., Константинова Т.Г. Макросейсмическое обследование последствий Олюторского землетрясения 21 апреля 2006 года //
Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле. 2006.
Вып. 7. № 1. С. 169-173.
Пузанков Ю.М., Валов М.Г. Происхождение
базальт-андезитовых ассоциаций Камчатского перешейка по петрохимическим и
геохимическим данным // Тихоокеанская
геология. 1984. № 1. С. 107-112.
Тараканов Р.З. Фокальные зоны и их роль в развитии островодужных систем // Геология
дальневосточных окраин Азии. Владивосток.
1981. С. 53-66.
Трубицын В.П., Шапиро М.Н., Рыков В.В. Численное моделирование доплиоценовых мантийных течений в области сочленения КурилоКамчатской и Алеутской островных дуг //
Физика Земли. 1998. №4. С.10-19.
Федотов С.А. О закономерностях распределения
сильных землетрясений Камчатки, Курильских островов и северо-восточной Японии //
Тр. Ин-та физики Земли АН СССР. 1965. №
36(203). С. 66-93.
Федотов С.А. Энергетическая классификация
Курило-Камчатских землетрясений и проблема магнитуд. М.: Наука. 1972. 116 с.
Федотов С.А., Гусев А.А., Чернышова Г.В., Шумилина Л.С. Сейсмофокальная зона Камчатки
(геометрия, размещение очагов землетрясений и связь с вулканизмом) // Вулканология
и сейсмология. 1985. № 4. С. 83-90.
Федоров П.И., Шапиро М.Н. Неогеновые вулканиты перешейка Камчатки и геодинамика
Алеутско-Камчатского сочленения // Геотектоника. 1998. № 2. С. 60-76.
Филатова Н.И. Периокеанические вулканические пояса. М.: Недра, 1988. 253 с.
Baranov B.V., Seliverstov N.I., Murav’ev A.V., Muzurov
E.L. The Komandorsky basin as a product of
spreading behind a transform plate boundary //
Tectonophysics. 1991. V. 199. № 2-4. P. 237-270.
Christova C. Depth distribution of stress in the
Kamchatka Wadati-Benioff zone inferred by
inversion of earthquake fokal mechanismus //
Jorn. of Geodynamics. 2001. № 31. P. 355-372.
Gorbatov A., Kostoglodov V. Maximum depth of seismicity and thermal parameter of the subducting
slab: general empirical relation and its application // Tectonophysics. 1997. V. 277. P. 165-187.
Gorbatov A., Vidiyantoro S., Fukao Y., Gordeev E.
Signature of remnant slabs in the North Pacific
from P-wave tomography // Gephys. J. Int. 2000.
V. 142. P. 27-36.
Green Т.Н. Island arc and continental-building
magmatism – a review of petrogenic models based
on experi mental petrology and geochemistry //
Tectonophysics. 1980. V. 63. № 4. P. 367-385.
Harabaglia P., Doglioni C. Topography and gravity
across subduction zones // Geophysical Research
Letters. 1998. Vol. 25. №. 5. P. 703-706.
Levin V., Shapiro N., Park J., Ritzwoller M. Seismic
evidence for catastrophic slab loss beneath
Kamchatka // Nature. 2002. V. 418. P. 763-766.
Watts A.B. Gravity field of the Northwest Pacific
Ocean basin and its margin:Aleutian island-arc
trench system: Geological Society of America
Map and Chart Series, MC-10. 1975.
Watts A.B., Kogan M.G., Bodine J.H. Gravity field of
the Northwest Pacific Ocean basin and its margin:Kuril island arc-trench system:Geological
Society of America Map and Chart Series, MC27. 1978.
THE OLUTORSK 2006 EARTHQUAKE AS A RESULT OF LITHOSPHERIC PLATE
INTERACTION IN THE KORYAK-KAMCHATKA REGION
G. P. Avdeiko1,2, A. A. Palueva1
1
Institute of volcanology and seismology. Far East Division, Russian Academy of Science
2
V. Bering Kamchatka State University, Petropavlovsk-Kamchatsky, 683032, Russia
Possible causes of the Olutorsk earthquake in 2006 year are discussed in this paper on the basis of the tectonic
history of the Koryak-Kamchatka region in the Late Cenozoic locations of other strong earthquakes. The
hypocenter of the Olutorsk earthquake is limited to the Miocene subduction zone. We suggest three possible
reasons for the Olutorsk earthquake: a residual compression of the Miocene subduction zone, exertion of the
restored isostatic equilibrium and rebuilding of mantle convection due to interaction of the Pacific and the
North American lithospheric plates.
68
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
УДК 550.83:551.214(265)
ПОГРЕБЕННАЯ ПОДВОДНАЯ ВУЛКАНИЧЕСКАЯ ЗОНА
К ЗАПАДУ ОТ О. ПАРАМУШИР (КУРИЛЬСКАЯ ОСТРОВНАЯ ДУГА)
© 2006 В. И. Бондаренко1, В. А. Рашидов2
1
Костромской Государственный университет им. Н.А. Некрасова, Кострома, 156000; e-mail: vibond@list.ru;
2
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, 683006;
e-mail: rashidva@kscnet.ru
По данным детальных геофизических исследований, выполненных в 1981-91 гг. в восьми рейсах
НИС «Вулканолог», изучено геологическое строение погребенной подводной вулканической зоны,
расположенной к западу от о. Парамушир.
В период с 1981 по 1991 гг. на запад-северозападном склоне о. Парамушир, приблизительно
посередине между вулканами Алаид и Анциферова (рис. 1), в тыловой части Курильской островной дуги (КОД) были выполнены многочисленные исследования отечественных и зарубежных ученых по изучению акустических
аномалий, зафиксированных в водной толще в
точке с координатами 50030.8’с.ш. и 155018.45’в.д.
(Авдейко и др., 1984; Авдейко и др., 1986; Авдейко, Краснов, 1985; Баранов и др., 1996; Бондаренко и др., 1987; Бондаренко, Надежный, 1985,
1987; Веселов и др., 2000; Гавриленко, 1989; Гинзбург, Соловьев, 1990; Гинзбург, Соловьев, 1994;
Глумов и др., 2005; Демина и др., 1989; Егоров, 2001;
Зоненшайн, 1987; Зоненшайн и др., 1987; Леин и
др., 1989; Матвеева, Соловьев, 2003; Надежный,
Бондаренко, 1988а, 1988б, 1989; Надежный и др.,
1988; Обжиров, 1993; Обжиров и др., 1989; Обжиров и др., 1999; Подводный…, 1992; Соловьев, 2003;
Соловьев и др., 1994; Тектоника…, 2004; Черткова, Гусева, 1986; Черткова, Стунжас, 1990; Basov
et al., 1996; Gaedicke et al., 1997; Soloviev, Ginsburg,
1997). По своей форме выявленные помехи напоминали факелы или султаны. Эти факелы фиксировались от дна моря на глубине около 700 м до
глубин 200-400 м.
В районе аномалий выполнены эхолотный
промер, непрерывное сейсмоакустическое профилирование (НСП), гидромагнитная съемка
(ГМС), непрерывная газогидрохимическая
съемка, драгирование, отбор проб рыхлых осадков прямоточными грунтовыми трубками и
дночерпателями, отбор проб воды с различных
глубин батометрами (Авдейко и др., 1984; Зоненшайн и др., 1987; Обжиров и др., 1999). Здесь был
отработан профиль МОВ ОГТ, проходящий, в
частности, и через местоположение гидроакустических аномалий (Гинзбург, Соловьев, 1994).
По результатам исследований, проведенных
в 1982-1983 гг. в 13-м, 15-м и 17-м рейсах НИС
«Вулканолог» выявлено, что акустические аномалии приурочены к слабо проявленной косо
ориентированной по отношению к КОД вулканической зоне, представленной почти полностью
погребенными экструзивными куполами или
небольшими вулканическими конусами (Авдейко
и др., 1984; Подводный…, 1992).
Первоначально было высказано предположение о газогидротермальной природе выявленных гидроакустических аномалий (Авдейко и др.,
1984; Авдейко и др., 1986; Авдейко, Краснов, 1985;
Черткова, Гусева, 1986), а позднее - об их газовой
природе и возможном развитии в данном районе
процессов гидратообразования в верхней части
осадочного разреза (ВЧР) (Бондаренко, Надежный, 1985, 1987).
В 1986 г. в рейсе 11а НИС «Мстислав Келдыш»
с целью изучения предполагаемых гидротермальных выходов дно в районе гидроакустической
аномалии было обследовано с помощью подводного обитаемого аппарата (ПОА) «Пайсис» (Баранов и др., 1996; Зоненшайн, 1987; Зоненшайн
и др., 1987; Леин и др. 1989; Черткова, Стунжас,
1990). Выполнено по разным источникам 10 или
13 погружений ПОА (Баранов и др., 1996; Зоненшайн, 1987; Зоненшайн и др., 1987; Черткова,
Стунжас, 1990). По этим данным, характерными
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
69
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
БОНДАРЕНКО, РАШИДОВ
!
" #
Рис. 1. Местоположение района исследований: 1 – полигон детальных исследований.
формами микрорельефа в районе акустической
аномалии являются хаотично расположенные
холмы, провальные воронки и ямы. На дне были
обнаружены крупные колонии полихет, бактериальные маты, скопления раковин моллюсков,
крупные глыбы карбонатных пород предположительно биогенного происхождения.
Во время этих исследований никаких гидротермальных источников выявлено не было. В
месте проявления гидроакустической аномалии
были отмечены рассеянные выделения пузырьков
газа в водную толщу, в основном, метана. При
литологических исследованиях грунтовой трубкой с глубины 3 м ниже дна были подняты газовые гидраты (Зоненшайн, 1987; Зоненшайн и
др., 1987). Позднее в этом месте газовые гидраты
были подняты в 1991 г. в рейсе НИС «Геолог Петр
Андропов» (Гинзбург, Соловьев, 1994).
По данным (Бондаренко и др., 1987; Надежный, Бондаренко, 1988а, 1988б, 1989; Надежный
и др., 1988) была оконтурена обширная зона распространения газовых гидратов в ВЧР, сделана
предварительная оценка количества законсервированного в газовых гидратах газа, предложена
модель процессов миграции газов и гидратообразования в районе о. Парамушир.
По данным (Гинзбург, Соловьев, 1994; Лейн
и др., 1989; Матвеева, Соловьев, 2003; Обжиров и
др., 1989; Обжиров и др., 1999; Черткова, Стун70
жас, 1990; Gaedicke et al., 1997; Soloviev, Ginsburg,
1997) в составе гидратного газа преобладает метан
биогенного происхождения, а по данным (Геология и полезные… 2004) здесь развиты скопления
газовых гидратов фильтрогенного типа преимущественно из катагенетического газа.
По мнению (Гавриленко, 1997), акустические
аномалии в водной толще, обнаруженные к западу от о. Парамушир, обязаны как газогидротермальной деятельностт, так и неэндогенным
процессам, которые происходят в осадочной толще района исследований.
Несмотря на довольно значительный объем
исследований, выполненных в районе проявления гидроакустических аномалий, и большое
количество публикаций, многие вопросы, касающиеся геологического строения данного района
и происходящих здесь процессов, остаются недостаточно ясными. Подавляющее большинство
ранее опубликованных работ было направлено на
изучение рельефа дна на участке 2х1 км в районе
проявления гидроакустических аномалий, состава выделяемого газа и поднятых газогидратов.
В 1985-86 гг. в 24-м и 25-м и в 1989 г. в 34-м
рейсах НИС «Вулканолог» в описываемом районе
на участке размером 38х22 км были выполнены
детальные геофизические исследования (эхолотный промер, НСП, ГМС) по системе ортогонально пересекающихся галсов (рис. 1, 2). В результате этих исследований были выявлены новые гидроакустические аномалии, установлен
характер взаимосвязи аномалий с рельефом дна
и строением осадочного чехла. Но до настоящего
времени материалы детальных геофизических
Рис. 2. Схема галсов на полигоне детальных исследований. 1- галсы; 2 - фрагменты профилей, представленные на рис. 3, 5, 8.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПОГРЕБЕННАЯ ПОДВОДНАЯ ВУЛКАНИЧЕСКАЯ ЗОНА
исследований практически нигде не использовались и известны лишь очень ограниченному
кругу отечественных ученых.
Целью настоящей работы является уточнение
представления о геологическом строении данного
района и характере происходящих здесь процессов на основе интерпретации данных детальных
геофизических исследований и обобщения результатов всех опубликованных работ.
ОСОБЕННОСТИ СЕЙСМОАКУСТИКИ
ОСАДОЧНЫХ ТОЛЩ В ПРЕДЕЛАХ
ПОЛИГОНА ДЕТАЛЬНЫХ
ИССЛЕДОВАНИЙ
Картина сейсмоакустического изображения
разреза полигона детальных исследований является довольно сложной. По характеру сейсмоакустического изображения, в первую очередь,
различаются северо-западная и юго-восточная
части полигона. Кроме того, в пределах юговосточной части полигона можно отметить
значительные различия сейсмоакустического
изображения в ее северо-восточной и югозападной частях.
Северо-западная часть полигона характеризуется преобладанием картины сейсмоакустического изображения разреза, свойственной
обширным участкам прогиба Атласова, на восточной границе которого находится полигон детальных исследований (Бондаренко, Надежный,
1987; Надежный, Бондаренко, 1989). Аномальный характер сейсмоакустического изображения
ВЧР в этом районе отмечался еще в работе (Селиверстов, Бондаренко, 1983). Главной особенностью сейсмоакустического изображения ВЧР
прогиба Атласова является наличие субпараллельного дну аномально-неоднородного горизонта (АНГ) ниже его на временах 0.15-0.25 с в
масштабе удвоенного времени распространения
сигнала (УВ), что может соответствовать 150-250
м при скорости звука 2 км/с (Надежный, Бондаренко, 1989). Обычно принято для обозначения
подобных горизонтов (рис. 3А, поз. 1), субпараллельных поверхности дна и секущих границы
напластования, использовать аббревиатуру BSR
(Botton Simulating Reflector). Хотя, по нашему
Рис. 3. Фрагмент сейсмограммы НСП по профилю 1 (А) и гипотетическая модель процессов
миграции газов и гидратообразования в районе острова Парамушир (Б) (по (Надежный,
Бондаренко, 1989), с изменениями). Цифрами в кружочках обозначены позиции профиля,
упоминающиеся в тексте. 1 - отражающие границы; 2- осадочные отложения с включениями
газовых гидратов: а - без свободных газов, б - с включениями свободных газов; 3 - свободные газы
в осадках; 4 - направление миграции газов в осадочной толще; 5 - направление возможного
наращивания газгидратного слоя.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
71
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
БОНДАРЕНКО, РАШИДОВ
мнению, в данном случае аббревиатура BSR в
традиционном понимании, как отражающая граница, повторяющая рельеф дна, не отражает всего
комплекса отмечающихся на сейсмограммах
НСП аномалий. Кроме того, граница дна и границы напластования в данном районе чаще всего
являются субпараллельными. В традиционном
понимании, как отражающая граница с определенными свойствами, BSR может быть выделена
лишь на отдельных участках профилей с неровным дном. Поэтому, на наш взгляд, аббревиатура
АНГ позволяет лучше отразить наблюдаемую на
сейсмограммах НСП картину. Местами этот
горизонт обладает повышенной отражающей
способностью - «яркие пятна» (рис. 3А, поз. 2). В
других местах на этом уровне фиксируются «акустически мутные зоны», характеризующиеся наличием многочисленных некоррелируемых записей разноориентированных коротких осей
синфазности сигнала, записей дифрагированных
волн и других сигналов - помех, создающих обычно на сейсмограммах участки с общим темным
фоном, разной интенсивности, а также «акустически немые зоны», характеризующиеся отсутствием записей сейсмических сигналов. Там, где
в разрезе появляется АНГ, на сейсмограммах
НСП наблюдается ослабление интенсивности
отражений нижележащих границ, вплоть до
полного их исчезновения (рис. 3А, поз. 3, 4). Местами в поле сплошного распространения АНГ
отмечаются участки, на которых АНГ выражен
слабо или не выражен совсем (так называемые
“сейсмические окна”) (рис. 3А, поз. 8). На этих
участках на сейсмограммах НСП уверенно прослеживаются многочисленные протяженные
гладкие отражающие границы, соответствующие
границам напластования осадочных толщ до
глубины 1-1.5 с УВ ниже дна моря. Характерное
свойство отражений вблизи контакта «нормальной» осадочной толщи с АНГ - «загибания» осей
синфазности вниз (рис. 3А, поз. 5). Еще одной
особенностью сейсмограмм НСП являются так
называемые «облакоподобные», «купольные
структуры» (рис. 3А, поз. 6, 7), обусловленные,
по-видимому, повышенной неоднородностью
разреза. Они обычно фиксируются на уровне АНГ
и выше его, хотя иногда могут встречаться и ниже.
К некоторым «облакоподобным» структурам,
достигающим дна, часто бывают приурочены
участки ослабления отражений от дна моря,
иногда здесь отмечаются небольшие положительные формы рельефа дна (до нескольких десятков метров высотой). Особенно часто подобные аномалии встречаются в центральной части
полигона, вдоль границы области сплошного
распространения АНГ (рис. 4). Также иногда к
этим структурам (рис. 3А, поз. 7) бывают приурочены гидроакустические аномалии на записях
72
эхолотов, в том числе и аномалия, обнаруженная
в 1982 г. и изучавшаяся с тех пор многими экспедициями (Авдейко и др., 1984; Бондаренко,
Надежный, 1987; Зоненшайн и др., 1987; Gaedicke
et al., 1997).
Описанная картина сейсмоакустического
изображения разреза отмечается на всех профилях в северо-западной половине полигона детальных исследований и в его северо-восточном
углу (рис. 4). Восточная граница области ее распространения является обычно достаточно
отчетливой и большей частью проходит в осевой
части полигона.
Особенно сложной картиной сейсмоакустического изображения разреза отличается северовосточная часть полигона. В первую очередь здесь
выделяется сложный погребенный вулканический массив (рис. 3А, 4, 5), обнаруженный в 15-м
рейсе НИС «Вулканолог» в 1982 г. (Авдейко и др.,
1984; Подводный…, 1992).
Судя по данным НСП, массив почти полностью погребен толщами осадочных отложений,
мощностью более 1500 м. На поверхности дна моря обнажается лишь верхушка массива.
Привершинная часть массива характеризуется неровным рельефом, Здесь можно выделить,
по крайней мере, 3 вершины, разделяющиеся небольшими понижениями рельефа. Они образуют
2 невысоких холма в рельефе дна – северный, с
минимальной зарегистрированной глубиной над
вершиной 670 м, и двухвершинный южный, с
минимальными зарегистрированными глубинами над обеими вершинами 580 м. Глубина моря
на прилегающих к массиву участках – 650-700 м.
Именно южный холм и вошел в «Каталог
подводных вулканов Курильской островной дуги» под номером 1.2 (Подводный…, 1992, Новейший…, 2005).
В настоящий момент мы предполагаем в
дальнейшем относить каталожный номер 1.2 ко
всему погребенному вулканическому массиву, а
не только к его южной вершине.
Погребенная часть массива характеризуется
резко асимметричным строением (рис. 3А, 5, 6).
Здесь отчетливо выделяются восточная и западная части. В западной части основание массива прослеживается под мощными осадочными
отложениями до глубины 2.4 с УВ, что при скорости распространения звука в осадках 2 км/с
может соответствовать 2150 м. Таким образом,
превышение вершины над прослеживающимся
по данным НСП основанием массива более 1550
м. Протяженность основания массива с севера на
юг здесь достигает 9.2 км (рис. 4, 6). Склоны
массива очень крутые – 15-200 в его нижней части,
и до 20-300 в средней и верхней частях. В восточной части массива его основание прослеживается
по данным НСП лишь до глубины 1.7-1.8 с УВ
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПОГРЕБЕННАЯ ПОДВОДНАЯ ВУЛКАНИЧЕСКАЯ ЗОНА
Рис. 4. Морфоструктурная схема района исследований. 1 - изобаты; 2 - разломы; 3 - оси подводных
каньонов; 4 - предполагаемая зона сбросо-сдвига; 5 - погребенные конусы подводных вулканов;
6 - не погребенные части подводных вулканических построек; 7 - предполагаемый экструзивный
купол; 8 - предполагаемые грязевые вулканы; 9 - зоны нарушения корреляции сейсмических
сигналов в ВЧР («облакоподобные структуры»); 10 - оползневые тела; 11 - плоские вершины
подводных вулканов и уплощенные участки дна; 12 - область развития аномально-неоднородного
горизонта (АНГ) в ВЧР, связываемого с газовыми гидратами; 13 - граница области развития АНГ;
14 - зона распространения «акустически мутного» горизонта (см. текст); 15 - зона смятия в осадочной толще (см. текст).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
73
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
БОНДАРЕНКО, РАШИДОВ
(рис. 3А, 5), что может соответствовать 1500-1600
м. Протяженность основания с севера на юг здесь
значительно меньше – до 5 км (рис. 4, 6). Крутизна склонов массива в восточной части также
несколько меньше, чем в западной – 15-200 в
средней и верхней частях, и 5-100 в нижней части.
В сейсмоакустическом изображении массива
ниже его поверхности отчетливо прослеживаются
довольно хорошо выдержанные протяженные
отражающие границы, субпараллельные склонам
массива или веерообразно расходящиеся к его
подножию (рис. 3А, 5). Подобная картина обычно
характерна для существенно пирокластических
стратовулканов.
Вулканический массив с налеганием перекрывается мощной осадочной толщей. Мощность
этих отложений в западной части массива 1.4-1.5
с УВ (рис. 3А, 5), что при скорости распространения звука в осадках 2 км/с может соответствовать 1400-1500 м. Характер сейсмоакустического
изображения перекрывающих массив осадочных
толщ на западных и восточных склонах различается. На западе на всю видимую на профилях
НСП глубину картина сейсмоакустического изображения существенно не меняется и характеризуется многочисленными интенсивными субпараллельными пологонаклонными хорошо
выдержанными по простиранию осями синфазности сигнала. Это указывает на то, что обстановка осадконакопления была более или менее
одинаковой на протяжении всего времени формирования осадочной толщи. На востоке картина
сейсмоакустического изображения верхней и
нижней части перекрывающей склоны массива
осадочной толщи во многом сходна с таковой для
западных склонов массива. Но здесь на глубинах
1.2 –1.5 с УВ выделяется мощный «акустически
мутный» горизонт (рис. 4, 5) с многочисленными
непротяженными, местами субгоризонтальными,
но чаще хаотично ориентированными отражающими границами невысокой интенсивности.
Подобная картина может указывать на формирование данного горизонта в высоко динамичной
обстановке в условиях интенсивного поступления
материала, например, вблизи активных вулканов
или у подножия склонов, характеризующихся
активным развитием оползневых процессов.
Мощность этого горизонта с удалением от вулкана быстро убывает, и на удалении 3-4 км он
выклинивается. Объем материала этого горизонта
может быть оценен величиной 2-3 км3.
С юга к массиву 1.2 примыкает небольшая
погребенная вулканическая структура – вероятнее всего экструзивный купол. Поверхность этого
тела на сейсмограммах НСП, в основном, прослеживается по исчезновению записей регулярных
протяженных осей синфазности сигнала и по
74
записям дифрагированных волн (рис. 4, 5). Купол
полностью погребен осадочными отложениями.
Мощность их над вершиной купола – около 100 м.
Размер купола по основанию - около 2.6 – 2.7 км,
высота – около 200-250 м. Вблизи краев купола
выделяются своеобразные акустически полупрозрачные «клинья» с основанием на глубине
1.2-1.3 УВ, ниже которого на некотором расстоянии отчетливо прослеживаются отражающие
границы, соответствующие границам напластования вмещающей осадочной толщи. Подобные «клинья» могут формироваться во время
внедрения экструзий в водную толщу в результате
отложения у основания купола гиалокластов и
другого рыхлого материала. Таким образом, мощность перекрывающих основание купола осадочных отложений около 300 м, значительно
меньше мощности отложений, перекрывающих
основание массива 1.2, что может указывать на
более молодой возраст купола. Купол и массив
1.2, по-видимому, располагаются на одном из
долгоживущих разломов, ограничивающих с
востока прогиб Атласова.
По данным ГМС, вулканический массив 1.2
и экструзивный купол являются магнитными и
образуют четкие положительные аномалии (DТ)а,
в пределах которой отмечены два экстремума
интенсивностью 480 и 440 нТл (рис. 7). Выполненное двухмерное моделирование показало, что
эффективная намагниченность вулканического
массива 1.2 составляет 1.56 А/м, а экструзивного
купола – 3.7 А/м (Авдейко и др., 1984).
К югу от вулканического массива 1.2 располагается зона, характеризующаяся довольно специфической сложной картиной сейсмоакустического изображения разреза (рис. 5). Поверхности
дна на сейсмограммах НСП обычно соответствует
интенсивная хорошо выдержанная по простиранию сейсмически гладкая отражающая граница. Это может указывать на то, что маломощный
придонный слой осадочного разреза представлен
ненарушенными осадочными отложениями.
Нижележащая часть разреза, на глубинах от 0.050.1 с до 0.6 с УВ ниже дна моря, характеризуется
очень сложным строением. На сейсмограммах
НСП в этой части разреза отмечаются многочисленные интенсивные протяженные криволинейные отражающие границы, создающие рисунок,
соответствующий изображению смятой складчатой толщи. При этом интенсивность смятия
слоев вниз по разрезу убывает. Кроме того, по латерали интенсивность смятия в пределах описываемой зоны возрастает в направлении с востока
на запад, к центральной части полигона детальных исследований, где на сейсмограммах НСП
местами данной толще соответствует очень сложный рисунок отражающих границ, вплоть до
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПОГРЕБЕННАЯ ПОДВОДНАЯ ВУЛКАНИЧЕСКАЯ ЗОНА
Рис. 5. Фрагменты сейсмограмм НСП по профилям 2-5. Положение профилей показано на
рис. 2. ГГЭ - газогидратный экран; ОС - «облакоподобные структуры»; ГВ – предполагаемые
грязевые вулканы; ЗС – зона смятия; АМ –
«акустически мутный» горизонт, ЭК – экструзивный купол.
хаотического. Ниже уровня 0.6 с УВ ниже дна
моря в пределах фиксирующейся на наших профилях НСП части разреза отмечаются многочисленные довольно интенсивные, хорошо выдержанные по простиранию субгоризонтальные или
слабонаклонные отражающие границы, соответствующие границам напластования «нормальных», не нарушенных осадочных отложений.
На уровне 0.65 с УВ от дна моря на многих
профилях довольно уверенно выделяется субпараллельная ему отражающая граница, секущая
границы напластования осадочной толщи (BSR).
Ее появление не может быть обусловлено газовыми гидратами, т.к. она располагается значительно глубже подошвы зоны гидратообразования в данном районе. Скорее всего, она имеет
диагенетическую природу.
Еще одна особенность сейсмоакустического
изображения разреза в данной зоне – многочисленные «яркие пятна», обычно приуроченные к
призамковым частям антиклинальных складок
(рис. 5).
Непосредственно к югу от зоны нарушений
по данным НСП отчетливо идентифицируются
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
75
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
БОНДАРЕНКО, РАШИДОВ
Рис. 6. Схема рельефа вулканического массива 1.2. 1 – изолинии глубины поверхности массива; 2 –
граница основания массива (по данным НСП); 3 – часть массива, не погребенная осадочными
отложениями; 4 – граница основания предполагаемого экструзивного купола.
еще две вулканические структуры (рис. 4), которым, в целях сохранения преемственности с изданным каталогом подводных вулканов и гор Курильской островной дуги (Подводный…, 1992; Новейший…, 2005), нами присвоены номера 1.5 и 1.7.
Вулкан 1.5 располагается вблизи восточной
границы полигона детальных исследований.
Вулкан в настоящее время почти полностью
погребен осадочными отложениями (рис. 5, 8), на
поверхность дна выходит лишь его вершина,
образующая холм высотой около 100 м. Минимальная зафиксированная глубина над вершиной
520 м. На сейсмограммах НСП склонам вулкана
соответствует жесткая, неровная, сейсмически
шероховатая граница с множеством записей
дифрагированных волн. Обычно подобная картина характерна для существенно лавовых вулканических конусов. Погребенные склоны вулкана на наших профилях НСП прослеживаются на
западе и юго-западе до глубины 1.2 с УВ, на востоке и юго-востоке – до 1.3 с УВ. Склоны очень
крутые до 30-350. Превышение вершины над основанием на юго-западе около 450 м, на северовостоке – около 550 м. Размер основания вулкана
3х3.5 км, объем – около 2 км3.
76
К подводному вулкану 1.5, судя по данным
ГМС, приурочена положительная аномалия
магнитного поля (DТ)а интенсивностью 440 нТл
(рис. 7).
Вулкан 1.7 (рис. 4, 8) располагается вблизи
границы полигона детальных исследований,
большей частью за его пределами, у подножия
островного склона о. Парамушир. В рейсах НИС
«Вулканолог» он был пересечен тремя геофизическими профилями. В настоящее время вулкан
полностью погребен осадочными отложениями.
Северо-западные склоны вулкана под осадочными отложениями прослеживаются до глубины
1.8 с УВ, что в целом соответствует глубине восточного подножия вулкана 1.2. Склоны вулкана
очень крутые – до 300 и более. Интенсивность
отражений от склонов небольшая, местами они
фиксируются по прекращению прослеживаемости по латерали отражающих границ внутри
осадочной толщи. Какие-либо отражающие
границы внутри конуса не прослеживаются. Вероятнее всего, вулкан существенно лавовый. Плоская вершина вулкана располагается на глубине
около 0.75 с УВ, или около 650 м при скорости
звука 2 км/с.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПОГРЕБЕННАЯ ПОДВОДНАЯ ВУЛКАНИЧЕСКАЯ ЗОНА
Рис. 7. Аномальное магнитное поле (DТ)а района исследований. 1-3 – изолинии магнитного поля,
соответственно, положительные, отрицательные и нулевые.
При современном уровне изученности можно
говорить о том, что к подводному вулкану 1.7 приурочена положительная аномалия магнитного
поля (DТ)а интенсивностью 210 нТл (рис. 7).
Перекрывающие плоскую вершину вулкана
отложения образуют своеобразный клин. Мощность их у западного края плоской вершины около 0.15 с УВ, в сторону о. Парамушир она быстро
увеличивается, достигая 0.5 с в нескольких сотнях
метров западнее бровки шельфа. К западу от вулкана на удалении 1-2 км эта толща практически
выклинивается. Наблюдаемая картина свидетельствует о том, что формирование данной
толщи происходило в условиях интенсивного
поступления рыхлого материала из близкого источника, располагающегося к востоку или юговостоку от вулкана. Таким источником могут
являться действующие вулканы о. Парамушир,
прежде всего вулкан Чикурачки. Поскольку
быстрое выклинивание описываемой толщи
происходит в самой верхней части разреза, можно
предположить, что она сформировалась за очень
короткое время.
Южная часть полигона, прилегающая к бухте
Крашенинникова и вулкану Фусса, по характеру
сейсмоакустического изображения разреза значительно отличается от других участков полигона.
Рельеф дна здесь расчленен значительно сильнее,
чем на других участках. По данным сейсмоакустических исследований выделяется большое количество подводных каньонов глубиной от первых десятков до первых сотен метров и более мелких эрозионных врезов (рис. 4). Некоторые каньоны имеют V-образный поперечный профиль,
другие имеют плоское дно, иногда профиль каньона может меняться по его простиранию, может
меняться и направление каньонов. Наблюдаемая
картина свидетельствует о высокой активности
эрозионных процессов.
На большинстве профилей в пределах данного участка в разрезах присутствует неровная
сейсмически шероховатая отражающая граница.
К ней на сейсмограммах НСП часто приурочены
многочисленные записи дифрагированных волн
и боковые отражения. Интенсивность записей
сигналов от этой границы может значительно ме-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
77
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
БОНДАРЕНКО, РАШИДОВ
Рис. 8. Фрагмент сейсмограммы НСП по профилю 6, проходящему через подводные вулканы 1.5
и 1.7. Мес-тоположение профиля показано на рис. 2.
няться – от очень интенсивной до слабой. Ниже
этой границы регулярные отражения чаще всего
отсутствуют. Хотя местами эра граница приобретает более регулярный облик, под ней могут
появляться многочисленные, обычно не протяженные отражающие границы. Ориентировка
этих границ может быть разной – субгоризонтальной, разнонаклонной, до хаотичной. Подобная картина обычно характерна для поверхности
вулканогенных образований, с преобладанием
плотных эффузивных пород. В данном случае эта
поверхность, вероятнее всего, соответствует поверхности древнего вулканического основания
вулкана Фусса. Рельеф этой поверхности довольно сложный. В целом она относительно полого
поднимается в сторону вулкана. Фусса. В рельефе
поверхности выделяется множество небольших
пиков, впадин. По данным НСП идентифицируются многочисленные разломы, грабенообразные структуры, смещающие поверхность вулканического основания. Местами отмечаются
уплощенные участки поверхности на разных
глубинах – от 750-800 м до 1500 м от уровня моря.
Иногда подобные разноуровневые площадки
разделяются разломами. Не исключено, что они
78
являются фрагментами некогда единой поверхности выравнивания, разбитой на части более
поздними смещениями.
Рельеф дна в общих чертах повторяет рельеф
вулканического фундамента. Но в то же время
корреляция мезо – и микроформ рельефа дна и
рельефа фундамента не прослеживается. Рельеф
фундамента полностью маскируется чехлом перекрывающих его осадочных и, вероятно, рыхлых
вулканогенных и вулканогенно-осадочных отложений. Мощность этого чехла изменчива. Местами отдельные выступы фундамента подходят к
поверхности дна, в пределах некоторых впадин в
рельефе фундамента видимая мощность заполняющих их отложений превышает 0.5 - 0.6 с УВ.
Но чаще всего мощность чехла меняется в пределах 0.1-0.3 с УВ. Внутреннее строение чехла сложное. Рисунок волновой картины на профилях
НСП характеризуется значительной изменчивостью. Иногда эта толща выглядит «акустически
мутной» с многочисленными хаотически ориентированными непротяженными отражающими
границами различной интенсивности. На этом
фоне на отдельных участках профилей НСП
могут появляться отдельные протяженные суб-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПОГРЕБЕННАЯ ПОДВОДНАЯ ВУЛКАНИЧЕСКАЯ ЗОНА
горизонтальные или слабонаклонные отражающие границы. Местами эти отложения выглядят
почти «акустически прозрачными», с отдельными, иногда протяженными отражающими границами разной интенсивности. Часто на сейсмограммах можно увидеть сложно переслаивающиеся пачки довольно протяженных и интенсивных прямолинейных или криволинейных
отражающих границ, «срезание» или «подрезание» одних пачек границ или отдельных границ
другими. Наблюдаемая картина свидетельствует
об очень сложной высоко динамичной обстановке осадконакопления, в условиях резких колебаний количества поступающего рыхлого материала, при высокой интенсивности эрозионных
и оползневых процессов. Местами на склонах в
пределах чехла отмечаются крупные обособленные тела, характеризующиеся своей сложной
внутренней структурой, которые могут интерпретироваться как крупные оползневые тела (рис. 4).
Объем самых крупных из выявленных тел достигает 1-1.9 км3.
В южной части полигона можно выделить
еще один небольшой вулкан 1.6 (рис. 4). Большая
часть вулкана перекрыта осадочными отложениями, лишь острая вершина поднимается над ними,
образуя небольшой холм высотой до 100 м. Минимальная зафиксированная глубина над вершиной – 400 м. Склоны постройки неровные,
очень крутые – до 25-300. Они прослеживаются
до глубины около 1 с УВ, превышение вершины
над основанием около 450 м. Судя по наблюдаемой картине, вулкан 1.6, скорее всего, представляет собою небольшой лавовый купол.
К подводному вулкану 1.6, судя по данным
ГМС, приурочена положительная аномалия
магнитного поля (DТ)а интенсивностью 110 нТл
(рис. 7).
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
И ВЫВОДЫ
Изучаемый район характеризуется сложными
геологическим строением и историей развития
вследствие наложения результатов воздействия
сразу нескольких мощных геологических процессов: активных тектонических движений, вулканизма, высокой сейсмичности, гравитационных
процессов, процессов миграции углеводородных
газов, гидратообразования и грязевого вулканизма.
Район исследований находится на сочленении прогиба Атласова и Парамуширского островного блока и характеризуется высокой тектонической активностью.
По данным НСП в пределах участка детальных исследований выделено довольно большое
количество разломов, грабенообразных структур
(рис. 4). Большинство из них располагается в южной части полигона. Возможно, в северной части
полигона аналогичные структуры замаскированы
в результате деятельности других геологических
процессов и не проявляются на сейсмограммах
НСП. Характер расположения выявленных разрывных нарушений позволяет предполагать наличие в данном районе крупной сдвиговой зоны
северо-восточного направления, проходящей в
центральной части участка детальных исследований. Выявленные нами грабены и разломы, повидимому, являются структурами, оперяющими
эту более крупную структуру. На северо-востоке
эта зона проходит через вулканический массив 1.2.
Оценки возраста массива, приведенные в различных работах (Авдейко и др., 1984; Зоненшайн
и др., 1987; Надежный, Бондаренко, 1989; Подводный..., 1992), изменяются в пределах неогенчетвертичного. Вулканический массив 1.2, повидимому, имеет довольно древний возраст, по
крайней мере, несколько миллионов лет. Это время необходимо для накопления перекрывающей
склоны массива осадочной толщи мощностью до
1500 м. Если предполагать четвертичный возраст
массива, исходя из его прямой намагниченности,
придется допустить, что скорость осадконакопления в данном районе превышала 1.5 м/тыс. лет.
Подобные скорости осадконакопления в целом
встречаются очень редко, и у нас нет никаких оснований предполагать их в районе наших исследований. Известные в настоящее время оценки скоростей осадконакопления в районе Курил
находятся в пределах 0.02-0.3 м/тыс. лет. Поэтому возраст массива 1.2 – скорее всего неогеновый.
Сформировался массив на крупном разломе
вблизи восточного борта прогиба Атласова. При
этом, вероятно, в период формирования массива
здесь существовал крутой уступ северо-восточного простирания в рельефе дна высотой несколько сотен метров. Этим можно объяснить
отмеченную выше асимметрию строения массива.
А разломную зону, пересекающую в северо-восточном направлении центральную часть участка
детальных исследований, можно интерпретировать как правосторонний сбросо-сдвиг.
Наличие крупного разлома в данном месте
позволяют предполагать результаты интерпретации профиля MOB ОГТ, пересекающего вулкан
1.2 в направлении с северо-востока на юго-запад
(рис. 9), выполненного в этом районе в 1986 г.
Северотихоокеанской экспедицией НПО «Дальморгео» и ранее приводившегося в работе (Гинзбург, Соловьев, 1994). В обоих случаях материалы
были любезно предоставлены П.Л. Брудастовым.
Положение профиля совпадает с положением
профиля 1 (рис. 2). Судя по этим данным, в непосредственной близости от вулкана глубина подошвы осадочной толщи соответствует глубине
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
79
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
БОНДАРЕНКО, РАШИДОВ
!
"#
Рис. 9. Фрагмент профиля МОВ ОГТ (А), графики
эффективных скоростей по горизонтам I, II (Б) и скоростной разрез по данным МОВ ОГТ (В). Положение
профиля соответствует положению профиля 1 ни рис. 2.
основания вулкана. Но в нескольких километрах
к юго-западу от вулкана мощность осадочных
отложений (рис. 9В) уже превышает 3 км.
Сам вулканический массив состоит, вероятнее всего, из нескольких тесно слившихся вулканических конусов. Суммарный объем массива –
около 25 км3.
Значительную роль в строении массива, по
крайней мере, его верхней части, играют рыхлые,
по-видимому, пирокластические отложения. Это
указывает на то, что, по крайней мере, на заключительном этапе формирования массива извержения происходили в субаэральных или мелководных условиях, то есть вершина массива
находилась вблизи уровня моря. В этом случае
следует допустить, что после его формирования
массив погрузился до современного положения,
не менее чем на 500-600 м.
Примыкающий с юга к вулканическому массиву 1.2 предполагаемый экструзивный купол,
вероятно, более молодой. Не исключено, что он
мог образоваться в начале антропогена. В таком
случае мы должны предполагать, по крайней
мере, 2 вспышки магматизма в данном месте,
80
возможно, связанные с активизацией тектонических движений по разломам, ограничивающим
прогиб Атласова. При этом первая вспышка могла
происходить во время формирования более
древней впадины прогиба Атласова, вторая связана с усилением нисходящих движений и продвижением Курильской котловины на северовосток в плиоцен-четвертичное время.
С последней магматической активизацией,
возможно, связано и формирование «акустически
мутного» горизонта к востоку от массива на глубинах 1.2 –1.5 с. Он мог образоваться в результате
мощных эксплозивных извержений или вследствие крупных обвалов восточной части массива.
Кроме вулканического массива 1.2, по данным наших исследований, в данном районе выявлены еще 3 ранее не известные вулканические
структуры (рис. 4). Две из них (1.5 и 1.6), повидимому, представляют собою небольшие моногенные лавовые вулканы или экструзивные
купола. Судя по их положению в разрезе, возраст
эти вулканов может быть близким к возрасту экструзивного купола, примыкающего с юга к вулканическому массиву 1.2.
Полностью погребенный в настоящее время
вулкан 1.7 по своим размерам сопоставим с массивом 1.2. Судя по положению в разрезе, эти вулканы могут быть одновозрастными. Плоская вершина вулкана 1.7 в настоящее время находится
на глубине около 650 м. Это свидетельствует о
значительном опускании прилегающих к вулкану
участков дна с того времени, когда его вершина
была срезана в результате абразии.
Вершина расположенного в непосредственной близости вулкана 1.5 не затронута абразией,
хотя находится в настоящее время на меньшей
глубине, чем плоская вершина вулкана 1.7. Это
может свидетельствовать в пользу предположения
о более молодом возрасте вулкана 1.5. Можно
предполагать, что вулкан 1.5, как и расположенный несколько южнее вулкан 1.6, образовались в
подводных условиях уже после того, как образовалась плоская вершина вулкана 1.7, и он погрузился на некоторую глубину.
Все отмеченные вулканические постройки
четко отражаются в аномальном магнитном поле
(DТ)а и к ним приурочены локальные положительные аномалии (рис. 7). Это указывает на
контрастность физических свойств слагающих их
пород по отношению к породам, слагающим
прилегающие участки дна Охотского моря.
Интересным представляется вопрос о происхождении зоны смятия в осадочной толще на
глубинах от 0.05-0.1 с до 0.6 с УВ ниже дна моря
между вулканами 1.2 и 1.5 (рис. 4, 5). Как уже отмечалось, интенсивность смятия увеличивается
к центральной части участка детальных исследований и снизу вверх по разрезу. На сейсмограм-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПОГРЕБЕННАЯ ПОДВОДНАЯ ВУЛКАНИЧЕСКАЯ ЗОНА
мах НСП непосредственно ниже зоны смятия
выделяется граница BSR. Появление подобных
границ в сейсмоакустическом изображении
осадочных разрезов на глубинах 0.6-0.8 с УВ –
явление довольно известное и обычно связывается с диагенетическими процессами в осадочной толще. По данным глубоководного бурения, к этим горизонтам бывают приурочены
обводненные зоны повышенной трещиноватости. Это может способствовать горизонтальным
смещениям вышележащих толщ. Возможно, в
нашем случае мы имеем дело с приразломной
складчатостью, обусловленной горизонтальными
движениями по предполагаемой зоне сбрососдвигов или по оперяющим ее разломам (складчатость волочения?).
Как отмечалось выше, значительная часть
полигона исследований характеризуется специфическим комплексом аномалий сейсмоакустического изображения разреза. Это наличие в
ВЧР особого АНГ, ослабление интенсивности
отражений нижележащих границ, вплоть до
полного их исчезновения, «облакоподобные»,
«купольные структуры», обусловленные, повидимому, повышенной неоднородностью разреза, связанные с ними небольшие положительные формы рельефа дна (до нескольких десятков
метров высотой), а также многочисленные небольшие положительные и отрицательные формы
рельефа дна, отмечавшиеся при погружениях
ПОА «Пайсис» (Зоненшайн и др., 1987), гидроакустические аномалии на записях эхолотов (Авдейко и др., 1984; Бондаренко, Надежный, 1985,
1987; Гинзбург, Соловьев, 1994; Обжиров и др.,
1999). Наиболее распространены «облакоподобные структуры» вблизи границы области распространения АНГ, здесь же обнаружено множество небольших пологих холмов и гряд в рельефе дна, высотой от первых десятков до 100-150 м.
Поскольку район о. Парамушир характеризуется активным вулканизмом, и участки профилей с аномальным сейсмоакустическим изображением ВЧР впервые были зарегистрированы
в непосредственной близости от острова-вулкана
Алаид, то первоначально образование АНГ связывалось с вулканической деятельностью (Селиверстов, Бондаренко, 1983).
Анализ материалов НСП привел к предположению о газовой природе акустических аномалий (Бондаренко, Надежный, 1985, 1987). Дополнительные исследования позволили этим
авторам высказать предположения о единой
углеводородно-газгидратной природе всех отмеченных выше сейсмоакустических аномалий в
данном районе (Бондаренко и др., 1987; Надежный, Бондаренко, 1988а, Надежный, Бондаренко,
1989; Надежный и др., 1988). В соответствии с
этими предположениями, формирование АНГ в
ВЧР обусловлено процессами образования и
отложения кристаллогидратов (КГ) метана и
некоторых других газов в осадочной толще, в
пределах зоны гидратообразования (ЗГО). При
существующих в данном регионе температурах
воды (+1 - +4°С), благоприятные условия для
существования стабильных кристаллогидратов
метана могут быть повсеместно в придонном слое
осадков, начиная с глубин моря 250-300 м, то есть
верхняя граница ЗГО в данном районе должна
находиться на указанных глубинах (Надежный,
Бондаренко, 1989; Gaedicke et al., 1997; Hovland,
Judd, 1988; Macleod, 1982; Merewether et al., 1985).
Положение нижней границы ЗГО определяется глубиной моря и геотермическим градиентом
в ЗГО. По данным геотермических исследований
(Смирнов, Сугробов, 1979, 1980, Геолого-геофизический..., 1987), в районе о. Парамушир геотермический градиент меняется в пределах 3°С/
100 м -14°С/100 м. Этим значениям может соответствовать глубина нижней границы ЗГО до 150250 м ниже дна моря (Надежный, Бондаренко,
1989; Merewether et al., 1985; Hovland, Judd, 1988;
Gaedicke et al., 1997), что соответствует глубинам
выявленного нами АНГ.
Предположение о широком распространении
процессов гидратообразования в данном районе
было подтверждено дальнейшими исследованиями, когда в этом районе грунтовой трубкой
были подняты газовые гидраты (Гинзбург, Соловьев, 1994; Зоненшайн и др., 1987).
В пользу газогидратной природы АНГ свидетельствуют также данные интерпретации профиля MOB ОГТ (рис. 9). Здесь, на рис. 8Б, приводятся графики эффективных скоростей по
отражающим горизонтам I, II, на рис. 8C приводится интерпретационный разрез по профилю с
указанием пластовых скоростей. Горизонт I на
глубинах 150-200 м ниже уровня дна моря соответствует АНГ или BSR. В пределах области
сплошного распространения АНГ значения
пластовых скоростей в самом верхнем слое осадочных отложений, выше горизонта I, меняются
в пределах 2.15-2.54 км/с, в нижележащем слое –
1.67-1.79 км/с, то есть значительно ниже. В зоне
фиксирующегося на сейсмограммах НСП «сейсмического окна» вблизи вулкана значения пластовых скоростей соответственно 1.88 и 1.93 км/с.
Таким образом, здесь скорости сейсмических
волн во втором слое выше, чем в самом верхнем
слое. При этом по сравнению с областью АНГ в
верхнем слое пластовые скорости значительно
ниже, во втором слое – выше (рис. 9В). В переходной зоне, в которой исчезает АНГ и к которой
приурочены упоминавшиеся выше гидроакустические аномалии и обширные «облакоподобные структуры» в ВЧР, в верхнем слое получено
промежуточное значение пластовой скорости -
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
81
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
БОНДАРЕНКО, РАШИДОВ
1.97 км/с, в то время как во втором слое получены
очень низкие значения пластовой скорости –
всего лишь 1.3км/с, ниже, чем скорость звука в
воде. Здесь же отмечается значительное снижение
эффективной скорости по горизонту II. Повышение скорости сейсмических волн в верхнем
слое в юго-западной части профиля, по сравнению с его северо-восточной частью, может объясняться цементацией осадочных отложений газовыми гидратами, приводящей к увеличению их
акустической жесткости. Снижение пластовых
скоростей во втором слое в юго-западной части
профиля может объясняться присутствием здесь
свободных газов под газогидратным экраном.
По данным интерпретации материалов НСП
и профиля МОВ ОГТ была предложена гипотетическая модель процессов миграции газов и гидратообразования в р-не о. Парамушир (Надежный, Бондаренко, 1989). Эта модель с некоторыми
поправками и фрагмент сейсмограммы НСП по
профилю 1 представлены на рис. 3Б. Почти везде
в северо-западной части полигона, по-видимому,
сформировался сплошной «зрелый» слой гидратонасыщенных осадков, образующих газонепроницаемый экран. Поверхность дна в этом районе
полого поднимается в северо-восточном направлении, в сторону о. Парамушир. Соответственно,
в этом же направлении воздымается газогидратный экран (ГГЭ). Под этим экраном, по-видимому,
существует хорошо сформированная газовая оторочка (то есть слой осадков, поровое пространство которых заполнено свободными газами). На
это указывают резкое ослабление отражений ниже предполагаемого ГГЭ, появление на этом
уровне «облакоподобных структур», «акустически
мутных» зон (рис. 3А, поз. 6). Газы могут мигрировать под ГГЭ в направлении его восстания. В
средней части профиля сплошной ГГЭ прерывается. Именно в этом районе зафиксированы
выходы газа в водную толщу (рис. 3А, поз. 4). К
северо-востоку от этого места на профиле НСП
мы видим отчетливо выраженное «сейсмическое
окно» (рис. 3А, поз. 8), свидетельствующее об отсутствии развитого ГТЭ. Здесь, на профиле НСП,
отчетливо дешифрируется мощная (до 1.3 с)
толща слоистых осадочных отложений, с налеганием перекрывающих древний вулканический
массив 1.2. Аналогичная картина отмечается и с
северо-восточной стороны массива. Ширина
«сейсмического окна» примерно соответствует
ширине погребенного основания вулканического
массива. Отсутствие отчетливо выраженного
газогидратного экрана вблизи вулканического
массива 1.2 можно объяснить тем, что эта толща
играет роль дренажа для УВГ, поступающих
снизу. Это возможно в случае наличия здесь
каких-то газонепроницаемых прослоев, параллельных склонам вулканической постройки
82
(например, облекающих постройку тонких глинистых слоев, сформировавшихся в процессе
осадконакопления после завершения вулканической активности). В непогребенной части массива эту роль могут выполнять гидратонасыщенные отложения ВЧР.
К юго-западу от вулкана граница зоны распространения предполагаемого ГГЭ проходит
вблизи предполагаемой разломной зоны. Эта
разломная зона является долгоживущей и, вероятно, сохраняет гидротермальную активность
до настоящего времени. Вынос тепла к поверхности дна поступающими по разломам глубинными флюидами может приводить к разрушению
газогидратного экрана. В этом случае мигрирующие под ГГЭ по его восстанию свободные газы
(рис. 3Б) и поступающие по разломам глубинные
флюиды будут транзитом проходить ВЧР и
выделяться в водную толщу, создавая, в частности, гидроакустические аномалии. Часть газов
может связываться в газовые гидраты, формируя
в ВЧР участки или «островки» сцементированных
гидратами отложений, усиливая неоднородность
разреза. Причиной неоднородности разреза могут
быть участки осадочных отложений, содержащих
свободные, не связанные газы, а также отложение
в ВЧР биогенного карбонатного материала, формирующегося в результате деятельности метанредуцирующих бактерий (Зоненшайн и др., 1987;
Hovland., Judd, 1988). Это может отражаться в
волновой картине НСП появлением характерных «облакоподобных структур», «акустически
мутных» зон и других нарушений волновой картины (рис. 3A). Полученное по данным интерпретации материалов МОВ ОГТ в зоне выявленных гидроакустических аномалий значительное
снижение скорости сейсмических волн во втором
слое указывает на присутствие в осадочных отложениях на данном уровне определенного количества свободных газов. В то же время повышенные значения пластовых скоростей в верхнем
слое, по сравнению с зоной «сейсмического окна»
к северо-востоку, может указывать на присутствие в этой части разреза, наряду со свободными
газами, газовых гидратов и (или) карбонатного
материала. В случае если процессы гидратообразования будут превалировать над процессами
разрушения кристаллогидратов (например, при
ослаблении выноса тепла по разлому), могут
создаваться благоприятные условия для латерального наращивания газогидратного экрана и
смещения зоны газовыделений вверх по восстанию поверхности дна (и наоборот).
Местами могут создаваться условия для формирования мощных потоков газов вблизи поверхности дна, равномерных или пульсирующих. Эти
потоки могут выносить частицы осадочных отложений, какие-то вещества могут выпадать в
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПОГРЕБЕННАЯ ПОДВОДНАЯ ВУЛКАНИЧЕСКАЯ ЗОНА
осадок из поступающих по разломам глубинных
флюидов. Накопление их может приводить к
формированию небольших положительных форм
рельефа. Вынос газовыми струями частиц из приповерхностного слоя осадков может приводить к
формированию отрицательных форм рельефа
дна - кратеров, воронок и т.п. В целом мы можем
наблюдать комплекс явлений, свойственный областям грязевого вулканизма. И, на наш взгляд,
обнаруженные в районе наших исследований
многочисленные пологие холмы и гряды, приуроченные большей частью к предполагаемому краю
ГГЭ, можно относить к грязевым вулканам или
вулканоидам. На рис. 3 показаны выявленные по
данным наших исследований предполагаемые
грязевые вулканы.
должны мигрировать в восточном направлении по восстанию дна, в сторону о. Парамушир.
Гидротермальная активность в пределах упоминавшейся выше зоны разломов приводит к
нарушению сплошности газогидратного экрана и
формированию мощных потоков свободных
газов в ВЧР и выделению их в водную толщу,
вследствие чего возникают небольшие грязевые вулканы и другие, отмечающиеся здесь
особенности строения осадочного чехла и рельефа дна, гидроакустические аномалии в придонном слое воды.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект 05-05-65102) и ДВО РАН
(проект 06-3-А-08-326).
Список литературы
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Парамуширские гидроакустические аномалии приурочены к долгоживущей зоне глубинных
разломов на границе структур прогиба Атласова
и Парамуширского островного блока. Эта зона
является активной, по крайней мере, с неогена.
Активность проявлялась в значительных вертикальных и, возможно, горизонтальных движениях по разломам, вулканизме, гидротермальной
деятельности.
Данные наших геофизических исследований позволяют идентифицировать в данном
районе 4 подводных вулкана. При этом можно
предполагать две вспышки магматической активности: более ранняя, неогеновая, когда возникли крупные вулканический массив 1.2 и
вулкан 1.7, и более поздняя, позднеплиоценовая или четвертичная, когда могли сформироваться небольшие вулканы 1.5 и 1.6, а также
предполагаемый небольшой экструзивный купол, расположенный к югу от массива 1.2.
Следствием гидротермальной активности,
по-видимому, является формирование совпадающей с зоной глубинных разломов зоны грязевого вулканизма и выходов свободных газов в
водную толщу, фиксирующихся в виде гидроакустических аномалий на записях эхолотов.
Формированию зоны интенсивных газовыделений и грязевого вулканизма способствуют
особенности геологического строения и рельеф
района. Большая мощность осадочного чехла
и высокий тепловой поток прогиба Атласова способствуют генерации значительных объемов газа,
который мигрирует в ВЧР и, благодаря существующим здесь благоприятным термобарическим
условиям, связывается в форме кристаллогидратов, формируя в ВЧР газонепроницаемый
газогидратный экран. Дно моря в этом районе
имеет наклон в западном направлении, поэтому
под газогидратным экраном свободные газы
Авдейко Г.П., Гавриленко Г.М., Черткова Л.В. «Вулканолог» исследует газовый факел // Природа.1986. № 7. С. 80-87.
Авдейко Г.П., Гавриленко Г.П., Бондаренко В.И. и др.
Подводная гидротермальная активность на
Северо-западном склоне о. Парамушир // Вулканология и сейсмология. 1984. № 6. С. 66-81.
Авдейко Г.П., Краснов С.Г. Сульфидные руды и их
связь с подводными вулканами и гидротермами островных дуг // Вулканология и сейсмология. 1985. № 4. С. 26-39.
Баранов Б.В., Гедике К., Леликов Е.П. Газовый
факел в Охотском море // Природа.1996. №
9. С. 43-47.
Бондаренко В.И., Надежный А.М. О возможности
поиска подводных газогидротерм методом
непрерывного сейсмопрофилирования //
Вулканизм и связанные с ним процессы.
Вьш.3. Тез. докл. VI Всес. вулканол. совещ.
Петропавловск-Камч., 1985. С. 135-136.
Бондаренко В.И., Надежный А.М. Акустические
неоднородности осадочного чехла в районе
предполагаемого газогидротермального
выхода у о. Парамушир // Вулканология и
сейсмология. 1987. № 2. С. 100-104.
Бондаренко В.И., Надежный А.М., Егоров Ю.О.
Газгидраты в прикурильской части Охотского
моря // III съезд советских океанологов. Тез.
докл. Секция геол., геофиз., геохим. океана.
Мин. Рес. Л., ААНИИ, 1987. С. 38-39.
Веселов О.В., Куделькин В.В., Чухонцев В.И.
Особенности распространения и образования газовых гидратов в Охотском море //
Строение земной коры и перспективы нефтегазоносности в регионах Северо-Западной
окраины Тихого океана / Отв. ред. Кочергин Е.В., Сеначин В.Н. Южно-Сахалинск:
ИМГиГ ДВО РАН, 2000.Т. 1. С. 7-37.
Гавриленко Г.М. Подводная вулканическая и
гидротермальная деятельность как источник
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
83
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
БОНДАРЕНКО, РАШИДОВ
металлов в железо-марганцевых образованиях островных дуг. Владивосток: Дальнаука,
1997. 164 с.
Геология и полезные ископаемые шельфов России. Атлас / Гл. редактор М.Н. Алексеев. М.:
Научный мир, 2004. Лист 1-28.
Геолого-геофизический атлас Курило-Камчатской островной системы / Под. ред.
К.Ф. Сергеева, М.Л. Красного. Л.:ВСЕГЕИ,
1987. 36 л.
Глумов И.Ф., Глумов А.И., Казмин Ю.Б., Юбко В.М.
Газовые гидраты Мирового океана // Геология и полезные ископаемые Мирового океана. 2005. № 2. С. 30-40.
Демина Л.Л., Пашкина В.И., Давыдов М.П. Поведение металлов в иловых водах в районе выхода газового источника (северо-западный
склон о. Парамушир, Охотское море) // Геохимия. 1989. № 6. С. 816-824.
Егоров Ю.О. Геологическое строение и газонасышенность морских осадков современных
вулканических областей. Владивосток: Дальнаука, 2001. 138 с.
Зоненшайн Л.П. Газовый источник на дне Охотского моря // Природа. 1987. № 8. С. 53-57.
Зоненшайн Л.П., Мурдмаа И.О., Баранов Б.В. и др.
Подводный газовый источник к западу от о.
Парамушир // Океанология. 1987. T. XXVII.
Вып. 5. С. 795-800.
Леин А.Ю., Гальченко В.Ф., Покровский Б.Г. и др.
Морские карбонатные конкреции как результат процессов микробного окисления газогидратного метана в Охотском море // Геохимия. 1989. № 10. С. 1396-1406.
Матвеева Т.В., Соловьев В.А. Газовые гидраты
Охотского моря: закономерности формирования и распространения // Российский химический журнал. 2003. Т. 157. № 3. С. 101-111.
Надежный А.М., Бондаренко В.И., Егоров Ю.О.,
Дубровский В.Н. Сейсмоакустические аномалии Охотского моря: Ареалы распространения и природа // Вулканологические исследования на Камчатке. Петропавловск-Камч.,
1988. С. 115-118.
Надежный А.М., Бондаренко В.И. Процессы
гидратообразования на акваториях и сейсмоакустика верхней части осадочного разреза // Геодинамические основы прогнозирования нефтегазоносности. Тез. докл. 1
Всес. конф. М.: МИНГ им. Губкина, 1988. Ч. 2.
C. 372-373.
Надежный А.М., Бондаренко В.И. Газовые гидраты в Прикамчатско-припарамуширской
части Охотского моря // Докл. АН СССР.
1989. Т. 306. № 5. С. 1192-1195.
Новейший и современный вулканизм на территории России / Отв. ред. Н.П. Лаверов. М.:
Наука, 2005. 604 с.
84
Обжиров А.И. Газогеохимические поля придонного слоя морей и океанов. М.: Наука,
1993. 139 с.
Обжиров А.И., Астахова Н.В., Липкина М.И. и др.
Газогеохимическое районирование и минеральные ассоциации дна Охотского моря.
Владивосток: Дальнаука, 1999. 184 с.
Обжиров А.И., Казанский Б.А., Мельниченко Ю.И.
Эффект звукорассеивания природной воды
в краевых частях Охотского моря // Тихоокеанская геология. 1989. № 2. С. 119-121.
Подводный вулканизм и зональность Курильской
островной дуги / Под ред. Ю.М. Пущаровского. М.: Наука, 1992. 528 с.
Селиверстов Н.И., Бондаренко В.И. Критерии
диагностики и корреляции подводных вулканических образований по данным НСП //
Вулканология и сейсмология. 1983. № 4. С. 3-18.
Смирнов Я.Б., Сугробов В.М. Земной тепловой поток в Курило-Камчатской и Алеутской провинциях: Тепловой поток и тектоника // Вулканология и сейсмология. 1979. № 1. С. 59-73.
Смирнов Я.Б., Сугробов В.М. Земной тепловой
поток в Курило-Камчатской и Алеутской
провинциях: Оценка глубинных температур
и мощности литосферы // Вулканология и
сейсмология. 1980. № 2. С. 3-18.
Соловьев В.А. Природные газовые гидраты как
потенциальное полезное ископаемое //
Российский химический журнал. 2003. Т. 157.
№ 3. С. 59-69.
Соловьев В.А., Гинзбург Г.Д., Дуглас В.К. и др.
Газовые гидраты Охотского моря // Отечеств.
геология. 1994. № 2. С. 10-17.
Стефанон А. Акустические характеристики газонасыщенных осадков северной части Адриатического моря // Акустика дна океана /
Под ред. У. Купермана и Ф.М. Енсена. М.:
Мир, 1984. С. 59-64.
Тектоника и углеводородный потенциал Охотского моря / Отв. ред. К.Ф. Сергеев. Владивосток: ДВО РАН, 2004. 160 с.
Черткова Л.В., Гусева В.И. Роль подводных
термальных выходов в формировании газогидрохимического состава морских вод
Курильской островной дуги // ДАН СССР.
1986. Т. 290. № 5. С. 1229-1233.
Черткова Л.В., Стунжас П.А. Геохимия газов
Парамуширского подводного источника
(Курильская островная дуга) // Вулканология
и сейсмология. 1990. № 3. С. 36-50.
Basov E.I., T.C.E. van Weering, C. Gaedike et al.
Seismic facies and specific character of the bottom
simulating reflector on the western margin of
Paramushir island, Sea of Okhotsk // GeoMarine Letters. 1996. № 16. P. 297-304.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПОГРЕБЕННАЯ ПОДВОДНАЯ ВУЛКАНИЧЕСКАЯ ЗОНА
Emery K.О. Pagoda structures in marine sediments //
Natur. Gasses Mar. Sediments. New York –
London, 1974. Р. 309-317.
Gaedicke С., Baranov B.V., Obzhirov A.I. et al. Seismic
stratigraphy, BSR distribution and venting of
metan - rich fluids west off Paramushir and
Onekotan Islands, northern Kurils // Marine
Geology. 1997, Vol. 136. Р. 259-276.
Hovland M., Judd A.G. Seabed Pockmarks and
seepages. Graham and Trotman, 1988. 293 p.
Ladd J.W., Ibrahim A.K., McMillen et al. Interpretation of seismic reflection data of the Middle
America trench offshore Guatemala // Initial
report of Deep sea Drilling Project. 1982. Vol. 67.
P. 675-689.
Macleod M.K. Gas Hydrates in Ocean Bottom
sediments // AAPG Bull., 1982. Vol. 66. № 12.
P. 2649-2662.
Merewether R., Ollson M.I., Lonsdale P. Acoustically
detected hydrocarbon plumes from 2-km depth
in Guaymos Basin, Gulf of California // Geophys.
Res. 1985. Vol. 90. № 134. P. 3076-3085.
Soloviev V.A., Ginsburg G.D. Formation of submarine
gas hydrates // Bul. of the Geological society of
Denmark. 1994. Vol. 41. P. 80-85.
Soloviev V.A., Ginsburg G.D. Water segregation in the
course of gas hydrate formation and accumulation
in submarine gas seepage fields // Marine
Geology. 1997. Vol.137. №1-2. P. 55-68.
A SUBMARINE VOLCANIC ZONE TO THE WEST OF PARAMUSHIR ISLAND
(KURIL ISLAND ARC)
V. I. Bondarenko1, V. A. Rashidov2
2
1
Kostroma State University named after N.A., 156000; e-mail: vibond@list.ru;
Institute for Volacnology and Seismology, FED RAS, Petropavlovsk-Kamhatsky 683006; e-mail: rashidva@kscnet.ru
We study geological structure of the connate underwater volcanic zone to the west of Paramushir
Island according to the data of geophysical investigations carried out during eight sailings of the
research vessel “Volcanolog” in 1981-1991.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
85
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
УДК 550.8.05.64
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ МАТЕРИАЛОВ ФОТОТЕЛЕВИЗИОННОГО
ПРОФИЛИРОВАНИЯ ПОВЕРХНОСТИ ПОДВОДНЫХ ГОР
©2006 М.Е. Мельников, С.С. Сапрыкин, Т.М. Хулапова
Южное научно-производственное объединение по морским геологоразведочным работам ГНЦ ФГУГП
«Южморгеология», Геленджик, 353470; e-mail: m_e_melnikov@mail.ru
Статья посвящена проблемам интерпретации донного фототелевизионного профилирования и
повышения ее информативности за счет считывания дополнительных данных геологического
содержания. Рассмотрены вопросы распознавания различных типов геологических пород на
фотоизображении, сопоставления полученных представлений с результатами геологического
опробования. На примере детального фототелевизионного профилирования гайота Геленджик
цепи Магеллановых гор, рассмотрена возможность привлечения фотоинформации для целей
геологического картирования. Показано, что при составлении геологических карт фототелевизионное профилирование не может быть основным методом, однако, может дать ценную дополнительную информацию о распространенности различных типов пород. Отмечена необходимость совершенствования методики интерпретации донных изображений и показаны
возможности ее существенного улучшения.
ВВЕДЕНИЕ
Подводное фотографирование и фототелевизионное профилирование позволяют получить
информацию об облике поверхности исследуемого подводного объекта в его естественном состоянии. В первом случае информация является
дискретной, во втором – непрерывной. Впервые
фотографирование морского дна произведено
Л.Бутаном в 1893 г. (Жулева, 2004), однако, систематическое использование этого вида исследований началось лишь во второй половине ХХ
века, в качестве одного из основных методов
поисков твердых полезных ископаемых морского
дна. Первоначально фотографирование применялось ограниченно в экспедициях АН СССР
и зарубежных академических институтов. Наиболее известны результаты работ, полученные в
целом ряде рейсов НИС «Витязь» (Зенкевич,
1970; Железомарганцевые…, 1976), а также НИС
«Дмитрий Менделеев» (Железо-марганцевые…,
1986), НИС «Петр Лебедев» (Ильин, 1987) и некоторых других.
До тех пор, пока фотоснимки дна были единичными, как правило, полученными специальными установками или установками, смонтированными на различных видах пробоотборников,
исследователи не очень хорошо представляли, как
86
именно можно использовать получаемую фотоинформацию. Производились некоторые качественные описания, устанавливалось наличие в
кадре того или иного объекта, предпринимались
попытки классифицировать типы ландшафтов и
идентифицировать типы пород, слагающих
поверхность дна (Железо-марганцевые…, 1986;
Ильин, 1987). Только с появлением возможности
систематических фотонаблюдений, интерпретация снимков также приняла систематический
характер. Это произошло после того, как метод
был принят на вооружение производственными
организациями, проводящими морские геологоразведочные работы, в частности, «Южморгеологией», «Севморгеологией» и «Дальморгеологией»
на различных этапах их существования. Фотографирование выполнялось либо в дискретном
режиме, позволяющем получить 2–6 снимков
установкой, смонтированной на пробоотборнике
типа дночерпателя, либо в профильном - при
помощи специальных буксируемых фото- или
фототелевизионных комплексов (Условия…,
1987; Сульфиды…, 1993; Кругляков и др., 1993).
В последнем случае длина профиля может составлять десятки километров, количество получаемых кадров – до первых тысяч при расстоянии
между снимками 20–50 м. Сходная ситуация
имела место и в зарубежных производственных
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ МАТЕРИАЛОВ ФОТОТЕЛЕВИЗИОННОГО ПРОФИЛИРОВАНИЯ
организациях, но данные об их работах в периодической научной печати крайне ограничены.
Следует оговориться, что здесь мы не ведем
речи о фотодокументации работ с подводных
обитаемых аппаратов (ПОА), которую мы всетаки считаем относящейся к другой группе
методов.
Первым объектом, на котором фотопрофилирование использовано как рабочий метод,
были железомарганцевые конкреции. К началу
широкомасштабных исследований имелись
определенные наработки по количественной
интерпретации донных фотографий, полученных
в пределах полей развития этого вида полезных
ископаемых (Felix, 1980; Жулева, 2004). В общем
случае, при наличии масштаба снимка, мы можем
получить следующие характеристики – размеры
конкреций и форму их очертаний, занимаемую
ими площадь (площадную концентрацию) и, с
определенной степенью достоверности, весовую
концентрацию, используя различные алгоритмы
пересчета, базирующиеся на размере конкреций
и площади покрытия. Получаемые данные позволяют проводить оконтуривание рудных залежей конкреций.
Кроме того, нередко конкреции расположены закономерно и явно или неявно образуют
определенный узор. На некоторой части снимков можно получать информацию о подстилающих осадках, используя облик поверхности,
особенности расположения и типы конкреций,
результаты взаимодействия груза-разведчика
с поверхностью осадка (Губенков, Лукьянов,
1988). Иногда удается зафиксировать визуальные
признаки динамических процессов.
При проведении работ на кобальтоносные
марганцевые корки задачи интерпретации фототелевизионного профилирования несколько
изменились. Первоначально главным представлялось выделить доли площадей, свободных от
неконсолидированных осадков, где обнажены
коренные породы, на которых развиты корки.
Однако, вскоре стало ясно, что, помимо степени
присыпанности корок, с фотокадров можно
снимать и другую качественную информацию,
которую в той или иной степени удается формализовать. В первую очередь, это условия локализации корок – расчлененность мезорельефа
их поверхностей, степень нарушенности их
покровов, присутствие ассоциирующих конкреционных образований (Мельников и др., 2004).
В опыте работ производственных организаций
эти параметры картируются при построении схем
распространения железомарганцевых образований (Мельников и др., 1995а,б; Мельников, 2005).
В то же время, большое число фиксируемых
параметров сделало процесс интерпретации
весьма трудоемким, вследствие чего значитель-
ная часть дополнительной информации, которую можно было бы снять с этих материалов, остается за пределами рассмотрения. Здесь можно
говорить и о наблюдениях за литодинамикой по
структурам песчаных волн в зонах развития нанофораминиферовых карбонатных осадков, и
о биоэкологических наблюдениях за распределением бентоса, и о многом другом. Но, в первую
очередь, речь идет об идентификации характерных микроформ рельефа дна, создаваемых
различными типами горных пород, например,
характерных поверхностей пиллоу-лав, столбчатой отдельности в базальтах, нередко слоистости осадочных пород, выходящих под определенным углом к поверхности дна. Такие описания приводятся в ряде работ (Andrews, Meylan,
1972; Условия…, 1987; Сульфиды …, 1993; Инженерная…, 2004), однако, все они носят эпизодический характер.
Попытке восполнить пробел в этом аспекте
интерпретации фототелевизионной информации
и посвящена данная статья. Причем задача ставилась более конкретно – отработать методику
интерпретации донных фотоизображений с
целью уточнения распространенности пород при
геологическом картировании.
МЕТОДИКА РАБОТ
Статья базируется на результатах работ, проведенных ГНЦ «Южморгеология» с борта НИС
«Геленджик» в 2004 г. на гайотах Ита-Май-Тай и
Геленджик (Магеллановы горы, Тихий океан
(рис. 1)).
В программу исследований входило фототелевизионное профилирование комплексом «Нептун-D» и геологическое опробование скальными
драгами, а также бурение неглубоких скважин
погружной установкой ГБУ-1/4000-2. Основой
послужила батиметрическая карта масштаба
Рис. 1. Обзорная схема расположения гайотов ИтаМай-Тай и Геленджик.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
87
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МЕЛЬНИКОВ И ДР.
1 : 200 000, полученная в рейсе НИС «Геленджик»
в результате съемки многолучевым эхолотом
Simrad EM-12 в 2002 г.
По всем видам осадочных пород проведены
биостратиграфические исследования, что позволило получить достаточно детальные представления о строении разреза и разработать легенду
геологических карт. Магматические породы
подвергались петрографическим и петрохимическим исследованиям, для некоторых типов
определен их абсолютный возраст.
Фотокомплекс «Нептун-D» оснащен цифровыми фото- и видеокамерами, эхолотом для
определения расстояния от дна, галогеновыми
светильниками. Географические координаты
каждого снимка определялись при помощи
системы акустической подводной навигации
Sonardyne.
Фототелевизионные профили пройдены в
радиальных направлениях относительно центров
гайотов, характеризуя все основные морфоструктуры горного сооружения; склоны отрабатывались вкрест простирания от вершины к подножию. Расстояние между фотоснимками в среднем
составило 20 – 25 м. Фотосъемка производилась
на отстоянии от дна 2.8 – 3.2 м для получения
равномерной и достаточной освещенности кадра.
Такая методика работ позволила получить до
нескольких сотен, даже тысяч, цифровых фотографий с одного профиля и охарактеризовать
геологическую ситуацию на поверхности дна от
вершинного плато до средних частей склона (до
глубин 3800 – 4000 м). С фотоснимков была
получена стандартная информация, касающаяся
отсутствия или наличия железомарганцевых
образований и их условий залегания. Кроме того,
по возможности, выделялись различные типы
пород, слагающие донные поверхности. Основанием для выделения служат характерные для
породы признаки, выявляемые на донных фотографиях, главными из которых являются цвет и
морфологические особенности.
Дальнейший анализ фотографий позволяет
выделить на профиле интервалы, на которых
встречены породы, имеющие сходные визуальные признаки. Важным фактором идентификации пород является сопоставление с результатами геологического опробования, проведенного на выделенных участках. Полученные таким
образом данные позволяют более уверенно составлять или корректировать схематические
геологические карты подводных гор.
РЕЗУЛЬТАТЫ ИНТЕРПРЕТАЦИИ
ДОННЫХ ФОТОГРАФИЙ
По описанной методике проанализированы
20 517 фотографий с 37 фотопрофилей, отработанных на гайотах Ита-Май-Тай и Геленджик.
Следует понимать, что значительный объем этих
снимков приходится на зоны развития плиоценчетвертичных карбонатных осадков на вершинных плато. На многих других снимках фиксируются признаки склоновой аккумуляции, каменные развалы, выходы пород, в значительной
степени присыпанных осадками, по которым
сложно выделить какие-либо морфологические
особенности. Тем не менее, количество кадров,
которые дают возможность определения характерных черт коренных обнажений превышает
несколько тысяч. Учтен и опыт обработки фототелевизионных материалов, полученных на других гайотах Магеллановых гор – Федорова, Альба,
Грамберга, полученных в экспедициях ГНЦ
«Южморгеология» в течение последних пяти лет.
По этим фотоматериалам, по визуальным
признакам, для исследованных гайотов были
выделены несколько типов пород, отнесенных к
породам с явно выраженной слоистостью (известняки, брекчии, песчаники, глины), массивным
известнякам, лавовым потокам со столбчатой
отдельностью и лавовым потокам с мозаичнополигональным обликом поверхности. За исключением последних, принадлежность пород
подтверждена геологическим опробованием.
По данным предшествующих работ известно,
что на фото по характерным признакам выделяются подушечные, реже канатные лавы (Кругляков, 1993; Andrews, Meylan, 1972). Однако, предпринятые нами работы в этом направлении показали, что в интерпретации изображений, встречающихся относительно часто и, обычно, относимых к подушечным лавам, существует значительный элемент неопределенности. Только на
трех станциях драгирования, выполненных в
пределах таких полей, подняты базальты, нередко
с признаками шаровой отдельности, в трех случаях материал был представлен базальтами и
эдафогенными брекчиями, в четырех - только
брекчиями, в одном - базальтами и рифогенными
известняками. Наконец, скважина, пробуренная
на гребне северного отрога гайота Ита-Май-Тай,
в пределах подобного поля вскрыла рифовые
биогермные известняки. Таким образом, лишь в
четверти случаев подобные изображения были
Рис. 2. Донные фотографии обнажений различных типов горных пород. А, Б - слоистые породы,
В, Г - массивные известняки, Д, Е - лавовые потоки со столбчатой отдельностью, Ж, З - лавовые
потоки с мозаично-блоковой поверхностью. Диаметр груза-разведчика на снимке а - 10 см.
Площади снимков А-Г, Ж,З - от 16 до 18 м2, снимков Д, Е - от 6 до 8 м2.
88
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ МАТЕРИАЛОВ ФОТОТЕЛЕВИЗИОННОГО ПРОФИЛИРОВАНИЯ
Рис. 2.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
89
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МЕЛЬНИКОВ И ДР.
созданы действительно подушечными лавами. Не
вызывает удивления, что в некоторых случаях
поверхности брекчий и биогермных известняков
могут иметь сходный вид. Поэтому одна из задач
дальнейших исследований - научиться различать
на донных фотографиях эти образования.
Главным отличительным признаком слоистых пород на донных фотографиях является
хорошо выраженная ступенчатая линейная рельефность обнажений, создающая полосчатый
характер рисунка кадра (рис 2А, 2Б). Очевидно,
что наблюдаемая картина – результат длительной
препарации обнажения под воздействием подводного выветривания. Менее прочные слои разрушаются быстрее, более прочные - медленнее.
Это обуславливает появление нависающих в виде
«козырьков» лучше сохранившихся слоев над
другими, в большей степени разрушенными. Как
правило, выступающие края слоев имеют относительно гладкую поверхность, что может свидетельствовать о воздействии интенсивных подводных течений в областях их развития. Иногда,
по наличию многочисленных мелких и крупных
угловатых обломков на поверхности обнаженных
пород, можно предположить, что слоистые
породы имеют брекчиевую текстуру и могут
представлять собой одну из разновидностей
брекчий, широко распространенных в краевых
частях вершинных плато и на склонах гайотов.
Узкие впадины, соответствующие наиболее
нарушенным слоям, и другие отрицательные
микроформы могут быть частично заполнены
рыхлыми осадками. Присутствие в кадре грузаразведчика известных размеров позволяет оценить мощности слоев, которые обычно варьируют
от 0.2 – 0.3 м до 1 м.
Породы с такими признаками встречены на
18 фотопрофилях гайотов Ита-Май-Тай и Геленджик. Анализ пространственной приуроченности показывает, что слоистые породы развиты,
главным образом, в средних частях склонов. Около 80 % выявленных на донных фотографиях слоистых пород распространены на глубинах от 2500
до 3500 м (рис. 3). Остальные 20 % приходятся на
привершинные части склонов, периферические
части вершинных плато, иногда склоны вулканических конусов, осложняющих вершины.
Драгирование на участках с такими визуальными
особенностями обнажений выявило, что слагающие их породы преимущественно представлены
известняками или эдафогенными брекчиями. В
этих случаях поднятые известняки и брекчии
имеют вид обломков плитчатой формы разных
размеров. Железомарганцевые корки на поверхности этих слоистых пород либо отсутствуют,
либо имеют незначительную мощность, что видно и на донных фотографиях.
90
Отличительными особенностями массивных
известняков на донных фотографиях являются
желтовато-белый цвет, признаки растворения
пород с поверхности. Естественно, такие признаки различимы в случае, если породы свободны
от железомарганцевых корок, или мощность
последних невелика, и на участках их отсутствия,
можно различить поверхность подстилающих
пород субстрата. Обычно среди карбонатных
осадков видны выходы известняков с характерной
светлой (белой и желтовато-коричневой) окраской, нередко с мелко расчлененным, кавернозным рельефом поверхности (рис 2В, 2Г). В одних
случаях на поверхности известняков отмечаются
волнистые трещинки, свидетельствующие о разрушении породы по определенным плоскостям.
В других, при развитии кавернозного микрорельефа, направление его структурных линий
хаотично, а под полуразрушенной поверхностью
видны плотные, массивные породы. В непосредственной близости от выходов, в основном, отсутствует кластический материал, что может свидетельствовать о большей прочности известняков.
Выходы известняков встречены на семи
фотопрофилях. На трех профилях, отработанных
на гайоте Ита-Май-Тай, породы отмечены на
склонах в интервале глубин от 2500 до 3000 м.
Здесь выходы имеют незначительную протяженность – не более 800 м. На четырех фотопрофилях на гайоте Геленджик (рис. 3) известняки
обнаружены в пределах вершинного плато, в
промоинах в плаще нелитифицированных плиоцен-четвертичных карбонатных осадков. Здесь
протяженность их выходов составляет три и более
километров. Результаты опробования показали,
что близкими чертами строения поверхностей
могут обладать различные типы известняков. В
привершинных частях склона г. Ита-Май-Тай в
непосредственной близости от выделенных по
фотопрофилям участков подняты плотные рифогенные известняки позднемелового возраста. На
вершинной же поверхности гайота Геленджик в
промоинах обнажены среденеэоценовые наннофораминиферовые известняки относительно
невысокой степени литификации. Однако, хорошо уже то, что в обоих случаях выделенные
породы действительно оказались известняками.
Характерной особенностью, которая позволяет отличать краевые участки лавовых потоков
от других пород, является столбчатый облик (рис.
2Д, 2Е). На фотографиях видно, что обнажение
разбито сетью ортогональных трещин на блоки
приблизительно равных поперечных размеров. В
одном из направлений трещиноватость просматривается лучше, в других - несколько хуже.
Участки развития пород со столбчатой отдельностью лавовых потоков встречены на 14
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ МАТЕРИАЛОВ ФОТОТЕЛЕВИЗИОННОГО ПРОФИЛИРОВАНИЯ
Рис. 3. Расположение выходов различных пород по данным фотопрофилирования на гайоте
Геленджик. Сплошными линиями показано положение фотопрофилей, параллельно им указаны
выходы различных пород. Изобаты проведены через 100 м, утолщенные - через 500 м. 1 – массивные
известняки; 2 – слоистые породы; 3 – лавовые потоки со столбчатой отдельностью; 4 – лавовые
потоки с мозаично-блоковой поверхностью.
фотопрофилях. Везде они приурочены исключительно к склоновым частям подводных гор на
глубинах от 2500 до 4000 м. Максимальная протяженность прослеженных выходов составляет
4 км. При драгировании этих участков, как правило, поднимались преимущественно базальты,
нередко представленные обломками близкой к
кубической формы.
Еще один характерный тип поверхностей не
был опробован, поэтому его принадлежность к
конкретным породам остается под вопросом. В
целом облик таких поверхностей можно определить как мозаично-блоковый. На фотографиях
отмечаются тонкие, пересекающиеся друг с
другом, ветвящиеся прожилки черного цвета (рис.
2Ж, 2З). Падение теней показывает, что эти прожилки выступают над поверхностью дна, то есть,
вероятно, сложены более прочными породами.
Между прожилками поверхности пород относительно ровные, обладающие различной текстурой от зернистой до кавернозной. Такие образования были встречены только на двух фото-
профилях в центральной части вершинного плато
гайота Геленджик. Их протяженность вдоль профиля составляет 300–400 м и они также приурочены к промоинам в плаще рыхлых осадков,
контактируя с описанными известняками. На
участке развития таких поверхностей было выполнено бурение скважины, однако точного попадания в намеченную точку осуществить не
удалось, и скважина была пройдена по среднеэоценовым наннофораминиферовым известнякам. Однако у нас есть косвенные свидетельства,
позволяющие судить о принадлежности этих
пород.
Промоины, в которых обнажаются и описанные породы, и массивные известняки, приурочены к относительно протяженным низкоамплитудным уступам, структурно связанным с
одним из вулканических конусов в центре вершинного плато. На этом конусе драгированы
туффиты, содержащие в цементирующей массе
комплекс планктонных фораминифер плиоценового возраста. Это наиболее молодые вул-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
91
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МЕЛЬНИКОВ И ДР.
канические образования, установленные на Магеллановых горах. С другой стороны, на южном
склоне гайота Ита-Май-Тай драгированы небольшие (менее 15 см в поперечнике) плитчатые
обломки пузыристых базальтоидных лав, характер поверхности которых весьма сходен с
описанным на фотографиях, между выступающими прожилками.
Наиболее вероятной представляется такая
интерпретация материалов. На фотографиях мы
видим молодые (постпалеогеновые) лавовые потоки, излившиеся на слаболитифицированные
среднеэоценовые известняки. Неустойчивость
субстрата привела к мозаичному растрескиванию
лав на отдельные плитки, между которыми по
трещинам выдавливался известняк. В результате
контактового метаморфизма заполнившие трещины породы приобрели высокую прочность и
создали своеобразную сетку, выступающую над
поверхностью лав.
Следует заметить, что проявления вулканизма столь молодого возраста, конечно, должны
быть подтверждены более надежными данными.
В то же время, вулканическая активизация среднего миоцена на гайоте Альба Магеллановых гор,
в относительной близости от гайота Геленджик,
была установлена достаточно уверенно (Мельников и др., 2000).
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ
ГАЙОТА ГЕЛЕНДЖИК
Кратко приведем данные о геологическом
строении гайота Геленджик, выбранного для примера проведения подобных исследований.
Вместе с гайотом Ита-Май-Тай гайот Геленджик входит в вулкано-тектонический массив,
расположенный в юго-восточной части цепи
Магеллановых гор. Гайоты расположены на едином цоколе, оконтуриваемом изобатой 5900 м, и
соединяются перемычкой.
Гайот Геленджик в целом обладает изометричной формой, осложненной отрогом северовосточного направления (рис. 3). Размеры основания 46х45 км, площадь около 2000 км2. Вершинная поверхность, расположенная в интервале
глубин 1750–2100 м, в целом повторяет форму
основания, имеет размеры 18 х 25 км и площадь
около 445 км2. Бровка прослеживается на глубинах 2100–2250 м. Основное пространство плато
характеризуется уклонами от 2° до 4°. Поверхность
осложнена многочисленными вулканическими
структурами, на которых фиксируются наименьшие отметки, и несколькими уступами. Минимальная глубина отмечена над вулканическим конусом в центре вершинного плато – 1284 м.
Протяженность северо-восточного отрога
достигает 33 км. Удаленная от вершины часть
92
увенчана сателлитной постройкой конической
формы. Склоны гайота сложены поверхностями
крутизной от 4° до 25° и более. Крутые обрывистые поверхности, с уклонами более 20°, опоясывают вершинное плато. Крутизна поверхностей
подножия 4° – 10°. В то же время, на локальных
участках уклоны поверхностей увеличиваются до
20°, иногда до 25°. Переход к предгорной абиссальной равнине фиксируется вогнутым перегибом на глубинах от 5400 м к западу от вулканотектонического массива до 5800 м к востоку.
Склоновые и вершинные поверхности гайотов
осложнены многочисленными мезоформами
рельефа – вулканическими конусами и куполами,
грядами, террасами, ступенями и уступами.
На гайоте выделены три стркутурно-формационных яруса. Два нижних в целом соответствуют магматическим комплексам. Первый
слагает пьедестал гайотов и, вероятно, самого
вулкано-тектонического массива. Он построен
дифференцированными толеитами гавайского
типа, встречающимися в основном на глубинах
свыше 3500 м (рис. 4). Второй ярус представлен
разнообразными трахитоидными субщелочными
и щелочными базальтами. Среди них наиболее
часто встречаются пикриты, оливиновые щелочные базальты, трахибазальты. Эти породы слагают склоны гайота в интервале 2500 – 3500 м.
На западном склоне они встречаются, начиная с
глубин 2100 м.
Верхний ярус представлен осадочной толщей,
состоящей из биогенных и обломочных пород
мезозоя – кайнозоя и нелитифицированных
плиоцен-четвертичных осадков. Среди осадочных пород выделены комплексы апта – турона,
сантона – маастрихта, позднего палеоцена – эоцена и миоцена. Три нижних комплекса сложены
преимущественно сходным составом пород,
включающим рифогенные и планктоногенные
известняки, эдафогенные брекчии, а также вулканогенно-обломочные и вулканогенно осадочные
породы более узких возрастных промежутков. В
миоценовом комплексе из перечисленных пород
не обнаружены только рифогенные известняки,
что может являться следствием более глубоководных условий его формирования. Сходное
строение имеют и осадочные отложения других
гайотов Магеллановых гор (Мельников, 2005;
Мельников и др., 2006).
Рифогенные известняки апта-турона обнажаются в привершинной части северного склона
гайота. Литифицированные глины и вулканомиктовые песчаники сеномана-турона, также
относимые к этому возрастному комплексу, установлены на юго-западном склоне в интервале глубин 2800–3400 м. Столь же ограниченно развиты
и отложения сантона – маастрихта. Планктоногенные известняки отмечены в краевой части
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ МАТЕРИАЛОВ ФОТОТЕЛЕВИЗИОННОГО ПРОФИЛИРОВАНИЯ
Рис. 4. Схематическая геологическая карта гайота Геленджик. 1, 2 – плиоцен-четвертичные
отложения: 1 – карбонатные кокколит-фораминиферовые осадки; 2 – глинистые и карбонатноглинистые осадки; 3-5 – плиоценовые отложения: 3 – слаболитифицированные известняки; 4 –
базальтовые лавы; 5 – туфы и туффиты; 6–9 – верхнепалеоценовые-эоценовые отложения: 6 известняки рифогенные органогенно-детритовые; 7 – известняки кокколит-фораминиферовые,
плотные; 8 – эдафогенные брекчии; 9 – туфы, туффиты; 10, 11 – сантон-маастрихсткие отложения:
10 – известняки кокколит-фораминиферовые, массивные; 11 – эдафогенные брекчии; 12 –
сеноман-туронские литифицированные глины, вулканомиктовые песчаники; 13 – апт-туронские
рифогенные органогенно-детритовые известняки; 14, 15 – нижнемеловые эффузивные породы:
14 – щелочные оливиновые базальты: 15 – дифференцированные толеиты гавайского типа; 16 –
геологические границы установленные; 17 – фациальные границы; 18 – тектонические нарушения
различного ранга; 19, 20 - станции геологического опробования: 19 – буровые скважины; 20 –драгирования. Другие условные обозначения см. на рис. 3. Изобаты проведены через 500 м.
вершинного плато, в зоне сочленения с северовосточным отрогом, а эдафогенные брекчии - на
северном склоне на глубинах 2400–3000 м.
Наиболее широким развитием из осадочных
пород на поверхности гайота характеризуются
отложения позднего палеоцена – эоцена. Они
покрывают периферические части вершинного
плато и верхние части склонов. Планктоногенные
известняки преобладают в южной части вершины
и в верхней части гребневой поверхности отрога.
Рифогенные органогенно-обломочные известняки найдены на юго-западном склоне. Эдафогенные брекчии практически непрерывным кольцом
опоясывают привершинную часть склона. На юге
они опускаются до глубины 3000 м. На севере –
покрывают краевую часть вершины, по склонам
опускаются не глубже 2500 м. Туфы и туффиты
обычно имеют более узкую возрастную привязку,
ранний или средний эоцен, но также включены
в этот комплекс. Ими сложены поверхности вулканических конусов как в пределах вершинной
поверхности, так и на склонах, и на поверхности
отрога.
Неогеновые породы обычно слабо литифицированы и развиты крайне ограниченно. Миоценовые известняки подняты на северо-западном
склоне. Туфы, туффиты и, возможно, лавовые потоки плиоцена локализованы в центральной
части вершины.
Плиоцен-четвертичные нелитифицированные осадки слагают субгоризонтальные и пологонаклонные поверхности на вершинном плато
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
93
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МЕЛЬНИКОВ И ДР.
гайота и на нижних участках склонов. Вершина
покрыта карбонатными нанофораминиферовыми осадками Глубже залегают глинистокарбонатные и карбонатно-глинистые отложения.
На гайотах Магеллановых гор развито три
системы разрывных нарушений – субширотная, наиболее древняя, выраженная в магнитном поле линейными высокоамплитудными
отрицательными аномалиями, субмеридиональная – северо-восточная и северо-западная (Smoot,
1989; Smoot, 1999).
На гайоте Геленджик магнитная съемка не
была проведена, а в рельефе субширотная система
отчетливо не проявлена. Две других в рельефе
выделяются достаточно хорошо (рис. 4). В то же
время неполнота проведенных геофизических
исследований не позволяет составить четкое
представление о тектонической структуре.
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ФОТОИНФОРМАЦИИ
ПРИ ГЕОЛОГИЧЕСКОМ КАРТИРОВАНИИ
Сразу оговоримся, что речь не идет о составлении кондиционных геологических карт. В
практике наших работ составляются схематические геологические карты или геологические
схемы (Мельников, 2005). При картировании
используются все доступные данные. Основой
служат батиметрические карты масштаба 1:200 000,
полученные при помощи съемки многолучевым
эхолотом. На многих гайотах Магеллановых гор
выполнены геофизические исследования –
сейсмоакустическое профилирование и гидромагнитная съемка. Широко использовались
данные глубоководного бурения (DSDP и ODP)
в пределах Магеллановых гор и на гайотах сопредельных районов. Но главной основой, естественно, являются результаты геологического
опробования.
Мы не ставим задачи в этой статье обсуждать
в деталях методику построения этих карт, но
считаем важным перечислить фактический материал, который лег в их основу. После этого
можно обсудить место фотоматериалов при построении карт.
Непосредственная информация о распространении различных видов пород и их возрасте
получена в результате геологического опробования. Однако, она имеет фрагментарный, точечный характер. В отличие от сухопутных гелогосъемочных работ, мы не имеем возможности
проследить распространенность опробованных
пород вдоль или вкрест изучаемых структур.
Кроме того, драга нередко приносит разнородный материал, например, известняки и базальты.
Это, в основном, связано с тем, что инструментом
собирается обломочный материал, лежащий на
поверхности обнажений, среди которого присут94
ствует и подводный элювий, и гравитационно
перемещенные фрагменты с более высоких батиметрических отметок. В других случаях драгирование приходится на разнородные участки, и
полученный материал реально соответствует различным породам, на них развитым. Эти случаи
относительно редки, поскольку в практике наших
работ протяженность драгирования редко превышала 200–300 м. Геологу приходится самому
решать, какой тип субстрата действительно развит в исследованной точке, а какой поставлен
сверху, что вносит дополнительный субъективизм
в построение карт.
Бурением неглубоких скважин породы опробуются в залегании in situ. В то же время, как показывает наш опыт бурения по профилям, изменчивость типов пород на расстоянии нескольких сот метров может быть достаточно велика
(Мельников и др., 2005). Поэтому и в этих случаях
хотелось бы иметь информацию, сколь широко
распространены вскрытые породы.
Функцию прослеживания выходов, в принципе, и должно решить фототелевизионное профилирование – его телевизионная составляющая
позволяет идеально соблюсти непрерывность наблюдений, а дискретное фото дает возможность
всесторонней обработки изображения. Однако
для метода имеют место существенные ограничения. Как уже говорилось, значительная часть
площадей вершинного плато и склонов перекрыта плиоцен-четвертичными и четвертичными
неконсолидированными осадками различного
состава. Впрочем, точно такая же ситуация существует и при картировании суши, поэтому это
обстоятельство не следует считать специфическим. Для геологических наблюдений хуже
другое – коренные выходы практически повсеместно покрыты железомарганцевыми корками мощностью от первых миллиметров до
десятков сантиметров. Если в первом случае под
рудным веществом достаточно легко распознаются первичные особенности микрорельефа
субстрата, то во втором - эти особенности существенно сглажены, и идентификация серьезно
затруднена.
Тем не менее, идентификация на отдельных
участках типов обнаженных пород повышает
объективность картосоставительского процесса.
Из обсуждаемого примера – построение схематической геологической карты гайота Геленджик – видно, что интерпретация фототелевизионного профилирования не играет ведущей роли
в процессе, однако, в ряде случаев позволяет
решить конкретные задачи (рис. 4). Так, в южной
части вершинного плато гайота выявлено широкое развитие известняков как по его периферии, так и в эрозионных окнах. Слоистые породы
выявлены преимущественно на склонах раз-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ МАТЕРИАЛОВ ФОТОТЕЛЕВИЗИОННОГО ПРОФИЛИРОВАНИЯ
личной экспозиции. Лишь в крайней западной
части плато также отмечены эти образования. В
сопоставлении с результатами драгирования они
помогли установить здесь масштабы выхода
эдафогенных брекчий позднего палеоцена –
эоцена. Выходы таких же пород прослежены на
юго-восточном склоне.
Более древние сходные образования – сантона-маастрихта – прослежены на северном
склоне. Более того, с определенной степенью
условности, эти образования показаны на значительных глубинах – от 3400 до 3750 м. Основанием для выделения послужил сходный облик
пород, прослеженных выше по склону, принадлежность которых подтверждена опробованием.
Границы распространения еще одного вида слоистых пород – миоценовых планктоногенных
известняков - установлены на западном склоне.
Информация о развитии базальтоидов с
выраженной столбчатой отдельностью вносит
более скромный вклад. С одной стороны, краевые
участки лавовых потоков, где собственно и может
быть проявлена такая отдельность, не могут
встречаться повсеместно и прослеживаться на
большие расстояния. С другой стороны, в нашем
случае, такие изображения получены на тех
участках, которые уже были отнесены к зонам
развития базальтов, исходя из общей геологической ситуации. Исключением является небольшой участок в юго-западной краевой части
вершинного плато, где обнажения базальтов
выявлены именно благодаря косвенным визуальным наблюдениям.
Весьма важным представляется обнаружение
при помощи фототелевизионных методов лавовых потоков с мозаично-блоковой поверхностью в эрозионных окнах вершинного плато,
отнесенных нами к молодым (постпалеогеновым)
базальтоидным. Однако, эти визуально прослеженные поля нуждаются в заверке геологическим
опробованием.
Наконец, не следует забывать о плиоценчетвертичных осадках, зоны развития которых
легко картируются при интерпретации сонарных
изображений многолучевого эхолота. В силу
особенностей принципа работы прибора, мы
получаем не точные, а ориентировочные границы
развития этих зон. Уточнить же их положение
позволяет фотопрофилирование. Кроме того,
интерпретация фотоматериалов дает возможность выявить небольшие осадочные тела на
склонах, которые не воспринимаются многолучевым эхолотом. В основном, речь идет о зонах
распространения карбонатных плиоцен-четвертичных осадков. Но, в отдельных случаях,
например, на северном склоне гайота, фотопрофилем достигнута граница устойчивого
развития карбонатно-глинистых осадков глубже
отметки 3800 м.
ВЫВОДЫ
Геологическая интерпретация фототелевизионных материалов, получаемых в процессе
геолого-геофизических исследований подводных
гор, может оказать существенную помощь при
геологическом картировании этих объектов.
Для этих целей необходимо продолжить детальный анализ получаемых фотоматериалов, их
сопоставление с результатами геологического
опробования и выявление наиболее характерных
признаков внешнего облика различных типов
пород на океанском дне. В частности, необходимо
найти дополнительные визуальные отличия
поверхностей, создаваемых подушечными лавами, в некоторых случаях эдафогенными брекчиями и биогермными известняками.
Следует отдавать себе отчет, что данный метод в любом случае останется вспомогательным,
тогда как основой картирования распространения
различных типов пород останется геологическое
опробование, а основных структурных особенностей – геофизические методы.
Морские и картосоставительские работы
выполнены в рамках государственного контракта
ПС-02-06/1931.
Список литературы
Губенков В.В., Лукьянов В.Ю. Влияние литодинамических и гидродинамических факторов на
распределение осадков и конкреций в Северо-Восточной котловине Тихого океана //
Геологическое строение Северо-Восточной
котловины Тихого океана. Геленджик, 1988.
С. 48–55.
Ильин А.В. О пространственной изменчивости
ландшафтов подводных гор // Океанология.
1991. Т. 31. № 6. С. 1052–1059.
Инженерная геология рудной провинции Кларион – Клиппертон в Тихом океане / Я.В. Неизвестнов, А.В. Кондратенко, С.А. Козлов и
др. СПб.: Наука, 2004. Тр. ВНИИОкеангеологии. Т. 197. 281 с.
Железо-марганцевые конкреции Тихого океана /
Под ред. П.Л. Безрукова. М.: Наука, 1976. 301 с.
Железо-марганцевые конкреции центральной
части Тихого океана. М.: Наука, 1986. 344 с.
Жулева Е.В. Геоморфология вулканических гор
ложа океана. М.: ИО РАН, 2004. 185 с.
Зенкевич Н.Л. Атлас фотографий дна Тихого
океана. М.: Наука, 1970. 205 с.
Кругляков В.В. Мельников М.Е., Голева Р.В. и др.
Рудные корки подводных поднятий Мирового океана. Геленджик: ЦГГЭ, 1993. 129 с.
Мельников М.Е. Месторождения кобальтоносных марганцевых корок. Геленджик: ГНЦ
ФГУГП «Южморгеология», 2005. 230 с.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
95
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МЕЛЬНИКОВ И ДР.
Мельников М.Е., Подшувейт В.Б., Пуляева И.А.,
Невретдинов Эр.Б. Среднемиоценовые вулканические постройки на гайоте Дальморгеология (Магеллановы горы, Тихий океан) //
Тихоокеан. геология. 2000. № 5. Т. 19. С. 38–46.
Мельников М.Е., Плетнев С.П., Басов И.А. и др.
Новые геологические и палеонтологические
данные по гайоту Федорова // Тихоокеан.
геология. 2006. № 1. Т. 25. С. 3-13.
Мельников М.Е., Пономарева И.Н., Туголесов Д.Д.,
Рождественский В.Х. Результаты бурения
кобальтоносных марганцевых корок на гайотах Магеллановых гор (Тихий океан) // Тихоокеан. геология. 2005. Т. 24. № 5. С. 36-49.
Мельников М.Е., Седышева Т.Е., Хулапова Т.М.
Горно-геологические условия локализации
кобальтоносных марганцевых корок // Вестн.
Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология, 2004. № 1.
С. 34 – 41.
Мельников М.Е., Школьник Э.Л., Пуляева И.А.,
Попова Т.В. Результаты детального изучения
оксидной железомарганцевой и фосфатной
минерализации на гайоте ИОАН (Западная
Пацифика) // Тихоокеан. геология. 1995а.
Т. 14. № 5. С. 4-20.
Мельников М.Е., Школьник Э.Л., Сенькова Т.В.,
Попова Т.В. Геологическое строение и полезные ископаемые гайота Батиса (Тихий
океан) // Тихоокеан. геология. 1995б. Т. 14.
№ 1. С. 23-40.
Сульфиды Восточно-Тихоокеанского поднятия /
Под. ред. В.В. Круглякова, Р.В. Голевой. М.:
ВИМС, 1993. 135 с.
Условия образования и закономерности размещения железомарганцевых конкреций Мирового океана / Под. ред. О.Д. Корсакова. Л.:
Недра, 1987. 259 с.
Andrews J.E., Meylan M.A. Results of bottom photography: Kana Keoki cruise Manganese’72 // Investigations of ferromanganese deposits from
Central Pacific. Hawaii Inst. Geoph., 1972. Р. 83-111.
Felix D. Some problems in making nodule abundance
estimates from sea floor Photographs // Mar.
Mining. 1980. Vol. 2. № 3. P. 293-302.
Smoot N.C. The Marcus-Wake seamounts and guyots
as paleofracture indicators and their relation
to the Datton Ridge // Mar. Geol. 1989. Vol. 88.
Р. 117- 131.
Smoot N.C. Orthogonal intersections of megatrends
in the Western Pacific ocean basin: a case study
of the Mid-Pacific mountains // Geomorph.
1999. Vol. 30. Р. 323-356.
GEOLOGIC INTERPRETATION OF SEAMOUNTS
BASED ON PHOTOGRAPHIC AND TELEVISION DATA
M. E. Melnikov, S. S. Saprykin, T. M. Hulapova
State scientific centre of the Russia Federation - Federal state unitary geological enterprise “Southern scientific and
production enterprise for offshore geological exploration”
The paper addresses the problems of interpretation of the seabed photoprofiling data, in particular
increasing its informative value by way of obtaining additional geological data. Identification of
various types of geologic rocks on seabed photographs, correlation of the obtained data with the
results of geologic sampling were described. Using the example of detailed photoprofiling carried
out in the area of the Gelendzhik guyot of the Magellan Seamount, raised a possibility to use
photo information for geologic mapping. It was confirmed, that when planning geologic exploration
photoprofiling surveys can not be considered as the main technique, however it can give additional
valuable information about the development of various types of rocks. Upgrading the techniques
for seabed pictures interpretation was justified and the ways of their improvement were outlined.
96
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
УДК 55(1/9)551.21
ТЯЖЕЛЫЕ ОБЛОМОЧНЫЕ МИНЕРАЛЫ ТЕРРИГЕННЫХ ПОРОД КАК
ИНДИКАТОРЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК В ПАЛЕОБАССЕЙНАХ
ОРОГЕННЫХ ОБЛАСТЕЙ ВОСТОКА АЗИИ
© 2006 А.И. Малиновский1, П.В. Маркевич1 , М.И. Тучкова2
1
Дальневосточный геологический институт ДВО РАН, Владивосток, 690022; e-mail: malinovsky@fegi.ru
2
Геологический институт РАН, Москва, 109017
В статье обобщаются результаты изучения тяжелых обломочных минералов из структурно контрастных мел-палеогеновых терригенных комплексов Сихотэ-Алиня и Камчатки, а также из
кайнозойских осадков глубоководного желоба Вануату. Полученные данные интерпретировались
на основе сравнения с ассоциациями тяжелых минералов в современных осадках, накопившихся
в известных геодинамических обстановках. Показано, что тяжелые обломочные минералы осадочных пород, количественные соотношения между ними и микрохимический состав некоторых
минералов служат надежными индикаторами определенных геодинамических обстановок и
присущих им магматических процессов, а также являются достаточно надежным критерием их
идентификации в палеобассейнах орогенных областей.
ВВЕДЕНИЕ
Авторами в течение продолжительного периода времени (1978 - 2005 гг.) изучались тяжелые
обломочные минералы из терригенных пород
различных по возрасту и происхождению комплексов Российского Дальнего Востока, а также
из осадков юго-западной части Тихого океана
(Геолого-геофизические…, 1990; Малиновский,
1993; Малиновский, 2005а, 2005б; Маркевич,
Чудаев, 1979; Маркевич и др., 1987, 1996, 1997; и др.).
Геодинамические обстановки в древних
бассейнах обычно распознаются по ряду признаков: палеогеологическому положению, строению и составу слагающих их толщ, петрохимии
вулканитов и терригенных пород. Мы впервые
попытались идентифицировать эти обстановки
только по тяжелым обломочным минералам из
осадочных пород структурно контрастных и
разновозрастных бассейнов. Анализ ассоциаций
тяжелых минералов – испытанный метод определения питающих провинций обломочных пород (Батурин, 1947; Morton, Hallsworth, 1994).
Недавними исследованиями В.П. Нечаева кайнозойских осадков современных океанов и окраинных морей установлено, что определенные
ассоциации тяжелых минералов и количественные соотношения между ними могут служить
надежными индикаторами различных тектонических и геодинамических обстановок и
присущих им магматических процессов (Нечаев,
Деркачев, 1989; Нечаев и др., 1996; Nechaev, 1993;
Nechaev, Isphording, 1993).
Полученные результаты можно будет в дальнейшем использовать как один из методических
приемов палеотектонических реконструкций,
основанных на актуалистическом подходе. Особую роль этот подход должен сыграть при изучении фанерозойских вулканогенно-осадочных
образований, входящих в состав террейнов, происхождение которых в достаточной мере не определено. Несомненно, для всеобъемлющей идентификации геодинамических обстановок одних
только данных по тяжелым минералам недостаточно, но в будущем, наряду с другими сведениями, они могут быть использованы как достаточно
надежный инструмент.
Таким образом, предлагаемая публикация
направлена на подтверждение имеющейся гипотезы о соответствии определенного типа геодинамической обстановки определенному «набору» и количественному соотношению тяжелых
обломочных минералов из осадочных пород и
позволяет выработать надежные критерии распознавания таких обстановок в геологическом
прошлом.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
97
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МАЛИНОВСКИЙ И ДР.
ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Настоящее исследование основано на результатах изучения тяжелых обломочных минералов
из осадочных пород разновозрастных островодужных комплексов Российского Дальнего
Востока и юго-западной Пацифики. Объектами
изучения были эоцен-четвертичные нелитифицированные осадки глубоководного желоба Вануату, а также песчано-алевритовые породы из
раннемеловых и раннемеловых-кайнозойских
отложений Олюторского и Айнынского террейнов Камчатки, Кемского и Киселевско-Маноминского террейнов (Удыльского фрагмента)
Сихотэ-Алиня (рис. 1).
Каменный материал, использованный в этой
работе, был собран авторами из естественных
обнажений в ходе полевых исследований в 19782002 гг. Рыхлые осадки глубоководного желоба
Вануату отбирались в 13-ом рейсе НИС «Академик А. Несмеянов» (1988 г.) по исследовательским профилям с помощью гидростатического и
гравитационного пробоотборников, дночерпателя, а также при драгировании.
Тяжелые минералы песчано-алевритовых
пород извлекались с помощью тяжелой жидкости
после дробления проб до 0.25 мм и отмучивания
в дистиллированной воде с целью выделить фракцию 0.01-0.25 мм. Минеральный состав тяжелой
фракции определялся и подсчитывался в проходящем и поляризованном свете под микроскопом
с помощью иммерсионных жидкостей. При
количественных определениях в подсчет включалось не менее 200 зерен тяжелых минералов.
При подсчетах учитывались лишь обломочные
минералы, а аутигенные исключались с тем,
чтобы максимально надежно выявить состав и
относительную роль источников питания. Хи/
2/
)!#'#
!
" "!#
#
"
/
,
-1
)
"!#
!
-5//
#* *
*$
+
"
"
-0
!
/
$% & ' (
#
-./
" "
#
"
%
# !
"!#
6
#
%) *
*
/
-0/
"
"
%
*
1-
/
-2/
/
0/
$%
#
-4/
/
!
"!#
3/
/
/
+
"
-20/
/
#
+
-//
1//
/ -//
-2./
4//
-3//
Рис. 1. Расположение изученных объектов. На правом рисунке римскими цифрами обозначены
минералогические провинции Олюторского террейна: I – Северная, II – Южная.
98
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ТЯЖЕЛЫЕ ОБЛОМОЧНЫЕ МИНЕРАЛЫ ТЕРРИГЕННЫХ ПОРОД КАК ИНДИКАТОРЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК
мический состав тяжелых минералов определен
на рентгеновском микроанализаторе JXA-5А.
При интерпретации процентного соотношения и
химического состава тяжелых минералов применялась разработанная в лаборатории осадочной
геологии ДВГИ ДВО РАН оригинальная методика, позволяющая распознавать в геологическом
прошлом аналоги современных геодинамических
обстановок (Геолого-геофизические…, 1990;
Малиновский, 2005а; Маркевич и др., 1997, 2000;
Нечаев и др., 1996; Nechaev, Isphording, 1993;
Nechaev, Derkachev, 1995; и др.). Анализы выполнены в лабораториях ДВГИ ДВО РАН (г. Владивосток) и ГИН РАН (г. Москва).
ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК
Глубоководный желоб Вануату расположен в
юго-западной части Тихого океана, протягиваясь
вдоль западного склона вулканической островной
дуги Вануату, и образован благодаря движению
Индо-Австралийской океанической литосферной плиты на восток (Геолого-геофизические,
1990; Tanahashi, 1994). Желоб имеет длину около
1600 км, ширину по изобате 5500 м в среднем
около 40 км и максимальную глубину 9174 м.
Желоб характеризуется очень сложным рельефом: он состоит из цепочки впадин глубиной до
7000-9000 м, разделенных перемычками глубиной
5500-6000 м.
В желобе исследованы осадки от среднего
эоцена до плейстоцена-голоцена (рис. 2). По
данным биостратиграфических исследований
выделяется четыре стратиграфических уровня:
средний-верхний эоцен, верхний миоцен - нижний
плиоцен, верхний плиоцен и плейстоцен – голоцен
(Геолого-геофизические…, 1990). Осадки представлены слабо литифицированными пелитами,
алевритами и псаммитами, содержащими примесь пирокластического материала, а также раковины фораминифер и наннопланктона.
Отсутствие олигоцен-среднемиоценовых
отложений в желобе, по-видимому, отражает
региональный перерыв осадконакопления в
Австрало-Новозеландском регионе, вызванный
тектонической активностью и изменением водной циркуляции (Геолого-геофизические…, 1990).
Айнынский террейн расположен в обрамлении
северной части Пенжинской губы (Охотское
море) на полуостровах Елистратова и Маметчинском. Террейн находится в зоне смыкания структур полуострова Камчатка и Азиатского континента. Сильно дислоцированные меловые осадочные и вулканогенно-осадочные образования
слагают систему чешуй и дуплексов и в целом интерпретируются как отложения аккреционной
призмы (Соколов, 2003). Отложения террейна
прослеживаются в виде отдельных разрозненных
выходов или непрерывных полос и расчленяются
на следующие структурно-вещественные комплексы (Тучкова и др., 2003а, 2003б).
Берриас-валанжинский комплекс сложен
разнозернистыми песчаниками, алевролитами,
конгломератами, гравелитами, микститами,
турбидитами и подводно-оползневыми горизонтами. Готеривский комплекс состоит из чередующихся горизонтов туфов, вулканомиктовых
конгломератов, гравелитов, песчаников и алевролитов. Встречаются отдельные пачки турбидитов.
Баррем-альбский комплекс представлен чередованием пачек турбидитов и алевролитов, а также
горизонтами туфов, туфобрекчий, вулканомиктовых песчаников и гравелитов. В альб-сантонском комплексе преобладают песчаники и
алевролиты, при подчиненной роли конгломератов и гравелитов, встречаются также горизонты
туфов, пласты угля и углистых алевролитов.
Киселевско-Маноминский террейн альб-сеноманской аккреционной призмы расположен в
Нижнем Приамурье, протягиваясь прерывистой
полосой шириной 20-40 км в северо-восточном
направлении вдоль левого и правого берегов
р. Амур на 700 км. Террейн образован пакетами
тектонических пластин, сложенных юрскими и
раннемеловыми кремнистыми и кремнистоглинистыми породами с телами базальтов и
известняков, а также раннемеловыми алевролитами, аргиллитами и турбидитами (Зябрев и
др., 2005; Маркевич и др., 1996, 1997) (рис. 2). Готерив-сеноманские вулканогенно-осадочные
островодужные образования обнаружены на
северо-восточном фланге террейна в районе оз.
Удыль (Удыльский фрагмент). Здесь тектонически совмещены структурно-вещественные
комплексы островных дуг, океана и окраины
континента. Это позволяет рассматривать террейн как сложную аккреционную призму с чешуйчато-надвиговой структурой. Все отложения
разделены на следующие комплексы (Маркевич
и др., 1996, 1997).
Кремнистый комплекс представляет собой
фрагмент океанического основания дуги. Он
сложен пелагическими радиоляриевыми яшмами
и кремнями, их глинистыми разностями, реже
щелочными базальтами и известняками. Вулканогенно-осадочный комплекс состоит из переслаивающихся туфов, тефроидов, вулканомиктовых песчаников, турбидитов, микститов,
туфосилицитов, глинистых и глинисто-кремнистых пород, редко базальтов. Граувакковый
комплекс сложен в основном песчаниками и глинистыми породами, содержащими горизонты
туфов и разнообразных гравитационных образований: микститов, турбидитов и контуритов.
Олюторский террейн расположен в южной
части Корякского нагорья, протягиваясь на
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
99
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
100
! /
! " ## !
$%
&
." #
! " ## !
(
'
! " ## !
-
% "%
# 8"##'!
"
*
)
*
*
)
7
#8
"
'
8
"
'
-
"
) "
"
"
*9
#
) "
) "
'
" #
8 # '"
'
"
"
!
$ ('
# "$
" #
'
&8
: '
$
( '
(
$ " #+
*
'
*9'
"9
'
Рис. 2. Сводные литолого-стратиграфические колонки вулканогенно-осадочных образований изученных объектов.
МАЛИНОВСКИЙ И ДР.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
*
&*
"
*
*
+
,
&*
! " ## !
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ТЯЖЕЛЫЕ ОБЛОМОЧНЫЕ МИНЕРАЛЫ ТЕРРИГЕННЫХ ПОРОД КАК ИНДИКАТОРЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК
восток-северо-восток вдоль побережья Берингова
моря на 500 км. Террейн входит в состав мезозойско-кайнозойского Сахалино-Камчатского
орогенного пояса и с севера отделен от Корякского орогенного пояса Ватынским надвигом
(Геология юга…, 1987). В геологическом разрезе
террейна совмещены крупные аллохтонные пластины (Чехович, 1993), сложенные раннемеловыми-неогеновыми комплексами, формировавшимися в различных фациальных обстановках и,
вероятно, на значительном удалении от современной позиции. Выделяются следующие комплексы (Геология юга…, 1987; Коваленко, 2003;
Малиновский, 1993; Маркевич и др., 1987; Соловьев, 1998, 2000) (рис. 2).
Вулканогенно-кремнистый комплекс состоит из
базальтов, гиалокластитов, лавобрекчий, яшм,
кремней и их глинистых разностей. Более редки
глинистые породы, песчаники и известняки.
Вулканогенно-осадочный комплекс сложен базальтами, лавобрекчиями, туфами, вулканомиктовыми песчаниками, алевролитами, кремнями, глинистыми и кремнисто-глинистыми
породами. Турбидитовый комплекс представлен
мощными пачками турбидитов, прерывающимися горизонтами алевролитов, песчаников,
гравелитов, туфов и микститов. Молассовый
комплекс состоит из песчаников, алевролитов,
гравелитов, конгломератов, глинистых пород,
туфов и углей.
Кемский террейн расположен в восточной
части хребта Сихотэ-Алинь, протягиваясь полосой шириной до 80 км вдоль побережья Японского моря на 850 км. Доступные для наблюдения
участки Кемского террейна обнажаются в эрозионных окнах среди вулканитов позднемелового
Восточно-Сихотэалинского пояса. В строении
террейна принимают участие баррем(?) - альбские образования, среди которых широко развиты турбидиты, горизонты алевролитов и микститов, а также пласты основных вулканитов и их
пирокластов (рис. 2). Эти образования рассматриваются как отложения задугового бассейна
раннемеловой Монероно-Самаргинской островодужной системы (Малиновский и др., 2002,
2005а, 2005б). Отложения террейна подразделяются на следующие структурно-вещественные
комплексы.
Нижнетурбидитовый комплекс сложен пачками турбидитов, прерывающимися горизонтами
алевролитов, песчаников, гравелитов и подводнооползневых образований. Грубообломочный комплекс состоит из мелкогалечных конгломератов,
гравелитов, песчаников, микститов, редких пачек
турбидитов, горизонтов подводнооползневых
образований и туфов, единичных потоков базальтов. Вулканогенный комплекс представлен, в
основном, базальтами, их туфами и тефроидами.
Редко встречаются вулканомиктовые песчаники,
пачки турбидитов, горизонты подводнооползневых образований и микститов. Верхнетурбидитовый комплекс состоит мощных пачек турбидитов, редких горизонтов песчаников, алевролитов, микститов и подводнооползневых образований.
АССОЦИАЦИИ ТЯЖЕЛЫХ ОБЛОМОЧНЫХ
МИНЕРАЛОВ
На рис. 3 показано соотношение тяжелых
обломочных минералов в осадках изученных
нами объектов. Средние данные сгруппированы
в соответствии с выделенными структурновещественными комплексами. Все тяжелые
минералы, с известной долей условности, можно
разделить на две минералогические ассоциации.
В первую, фемическую (вулканическую), входят
типичные представители островодужной вулканокластики: орто- и клинопироксены, роговая
обманка, хромит, магнетит, эпидот и оливин. Во
вторую, сиалическую (гранитно-метаморфическую), входят циркон, гранат, турмалин, апатит, сфен, рутил, анатаз, ильменит, лейкоксен,
флюорит, везувиан и корунд.
По «набору» основных минералов среднеэоценовые-голоценовые глубоководные осадки
желоба Вануату, который мы в дальнейшем
рассматриваем как эталонный островодужный
объект, характеризуются большой однородностью и постоянством (Геолого-геофизические…, 1990). Поскольку, благодаря своему положению, желоб все это время питался главным образом продуктами синседиментационного вулканизма и последующего размыва вулканической
дуги, это выразилось в резком преобладании (до
100% общего количества) минералов островодужной вулканокластики - клинопироксенов (3092%), ортопироксенов (2-43%), магнетита (1062%), роговой обманки (0.1-17%) и оливина (до
10%). Сиалические минералы представлены
только цирконом, сфеном, апатитом, рутилом,
ильменитом, лейкоксеном и корундом, которых
в сумме не более 2.5% от общего количества тяжелых минералов, что свидетельствует об отсутствии в регионе крупных источников сиалического материала.
В Айнынском террейне содержания тяжелых
минералов в различных комплексах существенно
различаются, что обусловлено влиянием различных источников сноса (Тучкова, 2003а, 2003б). В
берриас-валанжинском комплексе резко преобладают минералы гранитно-метаморфических
пород (от 70 до 100% всех тяжелых минералов) циркон (до 30%), гранат (до 25%), турмалин (до
24%), апатит (до 33%) и сфен (до 1.5%). Фемических минералов значительно меньше: это в
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
101
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МАЛИНОВСКИЙ И ДР.
4
5
6
7
3
3 7
6
7
3
3 7
./
2/
<#" *
#'!
*
# 8"##'!
" 6#" *
" #""
3/
1/
'!
"
"
"
'!
"
/
8
=<# +
./
#: +
2/
*
*
3/
# 8"##
'!
'!
" #""
#'!
"
'!
#'!
"
"
"
"
1/
/
./
" " # +
#: +
2/
*
*
*
3/
# 8"##
# 8"##
'!
'!
" #""
" #
" #
'!
*
# 8"##
*
'!
" #""
"
1/
"
"
/
./
& ' (
2/
!9
8 "#
3/
1/
#'!
"
"
/
./
2/
"
"
!
"
(
) ( "# #
3/
1/
#< #
!
"
!
"
!
"
"
/
./
,
*
2/
; :"#
" 6# !
:"# # <# !
" 6# !
:"#
"!
:"# 8
:"#
" #""
3/
1/
/
0
9
#
*
1 2
3
:"#
'
Рис. 3. Распределение тяжелых обломочных минералов в терригенных породах изученных объектов.
102
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ТЯЖЕЛЫЕ ОБЛОМОЧНЫЕ МИНЕРАЛЫ ТЕРРИГЕННЫХ ПОРОД КАК ИНДИКАТОРЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК
основном клинопироксен (до 10%), магнетит (до
9%), хромит (до 3%), роговая обманка (до 6%). В
готеривском и баррем-альбском комплексах состав
тяжелой фракции очень однообразен и представлен, главным образом, минералами фемической ассоциации – в отдельных пробах до 100%
всех тяжелых минералов. Среди них преобладает
клинопироксен (до 90%), меньше магнетита (до
40%), роговой обманки (до 23%), хромита (до
16%), ортопироксена (до 4%), эпидота (до 6%) и
оливина (до 2%). Содержание минералов сиалической ассоциации невысоко: циркона (до 7%),
граната (до 6%, в отдельных пробах до 16%) и
апатита (до 1.5%). В альб-сантонском комплексе
вновь резко увеличиваются содержания минералов сиалической ассоциации (до 75% всех минералов), чем он согласуется с образованиями
берриас-валанжинского комплекса. В основном,
преобладают циркон и гранат, содержания которых достигают 24%, меньше апатита (до 15%),
турмалина (до 11%) и сфена (до 4%). Вместе с тем,
в комплексе остается достаточно много минералов фемической ассоциации (в отдельных
пробах до 60% всей фракции), среди которых
наиболее обычны клинопироксен (до 31%),
магнетит (до 38%), хромит (до 10%), роговая
обманка (до 9%). Особо следует отметить высокие
содержания эпидота, содержания которого в
отдельных пробах достигает 63%.
В Удыльском фрагменте Киселевско-Маноминского террейна содержания тяжелых минералов в различных комплексах существенно
различаются (Маркевич и др., 1997, 2000; Нечаев
и др., 1996). В кремнистом комплексе преобладает
зеленый клинопироксен (до 79%). С ним ассоциируют другие типичные представители островодужной вулканокластики - ортопироксен (до
5%), роговая обманка (до 25%) и магнетит (до 2%).
Гораздо меньше обычных компонентов гранитно-метаморфических пород – циркона (до 9%),
граната (до 4%), сфена (до 10%) и апатита (до 5%).
Нижняя часть вулканогенно-осадочного комплекса
отличается наиболее примитивным «набором»
тяжелых минералов – она почти полностью сложена клинопироксеном (71-96%), магнетитом (до
36%), роговой обманкой (до 5%) и ортопироксеном (до 2%). В верхней же его части к этим вулканогенным минералам примешивается заметное
количество эпидота (до 43%), граната (до 23%),
хромита (до 16%), циркона (до 12%), апатита (до
6%), сфена (до 7%) и рутила (до 1%). В различных
частях грауваккового комплекса соотношения
между тяжелыми минералами значительно меняются. В одних случаях породы обогащены
пироксенами (до 56%), амфиболами (до 22%) и
эпидотом (до 12%) при низких содержаниях
хромита (до 7%), в других - в них высоки содержания хромита (50-94%), ассоциируют с пи-
роксеном (до 37%), и, наконец, в третьих относительно много циркона (до 40%), а также
граната (до 22%), сфена (до 11%) и апатита (до 7%).
В Олюторском террейне по тяжелым минералам выделяются две минералогические провинции (Малиновский и др., 1989; Малиновский,
1993). В Северной провинции преобладают минералы островодужной вулканокластики, вместе
составляющие до 90% всех тяжелых минералов.
Главная роль среди них принадлежит зеленому
клинопироксену (до 100%), меньше магнетита (до
55%), роговой обманки (до 30%) и ортопироксена
(до 7%). В Южной провинции роль фемической
островодужной ассоциации, по-прежнему, велика. В ней также доминирует клинопироксен,
хотя его существенно меньше (в среднем до 50%
и лишь в отдельных пробах до 80%). Довольно
высоки содержания магнетита (10-35%), хромита
(6-14%), а вот содержания роговой обманки и
ортопироксена снижаются до 3-5%. В то же время, в этой провинции значительно больше сиалических минералов - циркона (в среднем до
20%), апатита (до 15%), граната (до 10%), рутила
(до 5%), сфена (до 3%) и турмалина (до 3%). Кроме того, здесь встречаются турмалин, сфен, корунд, везувиан, анатаз, ортит, брукит, силлиманит, ставролит, андалузит, дистен и флюорит,
которых в Северной провинции нет.
В Кемском террейне содержания и пропорции
между отдельными минералами в изученных
комплексах значительно различаются (Малиновский и др., 2005а, 2005б). Минералов фемической ассоциации больше всего в отложениях
вулканогенного комплекса - до 99% всех тяжелых
минералов. В основном, преобладает клинопироксен (до 98%), меньше роговой обманки (до
44%), ортопироксена (до 16%), эпидота (до 11%)
и хромита (до 5%). В других комплексах террейна
минералов этой ассоциации значительно меньше – в сумме в среднем от 32 до 40%. Содержание
клинопироксена в них не превышает 60%, роговой обманки - 30%, ортопироксена - 5% и
эпидота - 7%. Основной же минералогической
ассоциацией этих комплексов является сиалическая (в среднем до 70% всех минералов), куда
входят доминирующий циркон (до 96% в отдельных пробах), гранат (до 70%), апатит (до 7%), турмалин (до 19%), рутил (до 4%), сфен (до 3%), а
также везувиан, анатаз и корунд, в сумме достигающие 3%.
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
Полученные минералогические данные интерпретировались на основе актуалистического
подхода и результатов изучения современных
осадков (Нечаев, Деркачев, 1989; Nechaev, 1991;
Nechaev, Isphording, 1993; Nechaev, Derkachev,
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
103
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МАЛИНОВСКИЙ И ДР.
1995; и др.). В.П. Нечаев выделил ряд минераловиндикаторов, различные соотношения между
которыми дают возможность распознавать материал различного происхождения.
Наличие либо отсутствие, а также взаимодействие континентальной и океанической земной
коры в регионе надежно определяется показателем MF-MT-GM (рис. 4), где MF – типичные
фемические минералы вулканических пород
(клино- и ортопироксены, оливин и буро-зеленая
роговая обманка), MT – характерные минералы
зеленых сланцев и амфиболитов (эпидот, гранат,
бледно-окрашенные амфиболы), GM – продукты
разрушения гранитно-метаморфических комплексов (циркон, турмалин, ставролит, андалу-
:;
*
*
" +
+
./
&
? &'
+
&
>
2/
3/
9
1/
:<
'
&
1/
3/
2/
"
ECD
! "
./
=:
"!#
" "
& ' (
#
#
! " "!#>
! 9 8 "#
! " "!#>
#: ?
" " # +>
=<# +
)!#'#
! " "!#
,"
./
#*
*
2
&
2
2/
&
*
F
3/
*
2
F
&
1/
*
F
@A
104
зит, дистен, силлиманит и другие более редкие
минералы).
Индикатором, позволяющим различать
тектонические обстановки на конвергентных
окраинах плит, включающие островные дуги,
активные континентальные окраины и глубоководные впадины внутри океана и окраинных морей, является соотношение Cpx-Opx-Hb, где главная роль принадлежит роговой обманке (рис. 4).
Анализ ассоциаций тяжелых минералов из
терригенных пород изученных регионов на диaграммах MF-MT-GM и Cpx-Hb-Opx позволил
нам получить следующие результаты.
В осадках глубоководного желоба Вануату
преобладают обычные фемические минералы
вулканических пород (компонент MF на диаграмме MF-MT-GM), к которым примешивается
крайне незначительное количество континентального сиалического материала. Положение
точек на диаграммах (рис. 4) свидетельствует о
накоплении осадков под прямым влиянием энсиматической вулканической островной дуги
Вануату (Hanus, Vanek, 1983). При этом, низкие
содержания ортопироксена и роговой обманки
(диаграмма Cpx-Hb-Opx) свидетельствует об
острых углах конвергенции плит.
Тип вулканического источника питания
можно определить по химическому составу некоторых тяжелых обломочных минералов: ортои клинопироксенов, роговой обманки, хромита
и граната, из которых наиболее информативен
клинопироксен. По составу клинопироксены из
осадков желоба Вануату соответствуют диопсиду,
авгиту и, в меньшей степени, салиту (рис. 5, А).
Их происхождение определяется на диаграммах,
позволяющих с вероятностью более 80% различать пироксены базальтов из различных геодинамических обстановок. На диаграмме Е. Нисбета и Дж. Пирса (Nisbet, Pearce, 1987) (рис. 5, Б)
большинство клинопироксенов соответствуют клинопироксенам базальтов островных вулканических дуг и, частично, клинопироксенам
базальтов океанического дна, вероятно входящих в состав основания островной дуги. На
диаграмме 1, предложенной Дж. Летерье с
соавторами (Leterrier и др., 1982) (рис. 6), все
клинопироксены группируются вблизи линии, разграничивающей клинопироксены из
1/
3/
2/
2
./
*
F
BCD
Рис. 4. Сравнение соотношения тяжелых обломочных
минералов из песчано-алевритовых пород изученных
объектов и из современных осадков различных геодинамических обстановок, по (Нечаев и др., 1996; Nechaev, Isphording, 1993). Суммы содержаний: MF –оливина, орто- и клинопироксенов, зеленой роговой обманки; MT – эпидота, граната, сине-зеленых амфиболов; GM – циркона, турмалина, ставролита, дистена,
силлиманита и андалузита. Opx – ортопироксен, Hb –
роговая обманка, Cpx – клинопироксен.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ТЯЖЕЛЫЕ ОБЛОМОЧНЫЕ МИНЕРАЛЫ ТЕРРИГЕННЫХ ПОРОД КАК ИНДИКАТОРЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК
BL
INRH
U
;I
- V
&
+
INGH
GH
- V
&
+
INPH
*
IH
&F
INOH
9 )
2
:J
-
V
IH
"
" "
& ' (
!9
! "
INQH
MNHH
;K
GH
#
#
8 "#
"
! "
#
! "
"!#>
>
$
"!#>
"!#
HNSH
HNTH
HNQH
;M
"#' $?
(
)!#'#
! "
,"
#* *
"!#
Рис. 5. А – диаграмма составов обломочных клинопироксенов; Б – дискриминационная диаграмма
для клинопироксенов из базальтов различных тектонических обстановок, по (Nisbet, Pearce, 1977).
F 1=-0.012xSiO2-0.0807xTiO2+0.0026xAl2O3-0.0012xFeO-0.0026xMnO+ 0.0087xMgO-0.0128xCaO0.0419xNa2O; F2 =-0.0496xSiO2-0.0818xTiO2-0.02126xAl2O3-0.0041xFeO-0.1435xMnO-0.0029xMgO0.0085xCaO+0.0160xNa2O.
щелочных внутриплитных базальтов от всех
других нещелочных базальтов. Многие из них
формально принадлежат щелочным базальтам, но
довольно низкие содержания титана и натрия не
позволяют уверенно относить их к этой группе
пород. На диаграмме 2, разделяющей нещелочные базальты на базальты MORB и известково-щелочные и толеитовые базальты островных дуг, все клинопироксены островодужные.
Наконец, на диаграмме 3, разграничивающей
островодужные клинопироксены на известковощелочные и толеитовые, видно, что источником
исследуемых пироксенов были как известковощелочные, так и толеитовые базальты дуги. Островодужный характер роговых обманок демонстрируется на диаграмме 10Ti-Al-Fe (Nechaev,
1991) (рис. 7, Б), где они, благодаря низким суммарным содержаниям хрома и титана, близки
амфиболам из основных и средних вулканитов
островных дуг.
Таким образом, основным источником тяжелых обломочных минералов среднеэоценовыхголоценовых осадков глубоководного желоба
Вануату были известково-щелочные и толеито-
вые базальты одноименной эпиокеанической
островной дуги. Осадки накапливались, очевидно, вне зоны какого либо заметного влияния континентального источника сноса, что выразилось
в крайне незначительном содержании в них сиалических минералов.
Особенности состава минеральных ассоциаций из терригенных пород Айнынского террейна
указывают на их формирование за счет различных
источников питания.
Преобладание в берриас-валанжинском и
альб-сантонском комплексах сиалической ассоциации тяжелых минералов (компоненты GM и
MT на диаграмме MF-MT-GM, рис. 4), среди
которых главенствует циркон, гранат, турмалин,
апатит и эпидот, показывает, что их источником
были размывавшиеся гранитно-метаморфические породы зрелой континентальной окраины.
Господство в готеривском и баррем-альбском
комплексах фемической ассоциации тяжелых
минералов, а также положение точек на диаграммах MF-MT-GM и Сpx-Hb-Opx свидетельствует,
что их источником были размывавшиеся вулканиты энсиматической островной дуги, сопря-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
105
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МАЛИНОВСКИЙ И ДР.
Рис. 6. Дискриминационные диаграммы для клинопироксенов из базальтов различных тектонических
обстановок, по (Leterrier и др., 1985). Поля составов
клинопироксенов из различных базальтов показаны
соответственно сплошной и пунктирной линиями.
Элементы даны в формульных единицах. Условные
обозначения см. на рис. 5.
женной с острым углом схождения плит, на что
указывают низкие содержания ортопироксена и
роговой обманки. Островодужная природа источника питания хорошо подтверждается микрохимическим составом обломочных клинопироксенов, а также их близостью составу клинопироксенов из осадков энсиматической островной дуги Вануату (рис. 5, 6). В альб-сантонском
комплексе содержания минералов фемической
ассоциации заметно уменьшаются, а соотношение Сpx-Hb-Opx соответствует энсиалической
вулканической островной дуге или, в нашем случае, Охотско-Чукотскому вулканическому поясу.
Таким образом, эволюция состава и количественных соотношений тяжелых минералов
Айнынского террейна свидетельствует о переменном влиянии трех главных источников питания, обусловленном структурной перестройкой
в регионе. В берриасе-валанжине это были гранитно-метаморфические комплексы зрелой континентальной окраины. Влияние островодужного
источника было крайне незначительным. Начиная с готерива, в результате резкого усиления
вулканической активности позднеюрско-раннемеловой Удско-Мургальской островной дуги
(Тучкова, 2003а, 2003б; Соколов, 1999), доминирующим источником стала размывавшаяся островодужная вулканокластика и продукты син106
седиментационного вулканизма. Осадочный
материал накапливался на примыкавшем к дуге
склоне преддугового бассейна. В дальнейшем, с
конца альба, источником вулканокластики стал
разрушавшийся Охотско-Чукотский вулканический пояс (Тучкова, 2003а, 2003б). В это же время в седиментационный бассейн вновь стали
поступать, и в довольно значительном количестве, продукты размыва гранитно-метаморфических пород зрелой континентальной окраины.
Анализ ассоциаций тяжелых минералов из
Удыльского фрагмента Киселевско-Маноминского
террейна позволяет предполагать несколько
источников питания.
Преобладание в кремнистом и вулканогенноосадочном комплексах примитивной ассоциации
тяжелых минералов (компонент MF на диаграмме
MF-MT-GM, рис. 4), среди которых главенствует
клинопироксен, характерно для островодужной
вулканокластики на конвергентных окраинах с
острыми углами схождения плит (диаграмма CpxHb-Opx) и указывает на прямое влияние энсиматической дуги типа Идзу-Бонинской (Маркевич и др., 1997; Нечаев и др., 1996; Nechaev,
Derkachev, 1995). При этом, сочетание компонентов MF-MT-GM в кремнистом комплексе
наиболее характерно для глубоководных впадин
окраинных морей Тихого океана, где основной
источник обломочного вещества – островодужная вулканокластика, к которой примешивался материал с континентальной окраины.
Вулканогенно-осадочный комплекс рассматривается как кластический шлейф дуги – фрагмент
задугового (тылового) прогиба, располагавшегося
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ТЯЖЕЛЫЕ ОБЛОМОЧНЫЕ МИНЕРАЛЫ ТЕРРИГЕННЫХ ПОРОД КАК ИНДИКАТОРЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК
;K
RNP
0
RNH
U
* V
? V
TH
' *
<WEI> 4
INP
OH
INH
MNP
&
V
*
GH
MNH
IH
:Eab
HNP
'
V
`
H
H
HNHP
R\
;K
HNM
HNMP
R\
HNI
R\
X Y;K Z$B[\]^\;K (_
+
IH
]^
:c
+
"
+
GH
! "
OH
TH
MH<W
"!#
" "
& ' (
TH
#
#
! " "!#>
! 9 8 "#
! " "!#>
#: ?
" " # +>
=<# +
IH
,"
OH
GH
V
' V
+
OH
GH
+
TH
' F 1
1
OH
1
GH
2
V
:J
' *
' F 1
'
IH
#* *
' F 1
1
IH
TH
Рис. 7. A – дискриминационная диаграмма состава
обломочных хромитов из терригенных пород и базальтов различных тектонических обстановок, по (Arai,
1992). Б – диаграмма состава обломочных амфиболов
и их вероятных вулканических источников, по (Nechaev, 1991); В – диаграмма состава гранатов из различных метаморфических пород и гранитоидов, по
(Teraoka, 2003).
BL
в непосредственной близости к дуге. Присутствие
в верхней части комплекса заметного количества
сиалических минералов свидетельствует, что на
этом отрезке времени дуга находилась достаточно
близко к континентальной окраине.
В граувакковом комплексе соотношения MFMT-GM и Cpx-Hb-Opx (рис. 4) соответствуют
энсиалической вулканической дуге и (или) активной континентальной окраине при малых
углах конвергенции плит, на что указывают низкие содержания ортопироксена. Анализ составов
клинопироксенов и хромитов свидетельствует о
преимущественно островодужной природе терригенного материала (рис. 5; 6; 7, А). Вместе с тем,
часть хромитов происходит из офиолитов океанической земной коры, вероятно, входивших в
состав аккреционной призмы энсиалической
дуги. Присутствие, иногда в значительных ко-
личествах, в отложениях комплекса минералов
сиалической ассоциации свидетельствует о заметном влиянии на его формирование сиалического (континентального) источника. Обломочные гранаты этого источника (рис. 7, B) по
составу относятся к альмандину и происходят,
скорее всего, из размывавшихся метаморфических пород амфиболитовой и даже эклогитовой
фаций, хотя кислые интрузивные породы также
не исключаются (Teraoka, 2003).
Таким образом, область питания Удыльского
фрагмента Киселевско-Маноминского террейна
была гетерогенной. Вероятно, это была формирующаяся аккреционная призма, в состав которой входили породы океанического, континентального и островодужного происхождения.
В Олюторском террейне господствует фемическая ассоциация тяжелых минералов (компо-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
107
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МАЛИНОВСКИЙ И ДР.
нент MF на рис. 4), роль которой особенно велика
в Северной провинции. Положение точек на диаграммах MF-MT-GM и Сpx-Hb-Opx свидетельствует, что отложения накапливались под прямым влиянием энсиматической островной дуги,
сопряженной с острым углом схождения плит
(низкие содержания ортопироксена и роговой
обманки). При этом, вулканогенно-кремнистый
комплекс, вероятно, накопился в обстановке,
соответствующей глубоководным впадинам
окраинных морей Тихого океана, где основным
источником обломочного вещества была островодужная вулканокластика. Островодужная
природа этого источника хорошо подтверждается
микрохимическим составом обломочных клинопироксенов, роговых обманок и хромитов, а
также их близостью составу тяжелых минералов
из осадков желоба Вануату, источником которых
была, как показано выше, энсиматическая островная дуга (рис. 5; 6; 7, А, Б). Присутствие среди
тяжелых минералов всех комплексов Южной
провинции довольно значительного количества
минералов сиалической ассоциации (компонент
GM) позволяет предполагать также существование и сиалического (континентального) источника обломочного материала, оказывавшего
на седиментацию постоянное влияние. Обломочные гранаты этого источника по составу относятся к альмандину (Al 2O 3 – 19.49-22.36%,
FeO+Fe2O3 – 22.10-37.27%) и соответствуют амфиболитовой, гранулитовой и даже эклогитовой
фациям метаморфизма (рис. 7, В), что свидетельствует о значительных глубинах и температуре их образования. Этим источником могли
быть блоки зрелой континентальной земной корой, в строении которых участвовали глубоко метаморфизованные породы и, вероятно, гранитоиды.
Таким образом, «набор» и количественные
соотношения тяжелых обломочных минералов, а
также их микрохимический состав указывают на
два типа источников питания бассейнов Олюторского террейна. Доминирующим источником,
поставлявшим материал в бассейны обеих провинций террейна, была разрушавшаяся мелпалеогеновая Ачайваямская энсиматическая
островная вулканическая дуга (Шапиро, 1995) и
продукты синседиментационного вулканизма.
Одновременно с этим источником существовал
и другой – внебассейновый, сиалический, игравший значительно меньшую роль, но при этом
оказывавший заметное влияние на седиментацию в Южной провинции. Судя по большому
разнообразию в тяжелой фракции этой провинции типичных гранитно-метаморфических минералов, источником их были блоки континентальной коры, располагавшиеся к югу от Олюторского террейна на месте современного Берингова моря.
108
В терригенных отложениях Кемского террейна сосуществуют две ассоциации тяжелых
минералов – вулканическая и сиалическая.
Анализ этих ассоциаций на диаграммах MF-MTGM и Cpx-Hb-Opx (рис. 4) показывает, что их
источником могла быть энсиалическая дуга и
(или) активная континентальная окраина при
малом угле конвергенции плит, на что указывают
низкие содержания ортопироксена и роговой
обманки. Островодужный характер источника
устанавливается микрохимическим составом
обломочных клинопироксенов, хромитов и
роговых обманок (рис. 5; 6; 7, А, Б). В частности,
клинопироксены, образующие на всех диаграммах единое поле, полностью соответствуют клинопироксенам из кемских базальтов, относящихся к высококалиевой известково-щелочной
серии, характерной для тыловых частей островных дуг (Симаненко и др., 2004). Источником
минералов сиалической ассоциации, вероятно,
был размывавшийся фундамент островной дуги,
образованный выдвинутым в сторону океана
фрагментом континентальной коры. Судя по
микрохимическому составу обломочных гранатов
(рис. 7, В), относящихся, главным образом, к альмандину и лишь изредка содержащих гроссуляровый либо спессартитовый компонент, в его
строении участвовали метаморфические породы
гранулитовой и амфиболитовой фаций, а также
кислые интрузивные породы.
Таким образом, особенности состава и количественные соотношения тяжелых минералов
Кемского террейна показывают, что источником
обломочного материала была раннемеловая энсиалическая Монероно-Самаргинская островная
дуга (Малиновский и др., 2002, 2005а, 2005б),
поставлявшая в ее тыловодужный бассейн две
контрастные ассоциации тяжелых минералов.
Фемическая (вулканическая) ассоциация формировалась за счет островодужной вулканокластики и продуктов синседиментационного
вулканизма, а сиалическая - результат разрушения метаморфических и кислых интрузивных
пород, слагавших фундамент дуги.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Рассмотрены ассоциации и микрохимический состав тяжелых обломочных минералов из
различных мел-палеогеновых терригенных комплексов Сихотэ-Алиня и Камчатки, а также из
кайнозойских осадков глубоководного желоба
Вануату. Полученные результаты позволили показать надежность использованного метода для
палеогеодинамических реконструкций.
Все тяжелые минералы изученных объектов
разделяются на две минералогические ассоциации: фемическую (вулканическую), куда входят
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ТЯЖЕЛЫЕ ОБЛОМОЧНЫЕ МИНЕРАЛЫ ТЕРРИГЕННЫХ ПОРОД КАК ИНДИКАТОРЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК
типичные представители островодужной вулканокластики, и сиалическую, являющуюся продуктом размыва гранитно-метаморфических
комплексов. Анализ ассоциаций тяжелых минералов и их микрохимического состава позволил
установить следующие особенности.
В осадках глубоководного желоба Вануату
резко преобладает фемическая (вулканическая)
ассоциация, источником которой были продукты
синседиментационного вулканизма и размывавшиеся известково-щелочные и толеитовые базальты эпиокеанической островной дуги Вануату.
Каких-либо крупных источников сиалического
материала в регионе не было.
В Айнынском террейне на осадконакопление
переменное влияние оказывали три главных источника питания. Основными источниками
обломочного материала были размывавшиеся
вулканические комплексы Удско-Мургальской
островной дуги, действовавшей на раннемеловом
этапе развития региона, и сменившего ее в позднем альбе Охотско-Чукотского вулканического
пояса. Кроме того, в берриас-валанжинское и
позднеальбское-сантонское время на седиментацию доминирующее влияние оказывали продукты разрушения гранитно-метаморфических
комплексов зрелой континентальной окраины.
Для Удыльского фрагмента КиселевскоМаноминского террейна устанавливается гетерогенная область питания. Основным источником обломочного вещества в валанжин-барремское время была вулканокластика, поступавшая
с энсиматической островной дуги, к которой
примешивалось некоторое количество терригенного материала с континентальной окраины.
В апте-сеномане источником вещества была
энсиалическая вулканическая дуга и входившие
в состав ее аккреционной призмы и фундамента
островодужные, континентальные и офиолитовые комплексы.
В Олюторском террейне выделяются две
минералогические провинции, которые питались
из контрастных источников. Доминирующим
источником, поставлявшим обломочный материал в бассейны обеих провинции, была разрушавшаяся мел-палеогеновая энсиматическая
Ачайваямская островная дуга, а также продукты
синседиментационного вулканизма. Одновременно с ним существовал и другой внебассейновый сиалический источник, оказывавший
значительно меньшее, но заметное влияние на
седиментацию в Южной провинции. Этим источником были блоки континентальной коры,
располагавшиеся к югу от Олюторского террейна
на месте современного Берингова моря.
В отложениях Кемского террейна сосуществуют две ассоциации тяжелых минералов – вулканическая и сиалическая. Источником обло-
мочного материала были: раннемеловая энсиалическая Монероно-Самаргинская островная
дуга, поставлявшая в ее тыловодужный бассейн
вулканокластику и продукты синседиментационного вулканизма, а также размывавшийся фундамент этой дуги, образованный выдвинутым в сторону океана фрагментом континентальной коры.
Таким образом, определенный «набор» тяжелых обломочных минералов в осадочных породах, количественные соотношения между ними
и микрохимический состав некоторых минералов
служат надежными индикаторами различных
геодинамических обстановок и присущих им
магматических процессов, а также являются
достаточно надежным критерием их идентификации в палеобассейнах орогенных областей.
Кроме того, следует отметить, что Западная
Палеопацифика в мел-палеогеновое время изобиловала, возможно, даже в большей степени, чем
в настоящее время, сложно построенными энсиматическими и энсиалическими дугами, микроконтинентами и океаническими поднятиями, что
указывает на сложный характер конвергентной
границы литосферных плит, существовавшей на
восточной окраине Азии.
Авторы признательны сотрудникам ДВГИ
ДВО РАН В.И. Тихоновой, П.Д. Гасановой,
Н.И. Екимовой и И.В. Смирновой, а также
Г.В. Карпову (ГИН РАН) за пробоподготовку,
минералогические и микрозондовые анализы,
выполненные ими на высоком профессиональном уровне.
Исследования проведены при финансовой
поддержке РФФИ (грант № 06-05-96081-р_
восток_а) и ДВО РАН (грант № 06-III-А-08-317).
Список литературы
Батурин В.П. Петрографический анализ геологического прошлого по терригенным компонентам. М.: Изд-во АН СССР, 1947. 339 с.
Геолого-геофизические исследования в Новогебридском регионе / Отв. ред. Б.И. Васильев. Владивосток: Изд-во ДВО АН СССР, 1990. 267 с.
Геология юга Корякского нагорья / Отв. ред. С.М.
Тильман. М.: Наука, 1987. 167 с.
Зябрев С.В., Мартынюк М.В., Шевелев Е.К. Югозападный фрагмент Киселевско-Маноминского аккреционного комплекса, СихотэАлинь: стратиграфия, субдукционная аккреция и постаккреционные смещения // Тихоокеан. геология. 2005. Т. 24, № 1. С. 45-58.
Коваленко Д.В. Палеомагнетизм геологических
комплексов Камчатки и южной Корякии.
Тектоническая и геофизическая интерпретация. М.: Научный мир, 2003. 256 с.
Малиновский А.И. Кайнозойская моласса юга
Корякского нагорья. Владивосток: Дальнаука, 1993. 228 с.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
109
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МАЛИНОВСКИЙ И ДР.
Малиновский А.И., Голозубов В.В., Симаненко В.П.
Состав и обстановки накопления нижнемеловых терригенных пород бассейна р. Кемы
(Восточный Сихотэ-Алинь) // Литология и
полез. ископаемые. 2005а. Т. 40. № 5. С. 495-514.
Малиновский А.И., Голозубов В.В., Симаненко В.П.,
Митрохин А.Н. Кемский террейн (Восточный
Сихотэ-Алинь) – фрагмент раннемеловой
островодужной системы восточной окраины Азии // Тихоокеан. геология. 2005б. Т. 24.
№ 6. С. 38-59.
Малиновский А.И., Тихонова В. И., Трушкова Н.В.
О двух типах источников сноса при формировании Олюторского прогиба Восточной
Камчатки // Тихоокеан. геология. 1989. № 3.
С. 82-88.
Малиновский А.И., Филиппов А.Н., Голозубов В.В. и др.
Нижнемеловые отложения бассейна р. Кема
(Восточный Сихотэ-Алинь): осадочное выполнение задугового бассейна // Тихоокеан.
геология. 2002. Т. 21, № 1. С. 52-66.
Маркевич П.В., Зябрев С.В., Филиппов А.Н.,
Малиновский А.И. Восточный фланг Киселевско-Маноминского террейна: фрагмент
островной дуги в аккреционной призме
(Северный Сихотэ-Алинь) // Тихоокеан.
геология. 1996. Т. 15. № 2. С. 70-98.
Маркевич П.В., Коновалов В.П., Малиновский А.И.,
Филиппов А.Н. Нижнемеловые отложения
Сихотэ-Алиня. Владивосток: Дальнаука,
2000. 283 с.
Маркевич П.В., Филиппов А.Н., Малиновский А.И.
и др. Геосинклинальный литогенез на границе
континент-океан. М.: Наука, 1987. 177 с.
Маркевич П.В., Филиппов А.Н., Малиновский А.И.
и др. Меловые вулканогенно-осадочные образования Нижнего Приамурья. Владивосток: Дальнаука, 1997. 300 с.
Маркевич П.В., Чудаев О.В. Состав песчаников
флиша Сихотэ-Алиня и Камчатки и палеотектонические условия его образования //
ДАН СССР. 1979. Т. 246. № 2. С. 428-431.
Нечаев В.П., Деркачев А.Н. Особенности осадконакопления // Тихоокеанская окраина Азии.
Геология. М.: Наука. 1989. С. 50-66.
Нечаев В.П., Маркевич П.В., Малиновский А.И. и др.
Геодинамические обстановки накопления
меловых отложений Нижнего Приамурья по
ассоциациям тяжелых минералов // Тихоокеан. геология. 1996. Т. 15. № 3. С. 14-24.
Симаненко В.П., Малиновский А.И., Голозубов В.В.
Раннемеловые базальты Кемского террейна –
фрагмента Монероно-Самаргинской островодужной системы // Тихоокеан. геология.
2004. Т. 23. № 2. С. 30-51.
Соколов С.Д. Аккреционная структура Пенжинского хребта (Северо-Восток России) //
Геотектоника. 2003. №. 5. С. 3-10.
110
Соколов С.Д., Бондаренко Г.Е., Морозов О.Л.,
Григорьев В.Н. Зона перехода Азиатский
континент - Северо-Западная Пацифика в
позднeюрское-раннемеловое время // Теоретические и региональные проблемы геодинамики. М.: Наука. 1999. Вып. 515. С. 30-84.
Соловьев А.В., Палечек Т.Н., Леднева Г.В. Кампанмаастрихтские отложения фронтальной части
Олюторской зоны (юг Корякского нагорья) //
Стратиграфия. Геологическая корреляция.
2000. Т. 8. № 2. С. 88-96.
Соловьев А.В., Палечек Т.Н., Палечек Р.М. Тектоностратиграфия северной части Олюторской зоны (Корякское нагорье, район бухты
Анастасии) // Стратиграфия. Геологическая
корреляция. 1998. Т. 6. № 4. С. 92-105.
Тучкова М.И., Крылов К.А., Григорьев В.Н.,
Маркевич П.В. Особенности раннемеловой
терригенной седиментации в Пенжинском
преддуговом бассейне // Тихоокеан. геология. 2003а. Т. 22. № 3. С. 93-106.
Тучкова М.И., Маркевич П.В., Крылов К.А. и др.
Минералого-петрографический состав и
геодинамические условия накопления меловых отложений Пенжинской губы // Литология и полезные ископаемые. 2003б. Т. 38.
№ 3. С. 197-208.
Чехович В.Д. Тектоника и геодинамика складчатого обрамления малых океанических бассейнов. М.: Наука, 1993. 272 с.
Шапиро М.Н. Верхнемеловая Ачайваям-Валагинская вулканическая дуга и кинематика
плит в Северной части Тихого океана // Геотектоника. 1995. № 1. С. 52-64.
Arai S. Chemistry of chromian spinel in volcanic rocks
as a potential guide to magma chemistry // Mineralogical Magazine. 1992. Vol. 56. P. 173-184.
Hanus V., Vanek J. Deep structure of the Vanuatu
(New Hebrides) island arc: intermediate depth
collision of subducted lithospheric plates // New
Zealand J. of Geol. аnd Geophys. 1983. Vol. 26.
P. 133-154.
Leterrier J., Maury R.C., Thonon P. Clinopyroxene
composition as a method of identification of the
magmatic affinities of paleo-volcanic series //
Earth and Planetary Sci. Lett. 1982. Vol. 59. P.
139-154.
Morton A.C., Hallsworth C. Identifying provenancespecific features of detrital heavy mineral
assemblages in sandstones // Sediment. Geology.
1994, Vol. 90. № 3/4. P. 241-256.
Nechaev V.P. Evolution of the Philippine and Japan
Seas from the clastic sediment record // Marine
Geology. 1991. Vol. 97. P. 167-190.
Nechaev V.P., Derkachev A.N. Heavy Mineral
Assemblages in Quaternary Sediments of the
Philippine Sea as Indicators of Subduction /
Collision-Related Tectonics. In: Tokuyama H.,
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ТЯЖЕЛЫЕ ОБЛОМОЧНЫЕ МИНЕРАЛЫ ТЕРРИГЕННЫХ ПОРОД КАК ИНДИКАТОРЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК
Shcheka S.A. (Eds.) Geology and Geophysics of
the Philippine Sea Floor. Terra Sci. Publish. Co.
Tokyo. 1995. P. 215-233.
Nechaev V.P., Isphording W.C. Heavy-mineral
assemblages of continental margins as indicators
of plate tectonic environments // J. Sed. Petrol.
1993. Vol. 63. № 6. P. 1110-1117.
Nisbet E.G., Pearce J.A. Clinopyroxene composition
in mafic lavas from different tectonic settings //
Contrib. Mineral. Petrol. 1977. Vol. 63. P. 149-160.
Tanahashi M. Tectonics of the spreading center in the
North Fiji Basin // Bull. Geol. Surv. Japan. 1994.
Vol. 45. № 4. P. 173-234.
Teraoka Y. Detrital garnets from Paleozoic to Tertiary
sandstones in Southwest Japan // Bull. Geol.
Surv. Japan. 2003. Vol. 54. № 5-6. P. 171-192.
CLASTIC HEAVY MINERALS IN TERRIGENOUS ROCKS AS INDICATORS
OF GEODYNAMIC ENVIRONMENTS IN PALEOBASINS
OF THE EAST ASIA OROGENIC BELTS
A.I. Malinovsky1, P.V. Markevich1 , M.I. Tuchkova2
1
Far Eastern Geological Institute, FEBRAS, Vladivostok, 690022
2
Geological Institute RAS, Moscow, 109017
In the paper the results of the study of the clastic heavy minerals from the structurally contrasting
Cretaceous-Paleogene terrigenous assemblages of Sikhote-Alin and Kamchatka, as well as the
Cenozoic sediments of the deep-water through Vanuatu, have been generalized. The data obtained
have been interpreted on the base of their comparison with heavy mineral associations of the
recent sediments, deposited in well-known geodynamic settings. It is shown that clastic heavy
minerals of the sedimentary rocks, their relationship and the chemical composition of some
minerals may serve as reliable indicators of different geodynamic environments and the related
magmatic processes; moreover, they are useful for their identification within paleobasins of
orogenic areas.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
111
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
УДК 550.832.9:556.34.042
ОЦЕНКА ИНЕРЦИОННОГО ЭФФЕКТА ВОДООБМЕНА МЕЖДУ СКВАЖИНОЙ И
РЕЗЕРВУАРОМ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
© 2006 С. В. Болдина, Г. Н. Копылова
Камчатский филиал Геофизической службы РАН, г. Петропавловск-Камчатский, 683006;
e-mail: boldina@mail.iks.ru; gala@emsd.iks.ru,
На основе теоретической модели изменений уровня воды в скважине при периодических вариациях
порового давления, учитывающей параметры резервуара и геометрические размеры скважины,
оценивается инерционный эффект водообмена для двух скважин, расположенных в сейсмоактивных районах Камчатки и Хабаровского края. Показано удовлетворительное соответствие результатов теоретического моделирования с экспериментальными данными по барометрическому
и приливному отклику уровней воды в скважинах.
ВВЕДЕНИЕ
Изменение коровой деформации под влиянием земных приливов и сейсмотектонических
процессов может вызывать вариации давления
подземных вод, которые проявляются в изменениях уровней воды в пьезометрических скважинах. Отсюда следует возможность использования вариаций уровня воды для контроля
коровой деформации водовмещающих пород.
Вместе с тем, определенные сложности выделения сигналов коровой деформации из вариаций уровня воды возникают из-за искажения
отклика порового давления за счет водообмена
между скважиной и контролируемым резервуаром подземных вод. При проведении гидрогеодинамического мониторинга в целях оценки
сейсмотектонической деформации необходимо
учитывать эффект инерционности водообмена
для каждой наблюдательной скважины.
При развитии приливных и медленных
сейсмотектонических деформаций течением
воды в совершенно изолированных резервуарах
подземных вод можно пренебречь, так как
большой пространственный радиус действия
таких деформаций предполагает отсутствие
горизонтальных градиентов порового давления.
Кроме этого, при совершенной изоляции резервуара слабопроницаемыми породами вертикальное течение подземных вод также можно
исключить. В этом случае для любого периодического (сейсмического, приливного) возму-
112
щения порового давления с амплитудой p0, на
достаточно длинных периодах, таких, чтобы
временем, необходимым для течения воды в ствол
и из ствола скважины, можно было пренебречь,
уровень воды в скважине x0 отслеживает напор в
резервуаре h0 как
x0=p0/rg= h0,
(1)
где r - плотность жидкости, и g - гравитационное
ускорение.
Если рассматривать ситуацию с периодически изменяющимся поровым давлением в
резервуаре, то на достаточно коротких периодах
колебаний давления существенным является
время, необходимое для течения жидкости в ствол
и из ствола скважины. На таких периодах пиковое
изменение уровня воды будет меньше, чем по (1),
и будет запаздывать по отношению к пику напора
в резервуаре h0. Соотношение между уровнем
воды в скважине и напором в резервуаре выражается через понижение напора s (рис. 1). В этом
случае амплитудное соотношение (соотношение
между амплитудой изменений уровня воды в
скважине и амплитудой изменения гидростатического напора в резервуаре) определяется как
(Cooper et al., 1965; Hsieh et al.; 1987; Roeloffs, 1988)
A = x0/h0,
а фазовый сдвиг определяется как
h = arg(x0/h0).
(2)
(3)
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОЦЕНКА ИНЕРЦИОННОГО ЭФФЕКТА ВОДООБМЕНА МЕЖДУ СКВАЖИНОЙ И РЕЗЕРВУАРОМ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Рис. 1. Схема формирования отклика уровня воды в
скважине на гармонические вариации порового
давления в изолированном резервуаре: r – горизонтальное расстояние от центра скважины; rW- радиус
скважины в области ее связи с резервуаром; rC - радиус
скважины в области, где происходят колебания уровня
воды; h - изменение гидростатического напора в резервуаре; s – понижение напора в резервуаре (положительное направление вниз); x - изменение уровня воды.
Определение зависимости параметров A и h
от периода вариаций порового давления с учетом
свойств водовмещающих пород и геометрии
скважины характеризует степень инерционности
водообмена между скважиной и резервуаром
подземных вод.
В (Шестаков, 1973; Основы…, 1983) представлено дифференциальное уравнение развития
воронки депрессии при понижении уровня воды
в скважине в условиях плоско-радиальной фильтрации, возникающей в напорном изотропном
и неограниченном резервуаре подземных вод
вследствие водообмена между скважиной и
вскрытым резервуаром (рис. 1):
,
где h - изменение гидростатического напора в
резервуаре подземных вод; h0 - комплексная
амплитуда изменений гидростатического напора;
x - смещение уровня воды от статического положения; x0 - комплексная амплитуда смещения
уровня воды, i = (-1)1/2; t - время; w = 2p/t - частота
волны; t - период волны.
На основе аналитического решения уравнения (4) в (Cooper et al., 1965) приводится выражение для амплитудного соотношения между
вариациями уровня воды и напором в резервуаре
на периодах, соответствующих сейсмическим
волнам (единицы – десятки секунд), а в (Hsieh et
al., 1987) приводятся выражения для амплитудного соотношения и фазового сдвига для более
низкочастотного диапазона периодов, включающих барометрические и приливные деформации.
В обоих случаях принималось, что периодическое
возмущение гидростатического напора в резервуаре подземных вод вызывает течение воды между скважиной и резервуаром с расходом
,
(7)
где rc - радиус скважины в области, где происходят
колебания уровня воды.
Этот расход воды вызывает понижение напора в резервуаре s (положительное направление
вниз), которое накладывается на вариации порового давления (рис.1). В отсутствие инерционного эффекта изменение уровня воды и гидростатического напора связано отношением:
x = h-sw,
(8)
где sw - понижение уровня воды в скважине вследствие периодического расхода воды Q между скважиной и резервуаром.
Выражения для периодического понижения
уровня воды в скважине, амплитудного соотношения и фазового сдвига с учетом водопроводимости, упругих свойств резервуара и размеров
ствола скважины, имеют вид (Hsieh et al., 1987):
(4)
,
где s - понижение напора в резервуаре; S - упругая
емкость резервуара; T - коэффициент водопроводимости; r - горизонтальное расстояние от
центра скважины.
Гармонические колебания напора в резервуаре и уровня воды в скважине описываются
уравнениями:
h = h0exp(iwt),
(5)
x = x0exp(iwt),
(6)
(9)
где
с действительной и мнимой частями функций
Кельвина нулевого порядка Ker(aw), Kei(aw) и пер-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
113
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
БОЛДИНА, КОПЫЛОВА
вого порядка Ker1(aw), Kei1(aw), а aw= rw(wS/T)1/2 безразмерная функция частоты, выраженная через параметры резервуара S и T и радиус скважины в области ее связи с резервуаром rw;
A = x0 /h0 = (E+iF)-1 = (E2+iF2)-1/2,
(10)
h = arg(x0 /h0) = -tan-1(F/E),
(11)
тически изолированных условиях в резервуарах
на периодах от первых десятков часов и более
(Rojstaczer, Agnew, 1988; Копылова, Болдина, 2006).
ОЦЕНКА ИНЕРЦИОННОГО ЭФФЕКТА
ВОДООБМЕНА МЕЖДУ СКВАЖИНОЙ
И РЕЗЕРВУАРОМ ПОДЗЕМНЫХ ВОД НА
ПРИМЕРЕ СКВАЖИН ЮЗ-5, КАМЧАТКА
И БЫЧИХА, ХАБАРОВСКИЙ КРАЙ
где
,
,
а
безразмерная функция частоты,
выраженная через коэффициент водопроводимости T и радиус скважины в области колебаний
уровня воды rc.
Приведенные выше выражения связывают
искажение амплитуды изменения уровня воды и
фазового сдвига по отношению к периодическим
изменениям порового давления с величинами
коэффициента водопроводимости T, упругой
емкости резервуара S, геометрическими параметрами скважины.
В (Cooper et al., 1965; Hsieh et al., 1987) показано, что теоретические зависимости амплитудного соотношения и фазового сдвига могут
использоваться для оценки водопроводимости
резервуара подземных вод. В настоящей работе
проводится оценка соответствия теоретической
модели инерционного эффекта водообмена
между скважиной и резервуаром подземных вод
с изменением амплитудно-частотных передаточных функций от вариаций атмосферного
давления к изменениям уровня воды и приливного отклика уровня воды в двух глубоких скважинах, расположенных в сейсмоактивных районах Дальнего Востока. Для этого используются
величины параметров резервуаров - водопроводимости T, полученные по данным откачек;
упругие емкости S, оцененные по величинам
дренированной сжимаемости скелета и флюида,
пористости и вскрытой мощности водовмещающих пород на основе предположения о ста-
Наблюдения на скважине ЮЗ-5 проводятся
Камчатским филиалом Геофизической службы
РАН. Данные наблюдений на скважине Бычиха
получены Хабаровским производственным геологическим управлением и любезно предоставлены В.А. Бормотовым. Характеристика наблюдательных скважин представлена в табл. 1. Графики изменений уровня воды и атмосферного
давления приводятся в (Копылова, 2005; Копылова, Бормотов, 2004).
Высокая чувствительность регистрации уровня воды в скважине ЮЗ-5 (0.1 см) и атмосферного
давления (0.2 гПа) обеспечивается использованием цифрового регистратора Кедр-А2, оборудованного ультразвуковым датчиком уровня воды
и датчиком атмосферного давления. Уровень
воды в скважине Бычиха регистрировался с помощью механического поплавкового самописца
«Валдай» с точностью 1 см. Атмосферное давление записывалось с помощью барографа (точность регистрации 1 гПа).
Оценим величину искажений отклика уровня
воды в скважинах ЮЗ-5 и Бычиха на гармонические вариации порового давления на основании
рассмотренной выше теоретической модели,
результатов приливного и барометрического
анализа откликов уровня воды в скважинах и
применения формул теории пороупругости для
статически изолированных условий (Копылова,
Болдина, 2006; Igarashi, Wakita, 1991).
По данным синхронных наблюдений за
вариациями уровня воды и атмосферного давления в скважинах могут оцениваться упругие
параметры резервуара и пористость водовмещающих пород для изолированных резервуаров по
величинам барометрической эффективности Eb и
!"#$
'((
+
#
!"#$
% &
114
)
*
, -,
, ,
$8, 9
$:,;
;:,8
8;,;9
. /
1
0)
0
:
8
,$
#:
$
? =#
2 (#
)
0
8
@ ,$
+(
3( ( )
(4
(
'
5 )
3 &
AB
#
1
( (
3
7
7
( (
3
7
7
% &
+
0
*
5
6
#
)
& (
'
<
0
C
7
&
(
#
7)
,00,**
=, $, 8 >
$, , 8
, 9,?9#
8 , ,?9
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОЦЕНКА ИНЕРЦИОННОГО ЭФФЕКТА ВОДООБМЕНА МЕЖДУ СКВАЖИНОЙ И РЕЗЕРВУАРОМ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
приливной чувствительности вариаций уровня
воды AS (Копылова, Болдина, 2006; Копылова,
Бормотов, 2004).
Для скважин ЮЗ-5 и Бычиха барометрическая эффективность Eb оценивалась методом
кросс-спектрального анализа по амплитудным
частотным передаточным функциям (АЧПФ) от
вариаций атмосферного давления к изменениям
уровня воды, которые характеризуют изменение
барометрической эффективности в зависимости
от периода вариаций (рис. 2).
Для скважины ЮЗ-5 наблюдается увеличение
величины Eb от 0.2 до 0.37 см/мбар в диапазоне
периодов от 2 до 6 ч. На периоде 6 ч достигается
максимальная величина Eb = 0.37 см/мбар, которая остается постоянной на периодах до суток первых десятков суток (рис. 2).
Для скважины Бычиха наблюдается устойчивый рост величины Eb на периодах от 5 до 16 ч.
На периоде 16 ч достигается максимальная величина Eb = 0.50 см/мбар, которая, также как и
для скважины ЮЗ-5, остается постоянной на
периодах до суток - первых десятков суток (рис. 2).
Разность фаз между вариациями уровня воды и
атмосферного давления в скважинах ЮЗ-5 и
Бычиха составляет примерно 180° во всем рассматриваемом диапазоне периодов. Это указывает на хорошую изоляцию резервуаров перекрывающими породами и на отсутствие вертикальных перетоков подземных вод, искажающих
барометрический отклик (Копылова, Болдина,
2006; Roeloffs, 1988).
Отсутствие барометрического отклика на
периодах 2-5 ч для скважины Бычиха обусловлено, в первую очередь, грубой регистрацией
уровня воды и атмосферного давления и невозможностью проследить барометрический отклик
на высоких частотах. Частотная зависимость барометрического отклика на периодах 2-6 ч для
скважины ЮЗ-5 и на периодах 5-16 ч для скважины Бычиха может быть обусловлена инерционными эффектами течения воды в скважину и
из скважины, а также, возможно, нестационарностью процесса формирования барометрического отклика в относительно высокочастотной области.
Оценка параметров приливного отклика
уровня воды – выделенных амплитуд в изме-
6
0
3
(*( (
3( /&
+
#
!"#$
% &
<03 /
7
1 ( )
0
(
7
, ::
, 8
,
, ;
O 4(
нениях уровня воды, амплитудных факторов
(эквивалентных величинам A S), разности фаз
между фазой приливной волны в изменениях
уровня и соответствующей фазой приливного
потенциала для отдельных волн производилась по
программе ETERNA 3.0 (Wenzel, 1994). В табл. 2
приводятся параметры приливного отклика
уровня воды для мощных волн О1 (период 25.82 ч)
и М2 (период 12.42 ч), которые определяются при
отношении сигнал/шум 40 (О1) и 29 (М 2) для
скважины Бычиха; 185 (О 1 ) и 391 (М 2) для
скважины ЮЗ-5.
Различия в величинах амплитудных факторов для двух волн могут быть вызваны особенностями формирования приливного отклика в различных частотных диапазонах для отдельных
скважин, а также возможным искажением приливных амплитуд в изменениях уровня воды при
воздействии океанического прилива, в котором
присутствуют волны, имеющие такие же периоды, но отличающиеся по фазе. В табл. 3 представлены средние величины приливной чувствительности AS, которые представляются наиболее
приемлемыми в качестве характеристики деформометрической чувствительности уровня
воды для скважин во всем диапазоне приливных
периодов (Копылова, Болдина, 2006).
/ ( D (
3( 3 (* 00 GAGHIJ 8,
7
*)
*
F
# $?,$8
# =?,9
Рис. 2. Амплитудно-частотные передаточные функции
от вариаций атмосферного давления к изменениям
уровня воды в скважинах ЮЗ-5 и Бычиха. ТЮЗ-5 – минимальный период стабилизации АЧПФ для скважины ЮЗ-5 (6 ч); ТБ – то же для скважины Бычиха (16 ч).
, $
,
<03 /
/ ( D (
0
,:?
,=
)
!"#$ % &
K LM N) ??;
<03 /
7
1 ( )
0
(
7
, :
, ;
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
,
, ;
3( (
O 4(
7
*)
*
E
# 98,=
#? ,$
,8
,;
0E
F)
<03 /
/ ( D (
0
)
,8
,$?
115
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
БОЛДИНА, КОПЫЛОВА
6
0
+
(0
F
0
4 5
=
=
!"#$
% &
&
(*( 3
(*( (
% (0
&
73 (
<R6O) &
S = SSd,
(12)
где d - суммарная мощность зон водопритока.
Для обеих скважин принималось d =100 м. Отcюда величины S составляют 18.7×10 -5 для резервуара, вскрытого скважиной ЮЗ-5, и для
скважины Бычиха - 8.4×10-5. При радиусах скважин rW= 0.084 м и rC= 0.123 м (скважина ЮЗ-5),
rW = 0.0445 м и rC = 0.084 м (скважина Бычиха),
+
#
!"#$
% &
% (#
0
#
&
D
P11 #
(
00
,89
,$
/3 /* 3
% & )3
0
6
&/
#
(
)0
,
, 8$
( 3(
0 0(
Q
D
)6
#
8,:
=,
суммарной мощности зон водопритока d = 100 м
и заданных величинах коэффициента фильтрации k от 2×10-9 м/с до 2×10-6 м/с (Van der Kamp,
Gale, 1983) получаем оценку для параметра T/rc2 =
1.3×10-5-1.3×10-2 с-1 (скважина ЮЗ-5) и 2.8×10-5 2.8×10-2 с-1 (скважина Бычиха).
По данным откачек величина T/rc2 для скважины ЮЗ-5 составляет 6×10-3 с-1, а для скважины
Бычиха – 5.6×10-3 с-1. Эти величины находятся в
соответствующих диапазонах значений, полученных по приливному и барометрическому откликам уровня воды.
Графики амплитудного соотношения A (10)
и сдвига фаз h (11) при различных значениях
T/rc2 и Srw2/rc для скважины ЮЗ-5 представлены
на рис. 3, а для скважины Бычиха - на рис. 4.
116
4
(7 0
#
!" #$
6
6
0
% &
(7 (
D &/
(
#?
( , 1( 0 5
,
, 8$
)
При соответствующих значениях k или T/rc2,
на периодах секунды – минуты, вариации уровня
воды в скважинах по отношению к изменениям
напора в резервуаре подобны низкочастотным
фильтрам с малыми величинами амплитудного
соотношения A (£0.2). С увеличением периодов в
диапазоне примерно от 30 минут до часов наблюдается рост величины A с достижением максимального значения (A = 1), при котором инерционный эффект водообмена между скважиной и
резервуаром практически не влияет на связь
между вариациями напора и уровня воды.
Наблюдается хорошее соответствие между
теоретическими оценками максимальных периодов проявления эффекта инерционности
водообмена и поведением АЧПФ, между вариациями атмосферного давления и изменениями
уровня воды для обеих скважин (рис. 2-4). Для
скважины ЮЗ-5 достижение величины A = 1
происходит на периоде ~6 ч, а для скважины
(
(#
D
0 0(
#9
D (
7(
% (0
&
D
P11
( ) 00
,89
,$
На основании гипотезы о статически изолированных условиях в резервуарах, вскрытых
скважинами ЮЗ-5 и Бычиха, и оцененных величин Eb и AS рассчитаны параметры резервуаров дренированная сжимаемость b , модуль сдвига G,
коэффициент Скемптона B, удельная упругая
емкость SS и пористость f (Копылова, Болдина,
2006) (табл. 4).
Величина упругой емкости резервуаров
оценивалась по формуле
E5
!"#$
( / (
/ ( 3( 4 0
( )
,8 # 6
5
F( /
*
)
6
,;8
,??
'(P11 #
5
+ 03 (
,=:
,$9
#
D
2
/3 /* D
0 (
4 /
#9
) 0#
:,9
:,;
0
5
6(
(
#
,
, =
Бычиха - ~ 16 ч. Теоретические периоды примерно соответствуют минимальным периодам
стабилизации АЧПФ от вариаций атмосферного
давления к изменениям уровня воды для соответствующих скважин (Т ЮЗ-5 и ТБ на рис. 2) и
показывают определенную связь частотной
зависимости барометрического отклика уровня
воды в области малых периодов от параметров
инерционности водообмена между скважиной и
резервуаром подземных вод.
На длинных периодах, соответствующих
приливным воздействиям, величина A приближается к 1, т. е. в этом диапазоне искажение
отклика уровня воды на изменение порового
давления практически не ожидается в скважине
ЮЗ-5. Для скважины Бычиха на периоде волны
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОЦЕНКА ИНЕРЦИОННОГО ЭФФЕКТА ВОДООБМЕНА МЕЖДУ СКВАЖИНОЙ И РЕЗЕРВУАРОМ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Рис. 3. Графики изменений сдвига при различных значениях
и
для скважины ЮЗ-5:
а - амплитудное соотношение между изменениями уровня воды в скважине и напора в резервуаре;
б – фазовое запаздывание.
М2 величина A составляет 0.98, а для периодов
волн суточной группы величина амплитудного
соотношения равна 1.
Фазовое искажение h на малых периодах (t £ 1
мин) достигает 75° для скважины ЮЗ-5 и 77° для
скважины Бычиха. На длинных периодах сдвиг
фаз между вариациями гидростатического напора в резервуаре и вариациями уровня воды в
скважине ЮЗ-5 составляет для волн М2 » 4°, О1 » 3°
(рис. 3б), а для скважины Бычиха - М2 » 5°, О1 » 3°
(рис. 4б).
В диапазоне приливных периодов t » 12-27 ч
величины амплитудного соотношения для обеих
скважин A = x0/h0 » 1 при величинах параметра
Tt /rc2 более 102 (рис. 3а, рис. 4а), а теоретическое
фазовое запаздывание h не превышает 7° (рис.
3б, рис. 4б). Для периодов приливных волн M2
(t » 12.42 ч) и O1 (t » 25.82 ч) параметр Tt /rc2
систематически больше 200 (параметр Tt /rc2 для
волны М2 равен ~268 для скважины ЮЗ-5 и ~253
для скважины Бычиха; для волны О1 - ~557 для
скважины ЮЗ-5 и ~526 для скважины Бычиха)
(рис. 3, 4).
Полученные зависимости амплитудного
соотношения между вариациями уровня воды в
скважинах ЮЗ-5 и Бычиха и изменениями по-
Рис. 4. Графики изменений сдвига при различных значениях Tt /rc2 и Srw2/rc для скважины Бычиха:
а - амплитудное соотношение между изменениями уровня воды в скважине и напора в резервуаре;
б – фазовое запаздывание.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
117
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
БОЛДИНА, КОПЫЛОВА
рового давления служат косвенным подтверждением правильности приведенных оценок пороупругих параметров резервуаров, вскрытых
скважинами, на относительно длинных периодах
(табл. 4).
Для статически изолированных условий в
резервуаре выполняется линейная зависимость
изменений порового давления Dp от изменения
объемной деформации водовмещающих пород De
(Roeloffs, 1988):
8
.
(13)
Если в (13) подставить величины теоретической приливной деформации для волн М2
(10.18×10-9 для скважины ЮЗ-5; 12.46×10-9 для
скважины Бычиха) и О1 (10.97×10-9 для скважины ЮЗ-5; 11.27×10-9 для скважины Бычиха), вычисленные величины коэффициента Скемптона B, модуля сдвига G (табл. 4) и принятую
величину недренированного коэффициента
Пуассона nu = 0.3, то можно оценить ожидаемые
теоретические амплитуды приливных вариаций
порового давления Dp в резервуарах, вскрытых
скважинами ЮЗ-5 и Бычиха, без существенного искажения за счет инерционного эффекта
водообмена.
Перевод величин Dp в эквивалентные амплитуды изменения уровня воды Dh показывает,
что в скважине ЮЗ-5 для волны M2 ожидается
теоретическая амплитуда изменения уровня 0.49
см, O1 – 0.8 см, а в скважине Бычиха для волны
M2 - 1.55 см, O1 – 1.41 см.
Расчетные величины по (13) для скважины
ЮЗ-5 меньше на 0.4-0.5 см соответствующих
амплитуд, полученных из приливного анализа.
Т.е. в случае скважины ЮЗ-5 различие в оценках
теоретических амплитуд и амплитуд, полученных
из приливного анализа экспериментальных данных, составляет порядка 50%.
Для скважины Бычиха по волне M2 теоретическая амплитуда на 0.07 см меньше амплитуды,
полученной по приливному анализу, и по волне
O1 - меньше на 0.18 см (табл. 2). С учетом неопределенности, заложенной в алгоритме определения упругих параметров резервуара, различие
в 4-11% для теоретических и экспериментальных
приливных амплитуд представляется вполне
приемлемым.
Не более определенной является и правильность соответствия между теоретическим фазовым сдвигом h (менее 6°) и величинами разности фаз между расчетным земным приливом и
изменениями уровня воды в скважинах. В случае
вскрытия скважиной изолированного резервуара, при отсутствии инерционных эффектов
водообмена и без учета океанической нагрузки,
разность фаз между приливной волной и изме118
нением уровня воды должна составлять 180°.
Отсюда можно оценить запаздывание для хорошо
выделяемых волн в скважине ЮЗ-5 - O1 (6°), M2 (20°)
и в скважине Бычиха - O1 (90°), M2 (10°) (табл.2).
Полученное несоответствие для волны М2 в
скважине ЮЗ-5 на ~16°, скорее всего, связано с
недоучетом влияния океанического прилива на
изменение уровня воды в скважине (скважина
ЮЗ-5 расположена примерно в 15 км от берега
Авачинской бухты), т. е. с несовершенством
использованной теоретической модели приливного воздействия. Более точные оценки
параметров резервуара скважины и построение
адекватной модели отклика уровня воды на
изменение напряженно-деформированного
состояния резервуара могут быть получены при
комплексировании уровнемерных и деформометрических наблюдений на этой скважине c
учетом океанического приливного воздействия.
Для скважины Бычиха получено хорошее
соответствие разности фаз для волны М 2 по
теоретической модели и по экспериментальным
данным. Вместе с тем, увеличение фазового
сдвига приливных вариаций уровня воды по
волне O 1 (до 90°) может свидетельствовать о
невысоком качестве данных наблюдений, полученных с помощью механического записывающего устройства, или о неполном соответствии
модели статически изолированного отклика
уровня воды на периоде волны О1 реальным условиям в резервуаре. Т. к. мы полагаем, что причина получения такого большого фазового сдвига по волне О1 все же заключается в невысоком
качестве данных, то представляется целесообразным организация цифровой регистрации
уровня воды и атмосферного давления на этой
скважине для уточнения параметров приливного
отклика уровня воды.
ВЫВОДЫ
1. На основе модели Hsieh et al., 1987 построены теоретические зависимости отклика уровня
воды в скважинах ЮЗ-5 и Бычиха на периодические изменения порового давления во вскрытых резервуарах подземных вод в диапазоне минутных и часовых периодов, учитывающие геометрию скважин, упругие и фильтрационные
параметры резервуаров, инерционный эффект
водообмена между скважинами и резервуарами
подземных вод.
2. Установлено, что на периодах более 6 ч для
скважины ЮЗ-5 и более 16 ч для скважины Бычиха амплитудное соотношение между вариациями напора в резервуаре и изменениями уровня
воды в скважине практически равно единице.
Отсюда следует, что для скважины ЮЗ-5 инерционный эффект водообмена не оказывает су-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОЦЕНКА ИНЕРЦИОННОГО ЭФФЕКТА ВОДООБМЕНА МЕЖДУ СКВАЖИНОЙ И РЕЗЕРВУАРОМ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
щественного влияния на амплитуду проявления
приливного отклика в изменениях уровня воды.
Для скважины Бычиха в диапазоне приливных
периодов эффектом водообмена можно пренебречь, т к. амплитудное соотношение между вариациями напора в резервуаре и изменениями
уровня воды в скважине составляет 0.98-0.99.
3. Результаты моделирования согласуются с
изменением амплитудно-частотных передаточных функций от вариаций атмосферного давления к изменениям уровня воды в обеих скважинах и показывают, что на периодах, соответствующих диапазону действия приливных и
медленных сейсмотектонических вариаций напряженно-деформированного состояния среды
(десятки часов - сутки), искажение отклика уровня воды в скважинах на изменения порового
давления не ожидается.
Для проверки соответствия теоретической
модели по фазовому сдвигу необходимо проведение синхронной регистрации уровня воды и
приливных деформаций в районе скважины.
Список литературы
Копылова Г.Н. Изменения уровня воды в скважинах под влиянием землетрясений // Вестник КРАУНЦ. Серия наук о Земле. 2005. № 5.
С. 113-126.
Копылова Г.Н., Болдина С.В. Оценка пороупругих параметров резервуара подземных вод
(по данным уровнемерных наблюдений на
скважине ЮЗ-5, Камчатка) // Вулканология
и сейсмология. 2006. № 2. С. 17–28.
Копылова Г.Н., Бормотов В.А. Эффекты сейсмичности в изменениях уровней воды глубоких
скважин сейсмоактивных районов Дальнего Востока: методика диагностики и результаты // Закономерности строения и эволюции
геосфер. Матер. VI междунар. междисциплин. научн. симпоз. Хабаровск: ДВО РАН,
2004. С. 134 – 149.
Основы гидрогеологии. Гидрогеодинамика.
Новосибирск: Наука, 1983. 241 с.
Шестаков В.М. Динамика подземных вод. М.:
МГУ, 1973. 327 с.
Cooper H.H., Bredehoeft J.D., Papadopulos I.S.,
Bennet R.R. The response of well-aquifer system
to seismic waves // J. Geophys. Res. 1965. V. 70.
P. 3915-3926.
Hsieh P., Bredehoeft J., Farr J. Determination of
aquifer transmissivity from earth-tide analysis //
Water Resour. Res. 1987. V. 23. P. 1824-1832.
Roeloffs E.A. Hydrologic precursors to earthquakes:
A review // Pure Appl. Geophys. 1988. V. 126.
P. 177-209.
Rojstaczer S., Agnew D.S. The influence of formation material properties on the response of water
levels in wells to Earth tides and atmospheric loading // J. Geophys. Res. 1989. V. 94. P. 12403-12411.
Van der Kamp G., Gale L.E. Theory of Earth tide and
barometric effects in porous formations with
compressible grains // Water Resour. Res. 1983.
V.19. P. 538-544.
Wenzel H.G. Earth tide analysis package ETERNA
3.0 // BIM. 1994. № 118. P. 8719-8721.
ESTIMATION OF THE INERTIAL EFFECT ON FLOW FROM
AN UNDERGROUND WATER RESERVOIR TO A WELL
S. V. Boldina, G. N. Kopylova
Kamchatka Branch of Geophysical Service Russian Academy of Science
On the basis of the theoretical model of water level changes in the well at periodical variations of
pore pressure in the groundwater reservoir considered parameters of reservoir and geometrical
parameters of the well, inertia effect of the flow between the well and groundwater reservoir is
estimated for two wells located in Kamchatka and Khabarovsk seismic areas. The theoretical
result is in reasonable accordance with experimental data obtained by the barometric and tidal
responses of water level in the wells.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
119
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
УДК 550.343
О СВЯЗИ 19-ЛЕТНЕГО ЛУННОГО И 22-ЛЕТНЕГО СОЛНЕЧНОГО ЦИКЛОВ
С СИЛЬНЫМИ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯМИ И ДОЛГОСРОЧНЫЙ СЕЙСМИЧЕСКИЙ
ПРОГНОЗ ДЛЯ СЕВЕРО-ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ ТИХООКЕАНСКОГО ПОЯСА
© 2006 В. А. Широков1, Ю. К. Серафимова2
1
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, бульвар Пийпа, 9, Петропавловск-Камчатский, 683006;
e-mail: shirokov@kscnet.ru
2
Камчатский филиал Геофизической службы РАН, бульвар Пийпа, 9, Петропавловск-Камчатский, 683006;
e-mail: yulka@emsd.iks.ru
Впервые изучено совместное влияние на возникновение сильных землетрясений 19-летнего
лунного прилива и 22-летнего солнечного цикла Хэйла. По данным землетрясений 1737-2006 гг.
для каждого из четырех регионов северо-западной части Тихоокеанского сейсмического пояса на
основе разработанной методики выявлены статистически значимые «опасные» фазовые окна. В
окрестности эпох минимумов циклов Хэйла выявлен узкий «опасный» фазовый интервал для
землетрясений Тихоокеанского пояса с М ³ 7.6. В первой четверти текущего столетия этот «опасный» интервал приурочен к периоду октябрь 2006 – январь 2008 гг., в котором ожидается от двух до
шести землетрясений с М ³ 7.6. Одно из них произошло в районе Курильских островов 15.11.2006 г.,
М=8.3. В периоды времени тревоги в совокупности произошло 66 из 74-х землетрясений с магнитудой М ³ 7.6. Доля тревожного времени в среднем составляет 29.6%. Новый методический
подход позволил дать долгосрочный прогноз сильных землетрясений на ближайшие 20 лет для
районов Алеутских островов, Камчатки, Курильских островов и Японии. Сделаны оценки эффективности долгосрочных прогнозов по ретроспективным данным.
ВВЕДЕНИЕ
Исследования последних десятилетий показывают, что изучение геодинамических процессов и выяснение их причинной обусловленности невозможно без учета роли космических
факторов, главными из которых для характерного
времени менее нескольких десятилетий являются
гравитационные поля в системе Солнце–Земля–
Луна, а также солнечная активность. Предположение о том, что тектонические процессы
вызваны, в конечном счете, космическими причинами, неоднократно высказывали геологи и
геофизики. Например, в работе (Усов, 1940)
указывается на космические факторы как вероятную причину пульсаций земной коры, а в
статье (Пейве, 1961) сделан вывод, что тектонические перемещения в Земле являются следствием гравитационно-инерционных сил планеты и, в конечном счете, «порождаются гигантской, внешней по отношению к Земле, механической энергией». Наиболее хорошо изучено влияние на сейсмичность приливного
воздействия гравитационных полей Луны и
Солнца и 11-летней солнечной ритмики. В рамках этой тематики к числу пионерских можно
120
отнести работы (Альтгаузен, 1974; Афанасьева,
1963; Ламакин, 1966; Мельхиор, 1975; Нестеренко, Стовас, 1963; Сытинский, 1963, 1973; Тамразян, 1965; Широков, 1977, 1978; Perrey, 1853;
Pines, Shaham, 1973; Simpson, 1968; Stoyko, 1952
и др.). Однако связь землетрясений с 22-летним
солнечным циклом исследовалась лишь в одной работе (Барляева и др., 2000). В ней для землетрясений 1962-1995 гг. с магнитудой М ³ 7.0
проведен кросс-корреляционный анализ для двух
регионов (Средняя Азия, Курильские острова и
северная Япония) и для Земли в целом.
Идея о возможном влиянии гравитационных
сил на тектоническую жизнь нашей планеты
впервые высказана Ньютоном, который образно
заметил, что если на Земле в каком-либо месте в
виде горы поместить новую порцию вещества, это
приведет к нерегулярности вращения планеты.
В.И Афанасьева (1963) и А.Д. Сытинский (1963)
приводят данные относительно возможной
обусловленности современных тектонических
движений изменениями угловой скорости вращения Земли, которые, в свою очередь, вызываются вариациями солнечной активности. В случае
наблюдающихся быстрых изменений угловой
скорости вращения Земли должны происходить
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
О СВЯЗИ 19-ЛЕТНЕГО ЛУННОГО И 22-ЛЕТНЕГО СОЛНЕЧНОГО ЦИКЛОВ С СИЛЬНЫМИ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯМИ
и быстрые изменения ее фигуры, но верхние слои
литосферы, обладая свойствами твердого тела, не
смогут быстро принять соответствующую форму,
и в них будут возникать напряжения, приводящие
к землетрясениям. В работах Н. Стойко (Stoyko,
1952), П.Н. Кропоткина и Ю.А. Трапезникова
(1963) была выявлена корреляция между угловой
скоростью вращения Земли и темпом выделения
сейсмической энергии. Дж. Симпсон (Simpson,
1968), выявивший связь между частотой возникновения умеренных по силе землетрясений с вариациями солнечных пятен, предположил, что
спусковым механизмом землетрясений могут
являться внезапные изменения угловой скорости
вращения Земли, электрические токи в ней, магнитогидродинамическая связь солнечного и
земного магнитного полей, крупномасштабные
процессы циркуляции земной атмосферы. К
настоящему времени количество работ о связи
сейсмичности с приливами и солнечной активностью превышает несколько сотен. Их обзор
является предметом отдельного исследования.
В обзорной работе (Кропоткин, 1970), посвященной выяснению роли космических факторов
в геотектонике, делается вывод, что тектонические процессы представляют собой результат
действия двух более или менее равноценных
факторов – внутренней эволюции Земли и космических воздействий. В работе (Широков, 1977)
на основе литературного обзора сделана попытка в схематическом виде (рис. 1) синтезировать
представления многочисленных исследователей о механизме связи между различными космическими факторами, сейсмическим и вулканическим процессами с учетом промежуточных
звеньев этой взаимосвязи. На представленной
схеме основное внимание уделено наиболее существенным связям, которые обозначены в виде
стрелок. На рис. 1 показано, что упругие напря-
жения Земли являются функцией нескольких
переменных, каждая из которых сложным образом меняется во времени. В общем случае задача
количественного изучения влияния космических
факторов на сейсмические и вулканические процессы едва ли может быть решена. На практике,
однако, целесообразно ограничиться изучением
наиболее характерных участков спектра, которые содержат главные гармоники космических
факторов. Известно, что спектры космических
факторов представлены широким набором строго
периодических и квазипериодических компонент. С точки зрения долгосрочного прогноза
времени возникновения сильных землетрясений
и извержений вулканов представляет интерес
изучение участков спектра в интервале периодов
от года до нескольких десятков лет. Этому интервалу соответствуют 11-летняя, 22-летняя и 8090-летняя периодичности солнечной активности
(Витинский, 1973). Не менее известен и лунный
прилив с периодом Т=18.613 г., связанный с долгопериодическим вращением узлов лунной
орбиты. Амплитуда этого прилива в мировом
океане сравнима с вариацией месячного лунного
прилива с периодом 29.53 суток (Монин и др.,
1974). Учитывая инерционные свойства упругих
напряжений в Земле, есть основания ожидать, что
многолетние компоненты приливообразующих
сил Луны играют не менее важную роль, чем короткопериодные составляющие (Широков, 1977).
Анализ работ по изучению связи землетрясений и извержений вулканов для Земли в целом
или отдельных ее регионов с 19-летней лунной и
11-летней солнечной цикличностью приводит
нас к выводу, что многие исследователи считают характерной особенностью исследуемой
взаимосвязи статистически значимую приуроченность сильных событий к фиксированным
интервалам фаз указанных циклов. Значимость
Рис. 1. Схема влияния космических факторов (электромагнитное излучение Солнца, гравитационные поля Солнца и Луны) на медленные движения коры и мантии Земли, землетрясения,
извержения вулканов (Широков, 1977).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
121
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ШИРОКОВ, СЕРАФИМОВА
таких эффектов оценивается, как правило, на
основе проверки гипотезы о равномерности распределения событий в пределах наложенных друг
на друга циклов (Абдурахманов и др., 1976; Бузевич, 2004; Гусев, Петухин, 1997; Ламакин, 1966;
Серафимова, 2006; Сытинский, 1982, 1989, 1991;
Широков, 1977, 1978, 2001 и др.). Выявление статистически значимых фазовых интервалов для
наиболее сильных событий при наличии достаточно длительных рядов наблюдений дает
возможность осуществлять долгосрочный прогноз, что и сделано в большинстве приведенных
выше работ. Новизна настоящей работы связана,
во-первых, с тем, что впервые для временных
рядов длительностью более ста лет исследуется
связь сильных землетрясений с 22-летним солнечным циклом, во-вторых, на основе разработанной методики проведен совместный анализ
связи землетрясений различных регионов Земли
с 19-летним лунным и 22-летним Хэйловским
циклом смены полярности ведущих групп солнечных пятен. Основная цель исследования
состоит в составлении долгосрочного прогноза
наиболее сильных землетрясений и оценке его
эффективности для различных регионов Тихоокеанского сейсмического пояса.
ИСХОДНЫЕ ДАННЫЕ
И ИСПОЛЬЗУЕМЫЕ ПАРАМЕТРЫ
В работе исследуется зависимость распределения моментов возникновения наиболее
сильных землетрясений в различных регионах
Земли от фазы двух долгопериодических циклов:
приливного лунного с периодом Т1=18.613 года
и солнечного Хэйловского со средним за последние три века значением периода Т2=21.8 года.
Длительность лунного цикла Т1 в современную
эпоху практически не меняется. При расчете
фазы лунного цикла условно принято, что ее
нулевые значения соответствуют эпохам максимального склонения Луны (Широков, 1977).
По данным астрономических наблюдений, например, одна из нулевых фаз соответствует дате
02 января 1932 г. (1932.00 г.), относительно которой можно рассчитать эпохи максимальных
склонений Луны на сотни лет в прошлое и будущее. Принимая период 18.613 г. за единицу, фаза
любого землетрясения рассчитывается как отношение разности во времени между возникновением землетрясения по григорианскому календарю и ближайшей предыдущей эпохой максимального склонения Луны к периоду цикла.
Значения фаз округляются с точностью до 0.01.
Например, для Кроноцкого землетрясения с
М=7.8, произошедшего на Камчатке 5 декабря
1997 г., значение фазы Ф=(1997.93-1987.83)/
18.613=0.54.
122
В отличие от лунного цикла, длительность так
называемого 22-летнего солнечного Хэйловского
цикла нерегулярно меняется в довольно широких
пределах при среднем значении за последние 300
лет 21.8 года. Первые предположения о существовании 22-летнего цикла солнечных пятен были
сделаны в конце 19-го века Вольфом, но лишь
после открытия в 1913 г. Хэйлом закона изменения полярности магнитных характеристик Солнца, реальность выделения этого цикла получила
надежное физическое обоснование (Витинский,
1973). По данным измерений Хэйла, при переходе
от одного 11-летнего цикла к следующему полярность ведущих пятен групп в обоих полушариях Солнца меняет знак. В связи с этим Хэйловский цикл чаще именуется магнитным.
Длительность Хэйловских циклов характеризуется большей устойчивостью, если за их
начало брать фазы минимумов четных 11-летних
циклов (Витинский, 1973), что нами и сделано
при дальнейших расчетах. Наибольшей устойчивостью 22-летний цикл характеризуется с
начала прошлого века, так как в этот период изменения его длительности относительно среднего
значения 21.25 г. не превышали 3.1%. Значения
фаз 22-летних циклов рассчитывались по аналогии с лунными циклами. Эпохи минимумов
циклов Хэйла взяты по данным (ftp://ftp.ngdc.noaa.
gov/STP/SOLAR_DATA/SUNSPOT_NUMBERS/)
и за последние три столетия приводятся ниже:
1723.5 – 1745.0 – 1766.5 – 1784.7 – 1810.6 – 1833.9 –
1856.0 – 1978.9 – 1901.7 – 1923.6 – 1944.2 – 1964.9 –
1986.8. Для удобства дальнейшей работы Хэйловским циклам нами присвоены порядковые
номера №№ 1, 2, 3, 4, …, 14, начиная с цикла,
начавшегося в эпоху 1723.5 г. Отметим, что в
указанном источнике сглаженные значения чисел
Вольфа рассчитывались с использованием среднемесячных величин чисел Вольфа в годовых по
длительности окнах с шагом в один месяц. Очередная эпоха минимума 14-го цикла Хэйла
должна предположительно наступить во втором
полугодии 2007 г. (http://sidc.oma.be/html/
sidc_graphics.html.).
Приведем данные об использовавшихся
каталогах землетрясений для четырех регионов
северо-западной части Тихоокеанского сейсмического пояса: Камчатка, Алеутские острова,
Курильские острова и Япония (табл. 1). Для всех
регионов, кроме Камчатки, выборка землетрясений проводилась из каталога Significant Worldwide Earthquakes (NOAA), который содержит события с 2150 г. до н.э. по 1994 г. Выборки дополнялись событиями из каталога USGS/NEIC
(PDE), включающего события с 1973 г. по настоящее время (http://neic.usgs.gov/neis/epic/
epic_rect.html). Предполагается, что за последние
130 лет каталог является достаточно представи-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
О СВЯЗИ 19-ЛЕТНЕГО ЛУННОГО И 22-ЛЕТНЕГО СОЛНЕЧНОГО ЦИКЛОВ С СИЛЬНЫМИ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯМИ
+
!
"
#
&
'
(
(
+
23
0
,
-./ 0
1
/
. 88
.04 88
.05 88
68
48
48
8 /5
8 6.
8 65
8 78
84
8 4/
4 8
88
. 88
4 88
5 88
. 7 8
.00 88
. / 88
. 7 88
.06 88
8
48
68
58
58
8 8
8 /
8 /5
8 4
8 /
8 .
8
8 76
8 .8
8 .6
./#48#.
5 /8
.0. 68
48
8 /
8.
.7 ...46
.7#5 #58
40
. 7 8
.4 -.8819
8 .6
8 5.
46
.775808/
.5#85#5
.4
.
6
8 58
8 50
.
. /88047
60 88
. . 88
68
8 /0
8
5
./6 804.
60 88
. 4 88
68
8 60
8 0.
0
.78.868
.78/..80
44#58
8 #.4
6 88
6 88
.6/ 88
. 8 88
58
08
85
8 0
8 7/
8 55
.4
.744.846
4.#4.
6 88
. . /8
78
8 .
8 70
#
$
.
4
5
6
6
0
. 64.../
. 78.484
. 7.86.
88#88#88
8.#88#88
8 #88#88
8 8
6 88
0 88
7
.8
..
.4
.5
./6/808.
./67.84/
./ 6804
.786804
.78 87.
88#88#88
87#88#88
88#88#88
4.#88#88
80#84#60
./
.74 .44/
44
%
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
)*
0
,
-44
1
7
123
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ШИРОКОВ, СЕРАФИМОВА
:
;
'
, .
.
4
5
6
0
/
7
.0
.70585.0
8/#66
60 08
. 6 8
.8
8 0/
8 74
48
4.
.7 58046
.7 /8545
84#65
85#. #48
65 68
66 75
.60 8
.6/ 66
0
55
8 45
8 6/
8 57
8 0.
45
46
.7 /.480
.77..444
.6#84#8.
8/#65#.5
66 7
6 5
.60 /
. . 84
7.
46
8 4
8 44
8 06
84
8 7
8 85
8 4
8 87
0
! " #
$
.
4
./67.84/
./ /8.44
87
88
88
.00 88
.00 88
%
%
%
%
%
48
48
%
%
124
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
О СВЯЗИ 19-ЛЕТНЕГО ЛУННОГО И 22-ЛЕТНЕГО СОЛНЕЧНОГО ЦИКЛОВ С СИЛЬНЫМИ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯМИ
:
;
.
'
, .
4
5
6
0
/
7
4
8 //
8 48
8 7
8 84
%
%
%
.
.76/8 .6
44#5.
6 8
%.0. 88
%
%
4.
.70 8558
84#4
8 08
.
78
.
%
%
%
:
<
(
=
>
&%
@ A: &A BCD
'
тельным для всех регионов для событий с магнитудой М ³ 7.5, что позволяет проводить более
корректный анализ. Для каждого региона выборка землетрясений соответствовала максимально возможному временному интервалу для
событий с глубиной до 100 км и М ³ 7.5.
Камчатка. За основу взят каталог сильных
землетрясений Камчатки в шкале моментных
магнитуд с 1737 года по данным (Гусев, 2004;
Гусев, Шумилина, 2004), ограниченный событиями зоны субдукции с широтами менее 57.0°
с.ш., с МW ³ 7.5 на глубинах до 100 км. В выборку
не включено землетрясение 23.11.1899 (МW = 7.6),
положение очага которого было определено
неверно. По уточненным оценкам очаг землетрясения находился в Тихом океане, примерно в
30-ти градусах к юго-востоку от Японии (Прибылова и др., 2006). Также исключено землетрясение 13.04.1923 (МW = 7.4-8.2), так как его
магнитуда по сейсмическим волнам определяется
как Ms(GR) = 7.2, что ниже используемого нами
порога магнитуд. Для разделения камчатских и
алеутских землетрясений граничной является
долгота 165.5° в.д., поэтому исключено землетрясение 22.01.1858 г. с М = 7.5, имеющее долготу
166.0° в.д. Каталог включает 25 событий.
Курильские острова. Регион определяется
координатами 43.0°-51.0° с.ш., 146.0°-156.0° в.д.
Каталог содержит 27 событий с 1780 по 2006 гг. с
магнитудами М ³ 7.5.
Япония. Регион определяется координатами
30.0°-45.5° с.ш., 128.0°-146.0° в.д. Выборка про-
46 .. .7 .
?
.88
водилась для событий с магнитудой М ³ 7.9.
Каталог содержит события с 1894 г. Из полученной выборки удалены события, относящиеся к
локальной тектонической зоне 30.0°-34.0° с.ш.,
138.0°-146.0° в.д. Окончательный каталог содержит 20 землетрясений.
Алеутские острова. Регион определяется координатами 50.0°-60.0° с.ш., 166.0° в.д.-145.0° з.д.
В регион «Алеутские острова» частично включены
землетрясения п-ва Аляска и Командорских
островов как продолжение единой структуры.
Выборка проводилась для периода 1849-2006 гг.
и магнитуд М ³ 7.5. Каталог содержит 26 событий.
МЕТОДИКА АНАЛИЗА ДАННЫХ И
РЕЗУЛЬТАТЫ АНАЛИЗА
Для выявления связи землетрясений с космическими факторами предлагается методика,
основанная на следующем. Во-первых, для каждого землетрясения рассчитываются значения
фазы Ф1 лунного прилива Т1 и фазы Ф2 Хэйловского цикла Т2. Во-вторых, на двумерной фазовой
плоскости (Ф1, Ф2) строятся фазовые траектории,
с целью привязки к ним сейсмических событий,
обозначенных нами в виде кружков (рис. 2, 3). Втретьих, на временных рядах длительностью
более 100 лет исследуются особенности двумерного распределения моментов возникновения землетрясений на фазовой плоскости (Ф1, Ф2).
Охарактеризуем более подробно методический подход на примере Камчатки. Для трех
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
125
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ШИРОКОВ, СЕРАФИМОВА
Рис. 2. Распределение камчатских землетрясений в зависимости от фаз лунного и Хэйловского
циклов за период 1737 - 2006 гг. Светлые кружки соответствуют землетрясениям с M = 7.5, черные
кружки – событиям с М ³ 7.6. Номера землетрясений даны согласно табл. 1. Наклонными линиями
показаны фазовые траектории, номера которых идентичны номерам Хэйловских циклов. Жирной
пунктирной линией показан гипотетический Хэйловский цикл № 14. Для событий с М ³ 7.6
одинарной штриховкой выделены «опасные фазовые окна», соответствующие региональному сейсмическому отклику, двойной штриховкой выделен «опасный» фазовый интервал, соответствующий планетарному сейсмическому отклику. Пояснения в тексте.
других регионов все делалось аналогичным
способом.
Распределение 25 землетрясений Камчатки
на фазовой плоскости (Ф1, Ф2) с указанием номеров землетрясений согласно каталога приведено на рис. 2. Здесь же в виде прямых линий
проведены фазовые траектории, номера которых
соответствуют номерам 22-летних циклов. Каждая траектория начинается с нулевой фазы цикла
Хэйла и заканчивается нулевой фазой следующего по времени цикла. Согласно рис. 2, напри126
мер, четыре первых землетрясения каталога лежат
на траектории № 1, на траекториях № 2 и № 3
землетрясения в каталоге отсутствуют и т.д. За 280
предыдущих лет фазовая плоскость заполнена
траекториями почти равномерно. В этом случае
можно предположить, что при случайном возникновении землетрясений они распределятся на
фазовой плоскости достаточно равномерно.
Далее анализ распределения на фазовой плоскости (Ф1, Ф2) проводится по «методу фазовых
траекторий» (МФТ).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
О СВЯЗИ 19-ЛЕТНЕГО ЛУННОГО И 22-ЛЕТНЕГО СОЛНЕЧНОГО ЦИКЛОВ С СИЛЬНЫМИ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯМИ
Как было показано ранее (Гусев, Петухин,
1997; Широков, 1978; Широков, Широкова,
2005), наиболее сильные камчатские землетрясения с М ³ 7.6, эпицентры которых расположены
южнее 57.0° с.ш., приурочены к двум узким
интервалам фаз лунного прилива 18.613 г. с длительностью фазовых интервалов около двух лет.
Это отчетливо видно на рис. 2, где все 14 событий
с М ³ 7.6, обозначенные черными кружками,
произошли в двух фазовых окнах (Ф1 =0.12–0.24
и Ф1 =0.47–0.58) длительностью 2.23 и 2.05 года.
Гипотеза о равномерности распределения землетрясений в пределах лунного цикла по биномиальному критерию отвергается с уровнем доверия более 0.99 (Большев, Смирнов, 1965). Вероятность случайного распределения событий не
превышает 10-7 (Гусев, Петухин, 1997; Широков,
1978). Землетрясения с М = 7.5, обозначенные
светлыми кружками, этой статистически значимой закономерности не подчиняются. С уровнем
доверия более 0.95 отвергается также гипотеза о
равномерном распределении событий с М ³ 7.6
по фазам Хэйловского цикла. 12 землетрясений
из 14 приурочены к интервалу фаз Ф2 = 0.31–0.73.
Распределение событий с М ³ 7.6 на фазовой
плоскости является неравномерным (рис.2).
Выделяются две области пересечения одной
активной фазы Хэйловского цикла с двумя активными фазами лунного цикла. Эти два «опасных» окна заштрихованы. Гипотеза о равномерном распределении событий с М ³ 7.6 на фазовой плоскости отвергается с уровнем доверия
более 0.99. Таким образом, для камчатских землетрясений с М ³ 7.6 за почти 300 лет наблюдений
сейсмический отклик на изменения фаз двух
космических ритмов оказался в определенном
смысле детерминированным.
Можно считать, что камчатские землетрясения с М ³ 7.6 регистрируются без пропусков
практически с начала прошлого века. За это время
два заштрихованных «опасных» фазовых окна
(рис. 2) пересекались фазовыми траекториями
семь раз. В шести случаях в «опасном» окне происходило одно или более землетрясений, т.е. вероятность возникновения хотя бы одного землетрясения при прохождении «опасного» окна
составляет 6/7 = 0.86. Суммарное время при
прохождении с 1900 г. «опасных» окон составило
12.7 лет, в течение которых произошло семь землетрясений с М ³ 7.6. Средняя частота появления
событий такой силы в год составляет 7/12.7 = 0.55.
Для пуассоновского потока вероятность возникновения хотя бы одного события (Большев, Смирнов, 1975) в интервале 1 год при трассировании
«опасного» окна составит Р1=1–1/exp(1´0.55)=0.42.
Для сравнения оценим теперь вероятность
возникновения на годовом интервале хотя бы
одного землетрясения за пределами «опасных»
фазовых окон. За период 1737-2006 гг. длительностью 270 лет за пределами двух «опасных» окон
лишь в одном случае, 02 и 24 февраля 1923 г.,
произошла пара близких по времени, связанных
между собой событий (один кластер). Верхняя
оценка частоты появления землетрясений равна
одному кластеру за 270 лет за вычетом 28 лет, когда фазовые траектории пересекали «опасные»
зоны. В этом случае частота W появления событий вне «опасных» зон с точностью до сотых долей
определится неравенством
W £ 1/(270-28) = 0.004.
Для пуассоновского потока событий искомая
вероятность оценивается неравенством
Р2 £ 1–1/exp(1´0.004) = 0.004.
Таким образом, вероятности возникновения
одного или более землетрясений в годовых по
длительности интервалах «опасного» и неопасного периодов отличаются более чем на 2 порядка
P1/P2 £ 0.42/0.004 = 105.
Оценим теперь эффективность прогноза I
(Гусев, 1974) по ретроспективным данным,
определяемую как отношение интенсивности
потока событий с М ³ 7.6 в «опасных» интервалах
к средней интенсивности потока событий за весь
период наблюдений. В предельном случае необходимо рассчитывать соответствующие вероятности. Эти оценки более надежны для 1900-2006
гг. В нашем случае I = (7/12.7)/(8/107) = 7.4. Для
случайного потока событий I = 1.
Выявленные закономерности более частого
попадания событий в «опасные окна», естественно, могут использоваться для долгосрочного
прогноза землетрясений в реальном времени.
Рассчитаем время наступления «опасных» интервалов для камчатских землетрясений с моментной магнитудой М ³ 7.6 на ближайшие 25 лет.
Поскольку эпоха минимума очередного цикла
Хэйла наступит после 2006 г., в этом случае, как
видно на рис. 2, две ближайшие активные фазы
Ф1 = 0.12 – 0.24 лунного цикла не пересекутся фазовыми траекториями циклов Хэйла № 14 и № 15.
Траектория № 14 построена для значения длительности цикла Хэйла, равной 21.25 г. (среднее
значение для 5 последних циклов) в предположении (http://sidc.oma.be/html/sidc_graphics.
html.), что эпоха минимума очередного цикла
Хэйла будет приурочена к середине второго
полугодия 2007 г. На 25-летнем интервале 20072031 гг. фазовая траектория (см. рис. 2) пересечет
«опасное окно» лишь один раз, в интервале значений фазы лунного цикла Ф1 = 0.47– 0.58. Этот
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
127
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
128
ШИРОКОВ, СЕРАФИМОВА
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Рис. 3. Распределение сейсмических событий в зависимости от фаз лунного и Хэйловского циклов: а - для Алеутских островов за период 1849 - 2006 гг.;
б - для Курильских островов за период 1780 – 2006 гг.; в - для Японии за период 1894 - 2006 гг. Светлые кружки - события с M = 7.5, темные кружки – события с М ³ 7.6 (для Японии М ³ 7.9). Номера землетрясений даны согласно табл. 1. Наклонными линиями показаны фазовые траектории, номера которых идентичны номерам Хэйловских циклов. Жирной пунктирной линией показан гипотетический Хэйловский цикл № 14. Для событий с М ³ 7.6
одинарной штриховкой выделены «опасные фазовые окна», соответствующие региональному сейсмическому отклику, двойной штриховкой выделен
«опасный» фазовый интервал, соответствующий планетарному сейсмическому отклику. Пояснения в тексте.
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
О СВЯЗИ 19-ЛЕТНЕГО ЛУННОГО И 22-ЛЕТНЕГО СОЛНЕЧНОГО ЦИКЛОВ С СИЛЬНЫМИ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯМИ
диапазон фаз соответствует временному интервалу март 2015 – апрель 2017 гг. С целью уменьшения ошибки прогноза из-за возможной неточности определения временных границ «опасного
окна», связанной с малочисленностью имеющихся данных о событиях с М ³ 7.6, расширим априори окно прогноза на семь месяцев и будем считать, что для Камчатки опасный период соответствует интервалу ноябрь 2014 – июль 2017 гг.
Этот временной интервал более чем на два порядка опаснее по сравнению с остальными годами
25-летнего интервала.
Для трех других регионов распределения землетрясений в фазовом квадрате (Ф1, Ф2) (рис. 3)
также являются значимо неравномерными с
уровнями доверия более 0.95.
ОБ «ОПАСНОЙ» ФАЗЕ ЦИКЛА ХЭЙЛА ДЛЯ
ТИХООКЕАНСКОГО СЕЙСМИЧЕСКОГО
ПОЯСА
При анализе всей совокупности данных для
четырех регионов северо-западной части Тихоокеанского пояса было обнаружено, что в окрестности минимумов 22-летних циклов в фазовом окне Ф2 = 0.90-1.0-0.10, симметричном относительно эпох минимумов (рис. 4), с уровнем
доверия более 0.99 выделяется статистически
значимый фазовый интервал Ф2 = 0.97–0.01,
длительностью в среднем 13 месяцев. В этом
узком «опасном» интервале, занимающем менее
25% общей площади рассматриваемого фазового
окна, отмечено 12 «главных» землетрясений из 15
(рис. 4). К «главным» событиям будем относить
землетрясения соответствующих магнитуд, по
которым выделяются «опасные» окна. Гипотеза
о равномерности распределения землетрясений
отвергается с уровнем доверия более 0.99.
«Опасный» фазовый интервал на рис. 2 и 3
выделен двойной штриховкой. В первой четверти
текущего столетия он соответствует интервалу
октябрь 2006 – январь 2008 гг. Доля событий, попавших в «опасный» интервал, составляет 16.2%
от общего числа (N = 74) главных землетрясений,
а площадь коридора внутри цикла Хэйла составляет 5%. В результате, средняя эффективность
I прогноза, основанного на выявленном эффекте,
равна 16.2/5.0 = 3.2. Менее всего этот эффект выражен для Камчатки (один кластер из двух землетрясений в феврале 1923 г. за 270 лет). Одно из
землетрясений с М = 8.3 из этого «опасного» интервала произошло в текущем цикле Хэйла на
Курильских островах 15 ноября 2006 г.
Так как «главные» землетрясения четырех
регионов в последние 107 лет происходили в
окрестности пяти из шести эпох минимумов
циклов Хэйла, было сделано предположение, что
выявленный эффект характерен для Земли в
целом. Дополнив нашу статистику «главными»
землетрясениями из других регионов Тихоокеанского сейсмического пояса (острова Тонга,
Филиппины, юг Японии, Северная, Центральная
и Южная Америка) за период 1877-2006 гг., был
выявлен статистически значимый «опасный» фазовый интервал (Ф = 0.95–0.01) для Тихоокеанских землетрясений. Его длительность составляет
! "#
$
! %
&'
(
Рис. 4. Распределение землетрясений с М ³ 7.6 (для Японии с М ³ 7.9) в зависимости от фаз лунного
и Хэйловского циклов в окрестности эпох минимумов циклов Хэйла для четырех регионов. Номера
землетрясений соответствуют табл. 1. Двойной штриховкой выделен «опасный» фазовый интервал
Ф2 = 0.97-0.01, примерная длительность которого составляет 13 месяцев.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
129
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ШИРОКОВ, СЕРАФИМОВА
примерно 12 месяцев до и 4 месяца после эпох
минимумов цикла Хэйла. В выделенном «опасном» интервале произошло 23 из 29 «главных»
землетрясений, приуроченных к интервалу фаз
Ф2 = 0.93–0.07, симметричному относительно
эпох минимумов циклов Хэйла. Гипотеза о
равномерности распределения землетрясений
отвергается с уровнем доверия более 0.99.
Если эпоха минимума следующего цикла
начнется ориентировочно в середине второго
полугодия 2007 г. (http://sidc.oma.be/html/
sidc_graphics.html.), то в интервале октябрь 2006–
январь 2008 гг. в Тихоокеанском поясе будет
существенно повышена вероятность возникновения сильных землетрясений с М ³ 7.6 по сравнению с их средней многолетней повторяемостью
и цунами.
Аналогичный эффект был выявлен по каталогам событий с М ³ 6.6 для землетрясений
Кавказа и Средней Азии, т.е. в Альпийско-Гималайском поясе сейсмичности. Это служит
дополнительным подтверждением общепланетарной природы выявленного эффекта. Таким
образом, можно с большим основанием предположить, что до января 2008 г. вероятность возникновения наиболее сильных сейсмических
событий в различных регионах Земли будет повышенной.
Рассчитаем эффективность I предложенной
методики прогноза для четырех регионов по
ретроспективным данным. Величина I равна
отношению доли (Dпрог) соответствующих прогнозу «главных» землетрясений (Nпрог) от их общего количества N к доле (Sопас) площади «опасных» окон и фазовых интервалов относительно
принятой за единицу общей площади фазового
квадрата (Ф1, Ф2). Исходные данные для оценок I,
которые можно получить на основе рис. 2 и рис. 3,
приведены в табл. 2. Согласно расчетам, величина
Dпрог меняется от 85% (Япония) до 100% (Камчатка). Величина I = Dпрог/Sопас меняется от 2.0
(Алеутские о-ва) до 6.2 (Камчатка).
@,
3>>
G
:
' ?
(
M
130
>
F
: H I
F
F
G
B
I
Приведем предварительные соображения по
обсуждаемому вопросу. Нами обнаружены два
типа эффектов взаимосвязи землетрясений с
рассматриваемыми космическими факторами.
Первый (тип I) связан с влиянием на сейсмотектонические процессы 22-летнего солнечного
ритма. В Тихоокеанском поясе сейсмический
отклик проявляется примерно в течение 1 года до
и 4-х месяцев после эпох минимума 22-летних
циклов. Отметим, что на ветви спада Хэйловского
F
2
*
О ПРИРОДЕ ВЫЯВЛЕННЫХ ЭФФЕКТОВ
E
'
C
Для всей совокупности данных из 74 «главных» землетрясений 66 соответствуют ретроспективному прогнозу, т.е. Dпрог =89.3% при среднем значении Sопас = 29.6%. В результате среднее
значение эффективности прогноза оказалось
равным I = 89.3/29.6 = 3.0.
На основе рис. 2 и 3 достаточно просто диагностируются интервалы времени, соответствующие трассам прохождения фазовых траекторий
через «опасные» окна и фазовые интервалы. Как
отмечалось выше, при расчете фазовой траектории № 14 принято, что эпоха минимума цикла
Хэйла № 14 прогнозируется на середину второго
полугодия 2007 г. при расчетном значении длительности цикла Хэйла 21.25 года. Возможные
ошибки определения границ «опасных» интервалов времени в 80% случаев не превысят шесть
месяцев. По фазовой траектории № 14 рассчитан
долгосрочный прогноз времени возникновения
«главных» землетрясений в каждом из четырех регионов на ближайшие 20 лет, т.е. до конца 2026 г.
(табл. 3). После того, как станет известно реальное время эпохи минимума Хэйловского цикла
№ 14, прогностические оценки должны быть
скорректированы. На основании данных табл. 3
следует, что в ближайшие 20 лет в рассматриваемых регионах длительность «опасных» интервалов в различных регионах меняется от 4-х лет для
Камчатки до 6-ти лет для Японии.
K>>
>
($
( $.
I
(
(
EL -$. $1 J
0
. 5 4880
.6
.6
J
8 .0
0
./67 4880
4.
./
8 64
48
0
. /8 4880
.7
.
8 55
4
7
./76 4880
48
.
84
54
04
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
О СВЯЗИ 19-ЛЕТНЕГО ЛУННОГО И 22-ЛЕТНЕГО СОЛНЕЧНОГО ЦИКЛОВ С СИЛЬНЫМИ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯМИ
!
(
'
; =
48
-.4 4880 N .4 4840
:
B
C
&
I
(M
1
0
(
-
I
M
"
OEE 4880 N E 488/
0
8 .88
0
8 .88
0
8 .88
7
8 .88
OE 48.6 N PEE 48.
OE 48.4 N PEE 48.6Q
OE 4848 N EO 4845
PE 48.4 N PEE 48.
EE 488/ N EP 48.8Q
PE 4846 N OEE 4840
71
C
(
8 .88
M
*
'
Примечание. В период XII.2006 – I.2008 гг. ожидается от одного до пяти землетрясений. На
Камчатке вероятность возникновения землетрясений минимальная.Прогноз составлен в
предположении, что эпоха минимума очередного цикла Хэйла № 14 соответствует середине
второй половины 2007 г. Если эта оценка окажется неверной, прогноз будет скорректирован.
цикла на Солнце одновременно происходят как
процессы, связанные с уменьшением солнечной
активности в текущем 22-летнем цикле, так и
процессы зарождения нового Хэйловского цикла.
В этой фазе в наибольшей степени проявляется
нестационарность флуктуаций относительных
изменений солнечной активности (Витинский,
1973). В это время активные образования на
Солнце расположены ближе всего к экватору,
поэтому Земля, вращающаяся вокруг Солнца в
приэкваториальной зоне, становится «мишенью»
для вспышек, которые чаще, чем обычно, являются геоэффективными. По времени этот период
совпадает с выделенной по «главным» землетрясениям значимой фазой в цикле Хэйла. Можно
предположить, что имеющий планетарную природу сейсмический отклик, длительностью около
полутора лет, связан с переломом хода перестройки структуры межпланетного магнитного поля и
изменением динамических параметров солнечного ветра.
Второй тип (тип II) сейсмического отклика
имеет региональную специфику, так как в каждом
регионе выделенные «опасные» окна (рис. 2, 3)
приурочены к разным частям фазового квадрата
(Ф1, Ф2). При трассировании «опасного» окна
существенно повышается расчетное значение
скорости V сейсмотектонического движения
(Ризниченко, 1985), так как более 90% «главных»
землетрясений происходят в периоды «времени
тревоги». В это время оба космических ритма
действуют таким образом, что по результирующему эффекту это равносильно приложению
воздействия в виде суммы и/или произведения
двух факторов одного знака, направленных
одновременно на увеличение V и, как следствие,
магнитуд М землетрясений. И, наоборот, вне
«времени тревоги» результирующее воздействие
приводит к уменьшению V и М, так как «главные»
землетрясения происходят на 1-2 порядка реже.
В определенном смысле хорошей аналогией является ситуация, описанная в известной басне
И.А.Крылова о лебеде, раке и щуке, которые не
могут сдвинуть повозку, так как тянут ее в разных
направлениях.
ВЫВОДЫ
Впервые проведено исследование совместного влияния на возникновение сильных землетрясений 19-летнего лунного прилива и 22летнего солнечного цикла Хэйла.
По данным землетрясений 1737-2006 гг. для
четырех регионов северо-западной части Тихоокеанского сейсмического пояса (Алеутские
острова, Камчатка, Курильские острова, Япония)
на основе разработанной «методики фазовых
траекторий» выявлены статистически значимые
«опасные» фазовые окна. В окрестности эпох минимумов циклов Хэйла также выявлен узкий
«опасный» фазовый интервал для землетрясений
Тихоокеанского пояса с М ³ 7.6, который в первой
четверти текущего столетия приурочен к периоду
октябрь 2006 – январь 2008 гг. В нем ожидается
от двух до шести землетрясений с М ³ 7.6. Одно
из них произошло в районе Курильских островов
15.11.2006 г., М=8.3. В указанных «опасных» периодах в совокупности произошло 66 из 74 землетрясений с магнитудой М ³ 7.6. В целом, доля
«тревожного времени», приходящегося на «опасные» периоды, составляет 29.6%.
Используемый методический подход позволил дать долгосрочный прогноз сильных землетрясений на ближайшие 20 лет для каждого из
четырех регионов северо-западной части Тихоокеанского сейсмического пояса. Сделаны оцен-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
131
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ШИРОКОВ, СЕРАФИМОВА
ки эффективности долгосрочных прогнозов по
ретроспективным данным.
Работа выполнена в рамках гранта ДВО РАН
06 III А–08–336.
Список литературы
Абдурахманов А.А, Фирстов П.П., Широков В.А.
Возможная связь вулканических извержений
с 11-летней цикличностью солнечной активности // Бюл. вулканол. станций. 1976. № 52.
С. 3-10.
Альтгаузен Н.М. О корреляции геомагнитных
возмущений и сейсмической активности Земли // Геомагнетизм и аэрономия. 1974. Т. ХIV.
№ 4. С. 698-701.
Афанасьева В.И. Геоактивность и ее возможные
причины // Геомагнетизм и аэрономия. 1963.
Т. III. № 2. С 385-386.
Барляева Т.В., Морозова А.Л., Пудовкин М.И.
Влияние космических факторов на развитие
землетрясений // Геофизические методы исследований Земли и недр. Материалы Международной научно-практической конференции молодых ученых и специалистов
«Геофизика-99», Санкт-Петербург, 9-12 ноября 1999 г. М., 2000. С. 8-19.
Большев Л.Н., Смирнов Н.В. Таблицы математической статистики. М.: Наука, 1965. 464 с.
Бузевич А.В. Солнечная активность и сейсмичность на Камчатке // Сборник докладов III
международной конференции «Солнечноземные связи и электромагнитные предвестники землетрясений», с. Паратунка, 16-21 августа 2004 г. (http://www.kcs.iks.ru/ikir).
Витинский Ю.И. Цикличность и прогнозы солнечной активности. Л.: Наука, 1973. 257 с.
Гусев А.А. Прогноз землетрясений по статистике
сейсмичности // Сейсмичность и сейсмический прогноз, свойства верхней мантии и их
связь с вулканизмом на Камчатке. Новосибирск: Наука, 1974. С. 109-119.
Гусев А.А. Схема очаговых зон сильных землетрясений Камчатки за инструментальный
период // Комплексные сейсмологические и
геофизические исследования Камчатки.
Петропавловск-Камчатский, 2004. С. 75-80.
Гусев А.А., Петухин А.Г. О возможной синхронизации сильных землетрясений лунным 18.6летним циклом, его долями и кратными // Вулканология и сейсмология. 1997. № 3. С. 64-79.
Гусев А.А., Шумилина Л.С. Повторяемость сильных землетрясений Камчатки в шкале моментных магнитуд // Физика Земли. 2004.
№ 3. С. 34-42.
Кропоткин П.Н. Возможная роль космических
факторов в геотектонике // Геотектоника.
1970. № 2. С. 30-76.
132
Кропоткин П.Н., Трапезников Ю.А. Вариации
угловой скорости вращения Земли, колебаний полюса и скорости дрейфа геомагнитного поля и их возможная связь с геотектоническими процессами // Изв. АН СССР.
Серия геол. 1963. № 11. С. 32-50.
Ламакин В.В. О периодичности байкальских землетрясений // ДАН СССР. 1966. Т. 170. № 2.
С. 210-213.
Мельхиор П. Земные приливы. М.: Мир, 1975. 484 с.
Монин А.С., Каменкович В.М., Корт В.Г. Изменчивость мирового океана. Л.: Гидрометеоиздат, 1974. 156 с.
Нестеренко П.П., Стовас М.В. Изменение гравитационного поля как одна из причин сейсмичности Земли // Геофизика и астрономия.
Киев: «Наукова думка», 1963. С. 85-92.
Пейве А.В. Тектоника и магматизм // Изв. АН
СССР. Серия геол. 1961. № 3. С. 36-54.
Прибылова Н.Е., Бесстрашнов В.М., Годзиковская А.А. Принадлежит ли очаг землетрясения
23.11.1899 г. камчатской сейсмоактивной зоне // Вулканология и сейсмология. 2006. № 2.
С. 46-54.
Ризниченко Ю.В. Избранные труды. Проблемы
сейсмологии. М.: Наука, 1985. 408 с.
Серафимова Ю.К. О связи сильных (MW ³ 7.5) землетрясений Камчатки с солнечной активностью // Геофизический мониторинг Камчатки.
Материалы научно-технической конференции 17-18 января 2006 г., г. ПетропавловскКамчатский. Петропавловск-Камчатский:
«Оттиск», 2006. С. 171-177.
Сытинский А.Д. Современные тектонические
движения как одно из проявлений солнечной
активности // Геомагнетизм и аэрономия.
1963. Т. III. № 1. С. 26-43.
Сытинский А.Д. О влиянии солнечной активности
на сейсмичность Земли // Докл. АН СССР.
1973. Т. 208. № 5. С. 1078-1081.
Сытинский А.Д. О зависимости глобальной и
региональной сейсмичности Земли от фазы
11-летнего цикла солнечной активности //
Докл. АН СССР. 1982. Т. 265. № 6. С. 1350-1353.
Сытинский А.Д. О связи землетрясений с солнечной активностью // Физика Земли. 1989.
№ 2. С. 13-30.
Сытинский А.Д. О связи землетрясений с солнечной активностью // Физика Земли. 1991.
№ 3. С. 110-112.
Тамразян Г.П. Некоторые особенности высвобождения сейсмической энергии недр Земли
в связи с изменениями приливообразующих
и других сил // Пятое совещание по проблемам планетологии. Л., 1965. С. 43-48.
Усов М.И. Структурная геология. М.: Геолгеоиздат, 1940. 212 с.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
О СВЯЗИ 19-ЛЕТНЕГО ЛУННОГО И 22-ЛЕТНЕГО СОЛНЕЧНОГО ЦИКЛОВ С СИЛЬНЫМИ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯМИ
Широков В.А. Влияние космических факторов на
геодинамическую обстановку и ее долгосрочный прогноз для северо-западной части Тихоокеанской тектонической зоны // Вулканизм
и геодинамика. М.: Наука, 1977. С. 103-115.
Широков В.А. Влияние 19-летнего лунного прилива на возникновение больших камчатских
извержений и землетрясений и их долгосрочный прогноз // Геологические и геофизические данные о Большом Трещинном
Толбачинском извержении 1975-1976 гг. М.:
Наука, 1978. С. 164-170.
Широков В.А. Опыт краткосрочного прогноза
времени, места и силы камчатских землетрясений 1996-2000 гг. с магнитудой М = 6-7.8
по комплексу сейсмологических данных //
Геодинамика и вулканизм Курило-Камчатской островодужной системы. Петропавловск-Камчатский, 2001. С. 95-116.
Широков В.А., Широкова Н.В. О проблемах сейсмического риска и краткосрочного прогноза
сильных землетрясений Камчатки // Вопросы географии Камчатки. 2005. № 11. С. 44-55.
Perrey A. Comptes Rendus // Des seances de la
Academie des sciences. 1853. Vol. XXXVI. № 12.
P. 55-61.
Pines D., Shaham I. Seismic activity, polar tides and
the Chandler wobble // Nature. 1973. Vol. 245.
№ 5420. P. 77-81.
Simpson J.F. Solar activity as a triggering mechanism
for earthquakes // Earth and Planetary Sci.
Letters. 1968. Vol. 3. № 5. P. 85-98.
Stoyko N. Sur les relation entre la variation de la
rotation la oscillation libre et les tremblements de
Terre // Compt. Rend. Acad. Sci. 1952. Vol. 234.
№ 26. P. 60-70.
ON THE RELATIONSHIP OF 19-YEAR LUNAR TIDES AND 22-YEAR SOLAR CYCLES
TO STRONG EARTHQUAKES AND A LONG-TERM SEISMIC FORECAST
FOR REGIONS OF THE NORTHWEST PART OF THE PACIFIC BELT
V. A. Shirokov1, Yu. K. Serafimova2
1
Institute of Volcanology and Seismology of the Far Eastern Branch of Russian Academy of Sciences
9, Piip Blvd., Petropavlovsk-Kamchatsky, 683006, Russia
2
Kamchatkan Branch, Geophysical Survey, Russian Academy of Sciences
9, Piip Blvd., Petropavlovsk-Kamchatsky, 683006, Russia
For the first time a distribution of strong earthquakes was studied on the two-dimensional phase
plane. The coordinates of this plane were both the phase of 19-year’s lunar tide and the phase of
22-year’s magnetic solar cycle. The statistically valid «dangerous» phase windows were discovered
on the basis of a devising method by the data of earthquakes 1737-2006 for each of four regions
of a north-west part of. The narrow «dangerous» phase range for Pacific belt earthquakes with
M ³ 7.6 were discovered in the neighborhood of minimum epochs of 22-years’s solar cycles. In
the first quarter of a current century the «dangerous» period dated to an interval October 2006 January 2008, in which 2-6 earthquakes with M ³ 7.6 are expected. One of them has taken place
in Kuril Islands region (15.11.2006, М=8.3). In whole, 66 from 74 earthquakes with a magnitude
M ³ 7.6 were occurred in the «dangerous» intervals. The average alarm time for earthquakes is
equal to 29.6 % of all time. According to the new approach a long-term forecast of the strong
earthquakes for the 20 years immediately ahead for seismic regions (Aleutian Islands,
Kamchatka, Kuril Islands and Japan) was made. The retrospective estimation of long-term
forecast efficiency was made.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
133
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
УДК 550.348
МОДЕЛЬ МАССОПЕРЕНОСА РАДОНА (222Rn) В ПРИЗЕМНЫЙ СЛОЙ АТМОСФЕРЫ
©2006 Р.И. Паровик1, И.А. Ильин2, П.П. Фирстов3
1
Институт космофизических исследований и распространения радиоволн ДВО РАН
684034, c. Паратунка, ул. Мирная, 7; e-mail: romano_kgu@rambler.ru
2
Камчатский государственный университет им. Витуса Беринга,
683032, г. Петропавловск-Камчатский, ул. Пограничная,4
3
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, 683006, г. Петропавловск-Камчатский, бульвар Пийпа, 9
Рассмотрена одномерная математическая модель процесса массопереноса эманации радона (222Rn)
в приземный слой атмосферы из рыхлых отложений. Приведено аналитическое решение, отвечающее граничным условиям задачи, и дан его численный расчет. Построены кривые распределения концентрации радона в верхней части рыхлых отложений и в приземном слое атмосферы
в зависимости от коэффициента кажущейся диффузии и конвективной скорости радона в рыхлых
отложениях.
ВВЕДЕНИЕ
Изучение процесса массопереноса эманации
радона(222Rn) в приземный слой атмосферы из
рыхлых отложений началось в начале XX века. С
одной стороны, изучение массопереноса эманаций радона в рыхлых отложениях было необходимо для поиска месторождений радиоактивных
руд (Граммаков, 1934), с другой стороны, проводились исследования влияния радона на параметры атмосферного электричества (Челмерс,
1974). Повышенный интерес к процессу массопереноса радона привел к созданию множества моделей с различными параметрами, применение
которых нашло в таких научных направлениях
как: сейсмология (Руленко, 1992; Фирстов, 1999;
Фирстов, Рудаков, 2003), геохимия (Белова и др.,
1985; Рудаков, 1985), геофизика (Куповых, 1998;
Новиков, 1989; Новиков, Капков, 1965; Etiope,
Martinelli, 2002).
В приземном слое атмосферы под действием
ионизации воздуха за счет стока радона вблизи
земной поверхности возникает электродный
эффект (Куповых, 1998), что изменяет электрические характеристики в приземном слое атмосферы. Так, перед сильными землетрясениями
Авачинского залива на Камчатке зарегистрированы отрицательные бухтообразные аномалии в
динамике напряженности атмосферного электрического поля, которые связываются с увеличе-
134
нием стока радона в атмосферу (Руленко и др.,
1993, 1996).
Большое количество работ посвящено изучению динамики концентрации подпочвенного
Rn с целью поиска предвестников сильных
землетрясений. Полученные данные позволяют
рассматривать поле подпочвенного радона как
индикатор изменений напряженно-деформированного состояния геосреды. С целью поиска
предвестников сильных землетрясений южной
Камчатки на Петропавловск - Камчатском геодинамическом полигоне в течение последних
десяти лет работают: в Институте вулканологии
и сейсмологии ДВО РАН сеть станций радонового мониторинга (Фирстов,1999; Фирстов, Рудаков, 2003); в Институте космофизических исследований и распространения радиоволн ДВО
РАН флюксметр для регистрации напряженности
атмосферного электрического поля (Бузевич и
др., 1998). В работе (Фирстов и др., 2006) на качественном уровне показана связь между эксхаляцией радона и градиентом потенциала атмосферного электрического поля на ПетропавловскКамчатском геодинамическом полигоне.
Настоящая работа является логическим
продолжением дальнейшей разработки модели
массопереноса Rn из рыхлых отложений в приземный слой атмосферы (Паровик и др., 2006), которая рассматривала в первом приближении, для
простоты, только диффузионную составляющую.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МОДЕЛЬ МАССОПЕРЕНОСА РАДОНА ( 222RN) В ПРИЗЕМНЫЙ СЛОЙ АТМОСФЕРЫ
В массопереносе подпочвенного радона
большой вклад вносят как диффузионная составляющая, так и конвекционная. Поэтому в
данной работе, в отличие от предшествующей,
исследована диффузионно-конвективная одномерная математическая модель массопереноса подпочвенного Rn в приземный слой атмосферы на основе уравнений миграций с начальными и краевыми условиями. Были получены
аналитические решения для данной модели с
помощью метода операционного исчисления
(интегрального преобразования Лапласа). Проведен численный анализ, в ходе которого точные
решения для модели, рассмотренной ранее (Паровик и др., 2006), а также и для модели, описанной в данной работе, выступали в качестве тестовых для их численных решений.
ОПИСАНИЕ МОДЕЛИ
Описание модели массопереноса радона в
грунте и его стока в приземный слой атмосферы
дается системой дифференциальных уравнений
в частных производных с начальными и граничными условиями (Новиков, 1989; Новиков,
Капков, 1965). Именно такое описание модели
позволяет, в зависимости от различных геологофизических параметров, получить представление
о распределении концентрации радона как в
грунте, так и в приземном слое атмосферы. На
рис. 1 показана схема механизма массопереноса
Rn из рыхлых отложений в приземный слой
атмосферы.
На некоторой глубине Z существует фоновая
концентрация радона N¥ Под действием диффузионного и конвекционного процессов происходит массоперенос радона к дневной поверности с последующей его эксхаляцией в
приземный слой атмосферы. В приземном слое
атмосферы включается процесс турбулентной
диффузии, за счет которой концентрация радона
падает с высотой.
ДИФФУЗИОННО-КОНВЕКТИВНАЯ
МОДЕЛЬ МАССОПЕРЕНОСА РАДОНА
В ПРИЗЕМНЫЙ СЛОЙ АТМОСФЕРЫ
В отличие от ранее выполненных работ, где
массоперенос радона в грунте и из грунта в атмосферу рассматривались как отдельные задачи (Новиков, 1989; Новиков, Капков, 1965), нами была
решена упрощенная задача массопереноса радона
в грунте и в приземном слое атмосферы как единый процесс (Паровик и др., 2006). Полученные
решения дают следующие закономерности массопереноса радона: концентрация радона уменьшается при приближении к границе раздела рыхлые отложения – атмосфера; увеличение кажущегося коэффициента диффузии (D*) приводит
к ускорению установления равновесия Rn с продуктами полураспада. Следует отметить что, радон обладает сравнительно малым периодом полураспада 3.825 суток, поэтому теоретически имеет малую миграционную способность в рыхлых
отложениях – первый десяток метров.
Однако часто наблюдаются аномалии Rn на
дневной поверхности от источников с глубин в
несколько десятков метров (Новиков, Капков,
1965; Новиков, 1989), что свидетельствует об
участии в массопереносе радона значительной
конвективной (адвективной) составляющей
(Etiope, Martinelli, 2002).
На основе уравнений миграции радона в грунте и в приземном слое атмосферы (Новиков, 1989;
Новиков, Капков, 1965) составим модель переноса Rn из рыхлых отложений c учетом конвективной составляющей на дневную поверхность.
(1)
Рис. 1. Схема механизма массопереноса радона в приземный слой атмосферы из рыхлых отложений.
где: D - коэффициент диффузии, h - коэффициент пористости, N¥ -фоновая объемная активность Rn, Q - интенсивность эманирования ра-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
135
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПАРОВИК И ДР.
дона, l -постоянная распада радона, v - скорость
конвективного переноса, A -коэффициент турбулентной диффузии в атмосфере.
Данные краевые условия можно интерпретировать следующим образом:
1) равенство потоков и плотностей радона на
границе сред с учетом количества Rn, которое
осталось в порах;
2) постоянная концентрация радона при достижении равновесия с продуктами распада на
определенной глубине рыхлых отложений и
уменьшение концентрации Rn в атмосфере с
высотой;
3) концентрация радона в грунте в начальный
момент времени постоянна.
Будем считать, что скорость конвективного
потока направлена параллельно оси Z и на границе сред отсутствует снос потоков эманации.
Применяя метод операционного исчисления
(Корн, Корн, 1974), получим:
После подстановки констант С2,С3 в систему
(3), получим изображения:
(5)
Здесь
- время установления равновесия с продуктами
полураспада. Теперь вычислим оригиналы. С
помощью несложных преобразований изображения можно привести к табличному виду
(Диткин, Прудников, 1965):
(2)
Граничные условия принимают вид:
(6)
Решая систему (2), получим:
(3)
Учитывая граничные условия задачи (1), найдем константы С1,С2,С3,С4. Принимая во внимание условия на бесконечности, получим С1=С4=0.
Для определения С2,С3 получим систему:
(4)
Решая данную систему (4) относительно констант
С2,С3, получим:
136
За счет наличия конвективного члена процесс
становится более интенсивным, глубина переноса
радона соответственно увеличивается и возрастает сток радона в атмосферу (Новиков, 1989; Новиков, Капков, 1965), в то же время точное решение для данной модели, в сравнении с аналогичным решением для модели (Паровик и др.,
2006), значительно усложняется.
ЧИСЛЕННЫЙ АНАЛИЗ
С целью исследования различия в массопереносе Rn для диффузионной и диффузионноконвекционной модели проводился их численный анализ. Для этого использовался метод конечных разностей: производные заменялись
конечноразностными аналогами, а функция
решения - сеточной функцией. Решение находилось по неявной схеме. Сетка строилась следующим образом: шаг по временной и пространственной координате принимался равномерным,
причем по пространству бралось 20 точек, а по
времени - две точки. Шаг по пространству составлял h = 1 см, по времени t = 3600 c.
Для реализации численного алгоритма принимались следующие значения параметров (Новиков, 1989):
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МОДЕЛЬ МАССОПЕРЕНОСА РАДОНА (222RN) В ПРИЗЕМНЫЙ СЛОЙ АТМОСФЕРЫ
- коэффициент диффузии D=5´10-4 cм2/c и
коэффициент пористости h=0.25 для элювиально-делювиальных отложений;
- фоновая объемная активность Rn N¥ = 10-2
Бк/см3, принята согласно наблюдениям в районе
Паратунского грабена на Камчатке (Фирстов,
Рудаков, 2003);
- интенсивность эманирования радона Q =
0.00756 Бк/(см3×с);
- постоянная распада радона l = 2.1´10-6 с-1;
- скорость конвективного переноса v=10-3 см/с;
- коэффициент турбулентной диффузии в
атмосфере 1000 см2/с;
- время фиксировалось t = 3600 c.
Данные численного анализа приведены в
таблице 1, где представлены точные и численные
решения для диффузионной и для диффузионноконвективной моделей. За счет конвективной
составляющей наблюдается рост значений ОА Rn
на границе раздела грунт-атмосфера (точка i =
10), которые имеют при численном решении порядок 10-4, а при точном - 10-7, что, по-видимому,
) **
+,
связано с точностью численного метода. Аппроксимация численного метода имеет второй порядок точности, следовательно, погрешность будет накапливаться во втором знаке. При уменьшении скорости конвективного потока, роль
диффузии возрастает, но как следует из таблицы
даже с участием конвекции, ОА Rn на дневной
поверхности уменьшается до 10-4-10-7 относительно фоновой ОА Rn, принятой за единицу. В
приземном слое атмосферы при постоянном
коэффициенте турбулентной диффузии концентрация радона без учета ветра убывает с высотой достаточно медленно.
Анализ данных моделей показывает, что
соотношение диффузионной и конвективной
составляющих в рыхлых отложениях, зависящих
от физико-механических характеристик геологической среды, играет очень важную роль в массопереносе Rn. Естественно, массоперенос Rn
осуществляется в результате действия обоих
процессов. Однако, скоростная и пространственная шкала конвективной составляющей го! "# $ %&' &'
$ , $
)
2
/ **
34
78
::7
;;
999
8
:
64
88
64
64
64
64
64
64
64
64
64
64
9 ;
9 9;7778
;: 89 ;
::;98 :;:8
7 :8; : 87
787 ; 7:7
8 78; 7:;
8; :8 9
87 9 8 8
9
;
:
7
8
.-
')
) **
"#
/ **
% 5
34
% 5
34
64
64
64
64
649
64;
64:
647
648
"#
(
9 9 7
9 :
9 8 ;87
9 8 :;
9
;7
9 ;8 :9
9 8 8;
99 8:
9::79;
89 988
7 9;989
9: ;7
: 8;7
7 :7; :
77;78;
8 9 : :;;
8;9 :: 7
87
88;
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
0,
$ ,1
% 5
34
% 5
34
9
7
7
8
;
7
;
;;
:;
8
8 :
;
9
9 7
;9;;
9:7
: :
9 :9
9 :
99 :777
:
8
7 ;889 ;
7;8:79
8 9 8
;
8 ;;:
98
8;8 : :
8798 8 :
;::8 78
7
; ;8;
; 987;79
:;7:77: 8
79; :77
8 7 ; 78
89 77:7
8: : ;
87: 8 78
137
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПАРОВИК И ДР.
раздо больше, чем у диффузионной. Диффузия
преобладает в капиллярах или мелко дроблёных
породах, а адвекция играет главную роль при
больших порах или в раздробленной, трещиноватой среде (Etiope, Martinelli, 2002).
На рис. 2 приведены кривые изменения ОА
Rn N(z), в зависимости от координаты z, относительно фоновой ОА Rn, принятой за единицу.
Численные решения данной модели достаточно
Рис. 2. Точные и численные решения задачи о распределении радона в грунте и его стока в приземный
слой атмосферы в зависимости от коэффициентов D*и v:
1 - точное решение при D*=5´10-3 cм2/c и v=0 см/с; 2 численное решение при D*=5´10-3 cм2/c и v=0 см/с; 3 численное решение при D*=5´10-3 cм2/c и v>10-4 см/с;
4 - точное решение при D*=5´10-3 cм2/c и v>10-4 см/с.
По сравнению с предшествующей работой
(Паровик и др., 2006), получены точные решения
для модели с учетом конвективной составляющей
и проведен их численный анализ. В ходе анализа
была установлена хорошая аппроксимация точных решений как для модели рассмотренной
ранее, так и для модели, описанной в настоящей
работе. В диффузионно-конвективной модели, в
отличие от диффузионной модели, в которой
процесс переноса радона осуществляется только
за счет механизма диффузии, присутствует
скорость конвективного потока радона, увеличивающая концентрацию Rn при выходе на
дневную поверхность.
Рассмотренная математическая модель не
учитывает влияние метеорологических факторов. В настоящий момент на Петропавловск Камчатском геодинамическом полигоне функционирует сеть станций мониторинга подпочвенного Rn с синхронной регистрацией метеорологических параметров (Фирстов, Рудаков,
2003). Анализ полученных экспериментальных
данных суточного и сезонного хода концентрации Rn в грунте совместно с динамикой атмосферного давления и осадков позволит на следующем этапе развития данной работы рассмотреть
вклад метеопараметров в процесс массопереноса
Rn в рыхлых отложениях. В дальнейшем планируется использование точных решений (6) данной
модели в качестве тестовых для численных задач
при условии, что коэффициенты в системе (1)
непостоянны, а также рассмотреть ее в двумерной
или трехмерной постановке.
Список литературы
хорошо аппроксимируют задачу. Из расчетов
модели видно, что распределение радона от
источника к поверхности земли зависит от
кажущегося коэффициента диффузии
и
конвективной составляющей, характеризующейся конвективной скоростью v, увеличение
которой приводит к дальности переноса до нескольких десятков и более метров. При D* = 5×10-3
см2/с и v £ 10-4 см/с наблюдается преобладание
диффузионного процесса.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Построена обобщенная одномерная модель
вертикального массопереноса радона в грунте и
в приземном слое атмосферы с учетом граничных условий. Получено аналитическое решение
уравнений данной модели, которое дает оценку
величины эксхаляции (стока) радона в атмосферу
в зависимости от коэффициента диффузии и
конвективной скорости переноса.
138
Белова Л.Л., Кричевец Г.Н., Шмарнович Е.М.
Математическое моделирование процессов
рудообразования при взаимодействии двух
фильтрационных потоков // Геохимия. 1985.
Т. 5. С. 673-687.
Бузевич А.В., Смирнов С.Э., Филимонов В.И., Фирстов П.П. Специализированный аппаратнопрограммный комплекс (АПК) сбора и обработки геофизической информации обсерватории «Паратунка» // Тез. докл. межд. совещ. 18-21 августа 1998 г. ПетропавловскКамчатский: ИКИР ДВО РАН, 1998. С. 36.
Граммаков А.Г. Эманационный метод поисков,
исследования и разведки радиоактивных
объектов (Тр. ЦНИГРИ: Вып.7). Л., 1934. 115 с.
Диткин В.А., Прудников А.П. Справочник по
операционному исчислению. М.: Высшая
школа, 1965. 455 с.
Корн Т., Корн Г. Справочник по математике для
научных работников и инженеров. М.: Наука,
1974. 832 с.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МОДЕЛЬ МАССОПЕРЕНОСА РАДОНА ( 222RN) В ПРИЗЕМНЫЙ СЛОЙ АТМОСФЕРЫ
Куповых Г.В., Морозов В.Н., Шварц Я.М.. Теория
электродного эффекта в атмосфере. Таганрог:
ТРГУ, 1998. 122 с.
Новиков Г.Ф. Радиометрическая разведка. Л.:
Наука, 1989. 407 с.
Новиков Г.Ф., Капков Ю.Н. Радиоактивные методы разведки. М.: Недра, 1965. 750 с.
Паровик Р.И., Ильин И.А., Фирстов П.П. Математическая диффузионная модель массопереноса радона в грунте и его эксхаляция в
приземный слой атмосферы // Вестник
КРАУНЦ. Серия Науки о Земле, 2006. № 1.
(Вып. 7). С. 110-114.
Рудаков В.П. Динамика полей подпочвенного
радона сейсмоактивных регионов СНГ:
Автореф. дис. … доктора физико-математических наук. М.: ОИ ИФЗ, 1992. 56 с.
Руленко О.П., Иванов А.В., Шумейко А.В. Краткосрочный атмосферно электрический предвестник Камчатского землетрясения 6.03.
1992, М=6.1 // Докл. РАН. 1992. Т. 326. № 6.
С. 980-982.
Фирстов П.П. Мониторинг объемной активности подпочвенного радона ( 222Rn) на
Паратунской гидротермальной системе в
1997-1998 гг. с целью поиска предвестников
сильных землетрясений Камчатки//Вулканология и сейсмология. 1999. № 6. С. 33-43.
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. 33-43.
Фирстов П.П., Понаморев Е.А, Чернева Н.В.,
Бузевич А.В. Подпочвенный радон и градиент
потенциала атмосферного электрического
поля в районе Петропавловск - Камчатского
геодинамического полигона в 1998 - 2005 гг.
(Камчатка) //Вестник КРАУНЦ. Серия науки
о Земле. 2006. № 7. С. 102-109.
Челмерс Дж. А. Атмосферное электричество. М.:
Мир, 1974. 419 с.
Etiope G., Martinelli G. Migration of carrier and trace
gases in the geosphere: an overview // Physics of
The Earth and Planetary Interiors. 2002. Vol. 129.
P. 185-204.
A MODEL FOR MASS TRANSFER OF RADON (222Rn) IN THE ATMOSPHERE
NEAR THE SURFACE
R.I. Parovik1, I.A. Iljin2, P.P.Firstov3
1
Institute of Cosmophysical Researches and Radio Wave Propagation, Far East Division, Russian Academy of Sсiences,
Paratunka, 684034, Russia; e-mail: romano_kgu@rambler.ru
2
Kamchatka State University by Vitus Bering, Petropavlovsk-Kamchatsky, 683032, Russia
3
Institute of volcanology and seismology, Far East Division, Russian Academy of Sciences,
Petropavlovsk-Kamchatsky, 683006, Russia
The paper presents a generalized one-dimensional model for mass transfer of radon 222Rnemanation in alluvium deposits and the surface layer of the atmosphere. Analytical solutions for
this model were found which meet the boundary conditions of an experiment and the numerical
analysis is lead. Curve distributions of concentration of radon-emanation in the top part in alluvium
deposits and the surface layer of the atmosphere were constructed depending on coefficients of
effective diffusion and convection speeds transfer.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
139
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
УДК 553.48
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ПОЛЯ И НИКЕЛЕНОСНОСТЬ КАМЧАТСКОГО
СРЕДИННОГО МАССИВА
© 2006 М. Д. Сидоров, В. А. Степанов
Научно-исследовательский геотехнологический центр ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, 683002;
е-mail: vitstepanov@yandex.ru, smd52@mail.ru
Приводятся краткие сведения о строении и никеленосности Камчатского срединного массива.
Проанализированы физические свойства горных пород и медно-никелевых руд, а также дана характеристика массива в геофизических полях. Никеленосные интрузии дукукского комплекса
отнесены к группе немагнитных пород высокой плотности, что определяет возможность их выявления на картах геофизических полей и прогнозирования новых перспективных территорий. Для
никеленосной интрузии Шанучского месторождения получена Rb-Sr изохрона в 49.2 ±2.7млн.
лет, что соответствует эоцену.
ВВЕДЕНИЕ
Крупный (площадью около 15 тыс. км2) выступ протерозойских, палеозойских и мезозойских
(доверхнемеловых) образований в южной части
Камчатского полуострова отвечает критериям
срединного массива в понимании А.Л. Яншина
(Яншин, 1965), А.Д. Щеглова (Щеглов, 1971) и
других исследователей. В опубликованных ранее
работах он известен как Срединный Камчатский
массив, Срединный Камчатский выступ или
Центрально-Камчатский кристаллический массив (Геология СССР, т. XXXI, 1964; КорякоКамчатский…, 2002; Некрасов, 2003). Наиболее
древние метаморфизованные образования колпаковской и камчатской серии протерозойского
возраста приурочены к центральной части массива, а метатерригенные и сланцевые осадки хейванской, андриановской и химкинской свит палеозойского (?) возраста располагаются вдоль северной и южной окраин массива. Перечисленные
образования прорваны многочисленными интрузиями гранитоидов палеозойского (?) и мелового возраста, развитыми преимущественно в
центральной, осевой части Камчатского срединного массива (КСМ). На периферии массива
наряду с ними расположены многочисленные
малые интрузии, силлы и дайки базитов и гипербазитов , преимущественно сложенные породами
кортландит-горнблендит-пироксенит-габбродиоритовой ассоциации дукукского комплекса
эоценового возраста. Наиболее молодые образо140
вания – риолиты и риодациты голоцена слагают
район Хангарского вулканического сооружения.
В пределах Камчатского срединного массива
проявлено, главным образом, медно-никелевое
оруденение (месторождение Шануч, рудопроявления Восточно-Геофизическое, Квинум, Дукук,
Оленье и др.), в меньшей степени - золотое, золотосеребряное и медно-порфировое. Медно-никелевое оруденение приурочено к дукукскому базитовому комплексу малых интрузий и даек. Оруденение тяготеет к краевым частям КСМ, выполненным метатерригенными черносланцевыми толщами. Согласно классификации Нгуен
Динь Ката, Камчатский срединный массив относится к дорифейским автохтонным массивам
внутригеосинклинального типа с медно-никелевой минерагенической специализацией (Нгуен
Динь Кат, 1983).
МЕДНО-НИКЕЛЕВОЕ ОРУДЕНЕНИЕ
В пределах Камчатского срединного массива
выделяются два рудных узла с медно-никелевым
оруденением: Шанучский и Дукукский (Трухин,
Кременецкий и др., 2003 г.1). Они приурочены к
1
Трухин Ю.П. и др. Отчет «Проведение комплекса работ,
связанных с геологическим изучением платиново-медноникелевых руд в южной части Дукукского никеленосного
рудного узла Квинум-Кувалорогской зоны». ПетропавловскКамчатский, ФГУ «ТФИ по Камчатской области и КАО».
2003. 300 с.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ПОЛЯ И НИКЕЛЕНОСНОСТЬ КАМЧАТСКОГО СРЕДИННОГО МАССИВА
северной и южной оконечностям КСМ. В геологоструктурном плане рудным узлам отвечают площади развития терригенных углеродсодержащих
толщ, прорванных сериями малых интрузий, даек
и силлов никеленосного дукукского комплекса.
Наиболее изучено Шанучское медно-никелевое месторождение, расположенное в северной
части КСМ. Оно представлено рудными телами
массивных, брекчиевых, прожилковых и вкрапленных руд халькопирит-пентландит-пирротинового состава. Рудные тела приурочены к сложного строения крутонаклонным дайкообразным
интрузиям амфиболовых габбро, амфибол-биотитовых диоритов и кварцевых диоритов (Селянгин, 2003). Они располагаются среди палеозойских (?) гнейсо-гранитов и кристаллических
сланцев камчатской серии.
О возрасте никеленосных интрузивов Камчатки существуют разноречивые сведения. Так, в
обобщающей работе по геологии и полезным ископаемым Камчатки указывается, что возраст
медно-никелевого оруденения, на основании определения абсолютного возраста рудоносных интрузий калий-аргоновым методом (54-96 млн.
лет), предположительно определяется как позднемеловой-раннепалеогеновый (Геология СССР, т.
XXXI, 1977). С.А. Щека и В.М. Чубаров указывают,
что непосредственно в пределах Камчатского
срединного массива возраст никеленосных интрузивов по радиологическим К-Ar датировкам
меняется в интервале от 220 до 80 млн. лет, то есть
от позднего триаса до позднего мела (Щека,
Чубаров, 1987). На более древний – позднепалеозойский (?) возраст медно-никелевого оруденения Камчатки указывает А.И. Байков с соавторами (Байков и др., 1988). В более поздней работе
В.А. Полетаева сообщается, что определения абсолютного возраста никелевых интрузий Центральной Камчатки охватывают время от юры до
олигоцена, но возраст их формирования – позднеюрский-раннемеловой, скорее всего – раннемеловой (Полетаев, 1999).
Для уточнения возраста никеленосных интрузивов Шанучского месторождения нами произведено определение абсолютного возраста RbSr методом. В качестве объекта изотопного исследования выбран интрузив Шанучского месторождения. Из него отобраны 5 проб неизмененных разностей амфиболовых диоритов, меладиоритов, габбро-диоритов, пегматоидных габбро-диоритов и пегматоидных диоритов. Просмотр шлифов подтвердил отсутствие вторичных
изменений в отобранных пробах. Химический
состав пород приведен в табл. 1. После дробления
до фракции +0.5-1мм из проб В.Е. Кунгуровой
(НИГТЦ ДВО РАН) были отобраны под бинокуляром монофракции амфибола, биотита или
сростков биотита с амфиболом, как минералов,
богатых калием.
Определение абсолютного возраста Rb-Sr
методом было выполнено в Центре изотопных
исследований ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург).
Содержание изотопов рубидия и стронция определялось на термоионизационном масс-спектрометре Triton (Германия). Результаты измерения
показаны в табл. 2 и на рис. 1. По пяти пробам
получена изохрона: t = 49.2 + 2.7 Ma, JR = 0.7053
± 0.0010, MSWD = 33. Отдельно рассчитана изохрона по 3-м пробам (табл. 2): t = 49.16 + 0.29 Ma,
Рис. 1. Изохрона абсолютного возраста никеленосной
интрузии габбро-диоритов на месторождении Шануч.
JR = 0.70490 ± 0.0015, MSWD = 0.016. Обе изохроны указывают на эоценовый возраст магматизма при небольших величинах отклонения.
Отношение изотопов стронция (0.7049 и 0.7053)
несколько выше мантийного и указывает на некоторую контаминированность никеленосной
магмы материалом земной коры.
Для определения основных закономерностей
размещения медно-никелевого оруденения нами
проведен анализ геофизических полей на Камчатском срединном массиве и физических свойств горных пород и никелевых руд.
ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
ГОРНЫХ ПОРОД И РУД
Физические свойства горных пород Камчатского срединного массива (КСМ) и структур
обрамления изучались на протяжении длительного периода (с 60-х годов ХХ в.), в основном, по
коллекциям геологических и геофизических партий, проводивших исследования в этом районе.
Для измерений свойств использовались лабораторные установки и приборы МА-21, JR-4, ВЛКТ,
ИМВ-1, ПИМВ.
Для сравнительного анализа физических
свойств горные породы разбиты на группы по
принадлежности к традиционно выделяемым в
этой части Камчатского полуострова геологичес-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
141
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
142
4
5 6$
$
5 63
(
5 6<
9
?6(
3
?63
5
6
>
7
7
7
6$ 5 63
6
%"#$
&'$#(
)*$#(
)*#
+,#
+-#
./#
0/$#
1$ #
2$#3
!#(
3( 33
8 9$:
: ;$
$:
< $4
8 4(<
4; 4$
4 9$
84
4 48
8 8<=
8 =9
( :3
;: =4
3; ;4
8 983
49 <:
8 (;
3 8=
8 8:
48 =(
9 4(
$ 9=
8 ($$
8 4$;
8 8<
4 99
;; :8
3: <4
4 84
$8 8:
8 :;
( <;
8 8=
$ :9
3 :$
( 39
4 :=
8 $;9
8 89
8 ;8
;; :4
3= $9
8 ;:
4; 4:
< ((
( (:
8 43
$ ;8
3 ;$
( (;
4 :;
8 33
8 84
4 3;
;; 34
3( 3(
4 3$
44 39
( ;9
= <3
8 4(
: :9
= =3
4 33
$ 88
8 4(
8 48
$ $:
;: ;=
5 6< >A
>
@B 5 > 7
C
>D
>
>A
7
H >
4
5
6$
$
5
63
(
5
6<
9
?6(
3
?63
O
PI
IW5XYXHL
7
>
6
M
>
>
M
7
7
7
6
M
>
$ ( 3L Q R 9; 4= N 8 $; +/ SE R 8 <89; N 8 8843 +!TU R 8 84= I
>
EF6!G
:<
EF :=!G
:<
!G :=!G
EF IJJKL
!G IJJKL
(3 9;
;( $(
4 488
8 <8=$N8 884$
4; 8;
4$( :
8 993=
8 <83$N8 884(
4<4 (
$4: 4
$ $=;
8 <8=3N8 8848
((9 9
=; 38
4( ;$
8 <43;N8 8848
343 =
4$ $8
4$( $
8 <;8;N8 8848
4 $ ( 9 3L Q R 9; $ N $ < +/ SE R 8 <83( N 8 8848 +!TU R (( ? >
POB V 6
СИДОРОВ, СТЕПАНОВ
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
@
7
!"#$
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
1+01!.+.5
0-#&)5;
1+*4$0-#&)5
*4+).!""+<#)*+#
)"!-95
04!-!.'
2+$.+.$75# )"!-95
$4.$!13+2$"+.5
!13+2$"$75#
)"!-95
0-#&)$04!-+.5
8"!0+$0-#&)5 75)$'
*$0"+-$%#1+).5#
!13+2$"$75#
8"!0+$0-#&)5
!13+2$"$75#
)"!-95
1+01!.+.5
!13+2$"+.5
8"!0+$0-#&)5 ) %
8"!0+$0-#&)5 1 %
3+""+.5
1#.!8#)<!-+*+
)"!-95
2+$.+.$75
1#.!8#)<!-+*
1#.!*$-0"$1#4!.5
04!3+.'
2+$.+.$75& )"!-#9
3+""+.5
=8+6$.'
>"$4+.$75# )"!-95
04!-!.'
).!74$"+.$75# )"!-95
!13+2$"$75# )"!-95
1#.!8#)<!-+*+
1#.!!"#74$"+.5
)"!-95
)"!-95
1#.!8#)<!-+*+
3+""+.$+65;
!)8+6-5# )"!-95
3+""+.5
1+*4$*7!49+.5
"$.-$)./ 0 )1
,!&-$%$&)*+#
(#%$%$&)*+#
!"#$%$&'
(#%$%$&)*+#
6+!2!%5
1#.!2!%+.5
8"!0+$0-#&)$04!-+.5
:"/.4!2!%+.5
8+4$*)#-+.5
0!224$6+$4+.5
0!224$
0!224$1$-9$-+.5
04!-+.5
+ 8"!0+$04!-+.5
0-#&)$04!-+.5
)+#-+.5
)+#-+.$6+$4+.5
04!-$6+$4+.5
6+$4+.5
0!224$
!"/2+.$3+45
04!-+.5
04!-+.$+65
6+$4+.$75#
8$43+4+.5
6+$4+.5
6$"#4+.5
"$.-$)./ 0 )1
ким комплексам и структурам. Толщи нижнего
структурного яруса представлены породами колпаковской и камчатской метаморфических серий.
Толщи верхнего структурного яруса - породами
хейванской, химкинской и квахонской свит.
Структуры обрамления массива – терригенными
породами кихчикской серии и хозгонской свиты,
вулканогенными и вулканогенно-осадочными
породами ирунейской и кирганикской свит мезозойского возраста, а также осадочными, вулканогенно-осадочными и вулканическими породами кайнозойского возраста. Интрузивные породы сгруппированы по возрасту и принадлежности к интрузивным комплексам. Срединный
массив вытянут в меридиональном направлении
на 200 километров и занимает большую территорию. Для сравнительной характеристики физических свойств однотипных пород различных
частей он условно разделен на три части (южную,
центральную и северную) на широте рек Правая
Колпакова и Облуковина. Такое сравнение позволяет лучше понять структуру геофизических
полей, наблюдаемых над массивом.
Плотность. Как известно, плотность горной
породы главным образом зависит от ее минерального состава. Наибольшей плотностью обладают
интрузивные породы основного состава и породы
амфиболитовой фации метаморфизма. Плотность
этих пород близка к 3.0 г/см3. Наименьшая плотность отмечается у вулканических пород из обрамляющих массив кайнозойских осадочных и
вулканических толщ (песчаники, алевролиты,
шлаки, туфы, игнимбриты, кислые эффузивы).
Плотность этих пород обычно заключена в интервале значений от 2.2 до 2.45-2.50 г/см3. На рисунке 2а приведена сравнительная диаграмма
плотности пород высоких фаций метаморфизма
(колпаковская и камчатская серии) для различных частей КСМ.
Как видно из диаграммы, для всего массива
отмечается значительная разница в плотности
между гнейсами и амфиболитами, достигающая
0.25-0.3 г/см3. Плагиогнейсы, гнейсограниты и
мигматиты во всех частях массива имеют примерно одинаковую плотность в интервале 2.65 2.70 г/см3. В группе гнейсов выделяются амфиболовые гнейсы из центральной части массива
(междуречье Правой Колпаковой и Облуковины).
Их средняя плотность повышена на 0.1-0.2 г/см3,
вероятно, за счет большего количества амфиболов
в породе. На диаграмме также видна несколько
увеличенная плотность амфиболитов юга массива. Породы зеленосланцевой фации регионального метаморфизма из толщ верхнего яруса (филлиты, слюдяные сланцы, метапесчаники) имеют,
в целом, плотность в пределах 2.65-2.66 г/см3, что
незначительно ниже плотности гнейсов (рис. 2б).
На этом фоне повышенной плотностью выделя-
"$.-$)./ 0 )1
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ПОЛЯ И НИКЕЛЕНОСНОСТЬ КАМЧАТСКОГО СРЕДИННОГО МАССИВА
Рис. 2. Средняя плотность пород различных частей
массива. а - толщи нижнего яруса, б - толщи верхнего
яруса, в - интрузивные комплексы. Линией показана
аппроксимирующая кривая изменения плотности.
ются эпидот-хлоритовые сланцы (2.77 г/см3) из
южной, микрокварциты из северной (2.88 г/см3),
а также филлиты (2.75 г/см3) из центральной частей массива. Наиболее плотными породами верхних толщ являются кристаллические и амфиболовые сланцы (до 2.93 г/см3). Прогиб аппроксимирующих кривых на рисунках свидетельствует
о том, что центр массива сложен менее плотными
породами по сравнению с краевыми частями (северной и южной).
Для интрузивных пород кайнозоя и мезозоя
(рис. 2в), развитых в пределах массива, отчетливо
проявлено увеличение плотности в ряду гранит -
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
143
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СИДОРОВ, СТЕПАНОВ
габбро. Однако такой зависимости не наблюдается для палеозой-мезозойских интрузий. Если
для первых разница в средней плотности между
гранитами и габбро достигает 0.4-0.5 г/см3, то для
вторых всего 0.02 г/см3. Их средняя плотность
находится в одном диапазоне с породами зеленосланцевой фации. Наименее плотными являются кайнозойские альбитофиры и граниты
(2.51-2.61 г/см3), наиболее плотными мезозойские базиты и ультрабазиты (2.97-3.1 г/см3). Установлено, что кайнозойские разновидности этих
пород обладают более низкими средними значениями (2.75 г/см3). Средняя плотность габброперидотитов дукукского интрузивного комплекса из северной части массива (район г. Верхняя
Тхонжа) составляет 3.02 г/см3 (Сидоренко и др.,
19992), а из интрузий того же состава, расположенных в южной части массива – 2.85 г/см3
(Боровцов и др., 2001 3 ). Средняя плотность
субвулканических метапикродолеритов алисторского комплекса также очень высокая и составляет 2.90 г/см3 (Боровцов и др., 20013).
В целом, для метаморфических пород массива отмечается повышение плотности по мере
возрастания степени метаморфизованности, а
для интрузивных - с увеличением их основности
(рис. 3). Это связано с постепенно возрастающей
долей тяжелых минералов в общей массе указанных пород.
Плотность медно-никелевых руд зависит от
структурно-текстурных особенностей и, соответственно от доли сульфидной фракции. Для массивных руд плотность составляет 3.71 г/см3, руды
прожилково-вкрапленные -3.0 г/см3; нориты и
кортландиты с вкрапленными рудами – 2.8 г/см3
(Гумовский, 19904). При незначительном количестве рудных вкрапленников плотность близка
к плотности базитов, вмещающих рудные тела.
Из приведенных данных можно заключить,
что для массива и сопредельных окраин (с учетом
распространенности и мощности толщ, комплексов) средняя плотность промежуточного слоя,
принятая для гравиметрических карт в редукции
Буге (2.67 г/см3), вполне соответствует действи-
2
Сидоренко В.И., Селиванов М.Т., Лисович В.А. Объяснительная записка к Государственной геологической карте Российской Федерации масштаба 1:200000. Издание второе. Серия
Хангарская, лист N-57-VII (г. Тупая). Петропавловск-Камчатский, ФГУ «ТФИ по Камчатской области и КАО». 1999. 150 с.
3
Боровцов А.К., Сидоренко В.И., Щенко В.И. и др. Объяснительная записка к Государственной геологической карте Российской Федерации масштаба 1:200000. Издание второе. Серия
Хангарская, лист N-57-XX (Ганалы). Петропавловск-Камчатский, ФГУ «ТФИ по Камчатской области и КАО». 2001. 150 с.
4
Гумовский А. С. Отчёт о результатах поисков медно-никелевых месторождений на участке Квинум за 1988-1990 гг.,
ФГУ «ТФИ по Камчатской области и КАО». 1990. 250 с.
144
!13+2$"$75#
0-#&)5
!13+2$"$75#
)"!-95
!13+2$"+.5
*4+).!""+<#)*+#
)"!-95
3+""+.5
!)8+6-5#
)"!-95
1#.!1$43+<#)*+#
+-.4:%+7-5#
Рис. 3. Тенденции плотности пород западной части
срединного массива (междуречье Воровская-Облуковина).
тельности. Исходя из этого, следует предполагать,
что в поле силы тяжести, особенно в его локальной
компоненте, достаточно контрастными локальными максимумами могут отражаться интрузивы
основного, среднего-основного состава, эффузивы квахонской свиты. Области с преобладанием
пород амфиболитовой фации метаморфизма
среди гранитогнейсов могут создавать относительные местные повышения уровня поля. Напротив, большие массы гранитогнейсов вместе с
гранитоидными интрузивами должны создавать
пониженный аномальный гравитационный фон.
В целом, эти закономерности и нашли отражение
на картах среднемасштабных гравиметрических
съемок (1:200000). Обнаружение медно-никелевых рудных тел, в силу их малых размеров, возможно только при высокоточных крупномасштабных гравиметрических съемках. Это же относится к обособленным малым телам никеленосных базитовых интрузий.
Магнитные свойства. Главным ферромагнетиком, благодаря которому формируются магнитные свойства горных пород, является акцессорный магнетит. В подавляющем большинстве
горные породы, слагающие метаморфический
массив являются слабомагнитными или практически немагнитными. Это равно относится и к
нижним и к верхним толщам. Магнитная восприимчивость для пород этих толщ, как правило, не
превышает первых сотен единиц в 10-5 СИ. Незначительное повышение магнитности наблюдается лишь у амфиболовых сланцев и амфиболитизированных плагиогнейсов (рис. 4).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ПОЛЯ И НИКЕЛЕНОСНОСТЬ КАМЧАТСКОГО СРЕДИННОГО МАССИВА
#
%
$
%
$
!"#$%$&'
(#%$%$&
&
,4:.$0$4$7)*+& +
F-64+!-$7)*+&
*$18"#*)5
E:*:*)*+&
*$18"#*)
,$"/)*+&
*$18"#*)
0-#&)$04!-+.5
0!224$
6+$4+.5
1#.!2!%+.5
6+!2!%5
8"!0+$0-#&)$04!-+.5
,4:.$0$4$7)*+& +
F-64+!-$7)*+&
*$18"#*)5
E:*:*)*+&
*$18"#*)
,$"/)*+&
*$18"#*)
0-#&)$04!-+.5
0-#&)$8"!0+$04!-+.5
0-#&)$04!-+.5
0!224$
!"#$%$&'
(#%$%$&
&
8"!0+$0-#&)$04!-+.5
$
1#.!2!%+.5
6+!2!%5
%
0-#&)$8"!0+$04!-+.5
0-#&)$04!-+.5
$
0!224$
%
04!-$6+$4+.5
04!-+.5
0!224$1$-9$-+.5
8+4$*)#-+.5
D#7$'
D!7*+-)*+& !-64+!-$7)*+&
*$18"#*)
*$18"#*)
#
1#.!6+$4+.5
1#.!8#4+6$.+.5
1#.!8+4$*)#-+.5
8"!0+$04!-+.5
04!-$6+$4+.5
04!-+.5
6+$4+.5
0!224$
(
8"!0+$04!-+.5
,!&-$%$&
0!224$1$-9$-+.5
8+4$*)#-+.5
04!-$6+$4+.5
6+$4+.$75#
8$43+4+.5
6+$4+.5
0!224$
)"!-95
2+$.+.$75
1#.!8#)<!-+*
1#.!*$-0"$1#4!.5
04!3+.'
2+$.+.$75& )"!-#9
3+""+.5
=8+6$.'
>"$4+.$75# )"!-95
04!-!.'
).!74$"+.$75# )"!-95
!13+2$"$75# )"!-95
1#.!8#)<!-+*+
1#.!!"#74$"+.5
1#.!8#)<!-+*+
3+""+.5
)"!-95
3+""+.$+65;
!)8+6-5# )"!-95
1+*4$*7!49+.5
3+""+.5
1#.!8#)<!-+*+
Значительно большим разнообразием магнитных свойств обладают породы из интрузивных
комплексов, прорывающих метаморфиды (рис. 5).
Для них отчетливо проявляется зависимость магнитности от основности пород. Наименьшими
величинами магнитных параметров отмечаются
кислые разновидности пород, максимальными основные и ультраосновные. Исключение составляют базиты дукукского комплекса. К категории немагнитных и слабомагнитных относится большинство интрузий, объединенных в
крутогоровский гнейсоплагиогранитовый, кольский плагиогранит-гранодиоритовый и дукукский габбро-кортландитовый интрузивные комплексы. Наиболее магнитными являются породы
из интрузий левоандриановского комплекса
субщелочных габбро, пироксенитов и дунитов и
лавкинского гранодиоритового комплекса. Интрузивные тела левоандриановского и лавкинского комплексов, в силу повышенных магнитных свойств слагающих их пород, на фоне немагнитных пород метаморфических толщ, находят четкое отражение в аномальном магнитном
поле даже на среднемасштабных картах (рис. 8 на
(
D#7$'
D!7*+-)*+& !-64+!-$7)*+&
*$18"#*)
*$18"#*)
04!-$6+$4+.5
6+$4+.$75#
8$43+4+.5
6+$4+.5
0!224$
'
(!0-+.-!?
7$)84++1<+7$)./;
Рис. 4. Средняя магнитная восприимчивость метаморфических пород различных частей массива: а - толщи нижнего яруса; б - толщи верхнего яруса.
,!&-$%$&
BC
$4.$!13+2$"+.5
!13+2$"$75#
)"!-95
04!-!.'
2+$.+.$75# )"!-95
*4+).!""+<#)*+#
)"!-95
1+01!.+.5
0-#&)5;
1+*4$0-#&)5
0-#&)$04!-+.5
1+01!.+.5
!13+2$"+.5
8"!0+$0-#&)5 ) %
8"!0+$0-#&)5 1 %
8"!0+$0-#&)5 75)$'
*$0"+-$%#1+).5#
!13+2$"$75#
8"!0+$0-#&)5
!13+2$"$75#
)"!-95
@A-!?
'
'
(!0-+.-!?
7$)84++1<+7$)./;
9#-.4!"/-!?
BC
)#7#4-!?
3 странице обложки). К среднемагнитным относятся породы интрузий андриановского метагаббрового комплекса.
Из всех базитовых интрузивных комплексов,
прорывающих массив, только дукукский комплекс обладает аномально низкими магнитными
свойствами. Это характерно практически для всех
петрографических разновидностей пород слагающих интрузии.
Приведенные сведения о плотностных и магнитных свойствах горных пород из района метаморфического массива позволяют разделить их на
несколько петрофизических групп. Породы этих
групп широко распространены, слагают геологические тела значительного размера и объема в
верхней части Земной коры, оказывают существенное влияние на аномальные геофизические
поля (гравитационное и магнитное).
Группа 1. Немагнитные (до 100х10-5 СИ),
относительно малоплотные (2.57-2.65 г/см 3)
породы. Основную массу этой группы составляют гнейсы, гранитогнейсы, мигматиты колпаковской и камчатской метаморфических серий,
граниты интрузий крутогоровского и кольского
комплексов.
Группа 2. Немагнитные (магнитная восприимчивость до 100х10-5 СИ), слабомагнитные (маг-
(!0-+.-!?
7$)84++1<+7$)./;
@A-!?
G).#).7#--!? $).!.$<-!?
-!1!0-+<#--$)./; ' BC
9#-.4!"/-!?
BC
)#7#4-!?
Рис. 5. Средние значения магнитных свойств интрузивных пород: а - магнитная восприимчивость; б естественная остаточная намагниченность.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
145
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СИДОРОВ, СТЕПАНОВ
нитная восприимчивость сотни в10-5 СИ) породы
со средней плотностью (2.66-2.80 г/см3). К этой
группе относится большая часть пород хейванской, хозгонской, квахонской свит, кихчикской
серии, кристаллические сланцы камчатской серии, метабазиты андриановского комплекса.
Группа 3. Магнитные (магнитная восприимчивость 1000-3000х10-5 СИ), средней плотности
(2.66-2.80 г/см3) породы. В эту группу входят
вулканогенные отложения кирганикской и ирунейской свит (кроме осадочных пород), лавкинского интрузивного комплекса, а также кайнозойские эффузивы среднего, средне-основного состава из образований Центрально-Камчатского
вулканического пояса.
Группа 4. Немагнитные (магнитная восприимчивость до 100х10-5 СИ), слабомагнитные (магнитная восприимчивость сотни в 10-5 СИ) породы
высокой плотности (свыше 2.85 г/см3). В эту группу выделяются базиты дукукского интрузивного,
метапикродолериты алисторского субвулканического комплексов. К этой же группе следует
отнести амфиболиты колпаковской и камчатской серий.
Группа 5. Магнитные (магнитная восприимчивость 1000-3000 х10-5 СИ) и сильномагнитные
(магнитная восприимчивость более 3000 х10-5 СИ)
породы высокой плотности (свыше 2.85 г/см3).
Группа представлена породами левоандриановского комплекса субщелочных габбро, пироксенитов и дунитов.
Промежуточное положение занимают метабазиты андриановского метагаббрового комплекса. Породы обладают средней магнитностью
(магнитная восприимчивость 870х10 -5 СИ) и
средней плотностью (2.69 г/см3).
По петрофизическим характеристикам породы 4 группы близки к таковым из интрузивной
никеленосной формации Кольского полуострова.
Большая плотность и слабые магнитные свойства
свидетельствуют о большой глубине образования
рудоносных магм (Физические свойства горных
пород и полезных ископаемых. Справочник геофизика.1984, с. 398). Магнитные свойства базитов
дукукского комплекса резко увеличиваются при
появлении в них значительных вкраплений магнитных рудных минералов (магнетита и моноклинного пирротина).
ПОЛОЖЕНИЕ КСМ В ГЕОФИЗИЧЕСКИХ
ПОЛЯХ
Гравитационное поле. В поле силы тяжести
КСМ выделяется как область низких значений
Dg, которая по резким гравиметрическим ступеням субмеридионального простирания граничит с аномальными зонами положительного поля
на востоке и западе. С севера КСМ отделен суб146
широтной полосой горизонтальных градиентов
поля силы тяжести (такого же простирания) от
аномальной области отрицательного, сильно
дифференцированного поля с дуговым рисунком
изоаномал. Этот тип поля характерен для структур Центрально-Камчатского вулканического
пояса. В поле градиентов субширотная полоса
фрагментарно прослеживается почти через весь
полуостров. Ширина полосы на отдельных участках превышает 10 км. Вероятно, таким образом
отражается структурно-вещественная неоднородность и повышенная деструкция Земной
коры, обусловленная тектоническими движениями трансформного типа. Сложно построенные гравитационные ступени в краевых частях
массива свидетельствуют о латеральной неоднородности и повышенной проницаемости этих
участков коры.
Для большей части КСМ характерны отрицательные значения Dg. Наиболее низкие значения поля приурочены к выходам гранитов и гранитогнейсов. К краям массива поле повышается
и становится положительным. Это обусловлено
сокращением малоплотного гранитогнейсового
слоя в верхах коры и уменьшением ее мощности.
При относительной плавности наблюденного
поля Dg, для КСМ характерным является наличие
небольших по размерам контрастных относительных локальных максимумов. Многие из них
сосредоточены в краевых частях массива. Особенно отчетливо максимумы проявляются в остаточных аномалиях при малых радиусах осреднения наблюденного поля (рис. 6 на 3 странице
обложки). Анализ физических свойств горных
пород позволяет заключить, что большинство
локальных максимумов связано с интрузиями,
сложенными породами среднего, средне-основного, основного и ультраосновного состава. Избыточные плотности этих интрузивных тел достигают 0.2-0.5 г/см3 по сравнению с плотностью
вмещающих толщ.
При решении прогнозно-поисковых задач
важно выделить из общего аномального поля ту
его составляющую, которая хотя бы приближенно
отражает пространственное положение рудоконтролирующих структур. Существует много методов
разделения поля на локальную и региональную
компоненты, но независимо от применяемой
методики вычислений, успех во многом зависит
от «контрастности» изучаемых структур и геологических тел. В первую очередь, это избыточная
(недостаточная) плотность тел по сравнению с
вмещающей средой. Важными факторами являются локализованность геологических тел в определенном глубинном интервале и их размеры. Подобие порядка аномалий и порядка геологических
структур позволяет даже при самых общих схематических представлениях о геологическом
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ПОЛЯ И НИКЕЛЕНОСНОСТЬ КАМЧАТСКОГО СРЕДИННОГО МАССИВА
строении территории успешно разделять наблюдаемые аномалии на региональную и локальную
составляющие.
Предпосылками для выделения в гравитационном поле аномалий, которые можно сопоставить с интрузиями дукукского никеленосного
комплекса, являются:
- высокая плотность пород интрузий по сравнению с вмещающей средой (избыточная плотность 0.2-0.5 г/см3);
- расположение интрузий в верхней части коры, благодаря чему аномальные эффекты от этих
тел достаточно интенсивны для регистрации их
среднемасштабными съемками;
- размещение интрузий в пределах срединного массива и его краевых частей, которые выражены характерным типом гравитационного поля
пониженного уровня;
- размеры наиболее эродированных и крупных интрузий комплекса, известные по геологическим данным (Кувалорог, Дукук и др.), составляют в поперечнике от 2 до 7 км и площадью
до 20 кв.км.
Первые две предпосылки указывают на то,
что аномалии над телами комплекса будут представлены в локальной компоненте отчетливо выраженными максимумами. Третья предпосылка
ограничивает относительно однотипную область
земной коры, в пределах которой эти максимумы
можно расценивать как возможные аномалии над
интрузиями комплекса. Четвертая предпосылка
дает возможность для выбора параметров трансформации наблюдаемого гравитационного поля.
Наиболее распространенным методом разделения аномалий на локальную и региональную
составляющие является осреднение поля круговой палеткой с некоторым заранее определенным
радиусом и последующим его вычитанием из наблюденных значений. Для определения оптимального радиуса проведено опытное осреднение
в трех точках расположенных в северной, центральной и южной частях аномальной области
КСМ. Полученные графики (рис. 7) указывают
на наличие аномалий нескольких порядков. Для
графиков северной и южной частей массива отмечаются характерные точки перегиба (изменение
знака второй производной) в интервале 4-5 км.
На графике для центральной части КСМ две
точки – 3 и 6.5 км. При дальнейшем увеличении
радиуса правые ветви кривых монотонно стремятся к асимптотическим значениям за пределы
рассматриваемой аномальной области. Полученные опытным путем радиусы сопоставимы с размерами интрузивных тел. Можно считать, что на
карте остаточных аномалий (рис. 6 на 3 странице
обложки), полученной с R= 4 км, нашли отражение интрузии (в том числе и не эродированные)
дукукского комплекса.
Рис. 7. Характер изменения поля силы тяжести от радиуса осредняющей палетки для различных участков
Камчатского срединного массива. Штриховыми линиями ограничена зона оптимальных радиусов для выделения остаточных аномалий. 1 - северная часть, 2 центральная часть, 3 - южная часть.
Магнитное поле. Большая часть горных пород, слагающих КСМ, является не магнитной. Эта
особенность выразилась на картах среднемасштабной аэромагнитной съемки в виде плавного
слабо отрицательного или около нулевого поля,
которым характеризуется территория КСМ (рис.
8 на 3 странице обложки). На фоне немагнитных
пород массива контрастными положительными
аномалиями отмечаются интрузии среднего, основного и ультраосновного состава, а также вулканиты обрамления массива, эффузивы и пирокластические отложения вулкана Хангар в центральной части. Породы рудоносных интрузий дукукского габбро-кортландитового комплекса слабомагнитны, заметных аномальных эффектов не создают, в силу чего не находят четкого отражения в
аномальном поле. Эта особенность отличает их
от базитов других интрузивных комплексов, распространенных на территории КСМ, например,
левоандриановского. Почти вся территория КСМ
исследована крупномасштабными (1:50000) аэромагнитными съемками. Магнитное поле на этих
картах более дифференцированное и структурированное, но и на них сохраняется отмеченная
закономерность.
Глубинные сейсмические зондирования. Срединный массив пересечен полностью одним про-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
147
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СИДОРОВ, СТЕПАНОВ
филем глубинного сейсмического зондирования
(ГСЗ) в районе р. Облуковина и фрагментарно в
южной части (бассейн р. Коль) исследован методами магнитотеллурического зондирования (МТЗ),
методом обменных волн землетрясений (МОВЗ)
с шагом наблюдений 5-20 км. Центральная часть
массива глубинными геофизическими профилями не изучалась.
В 1968 году сводной экспедицией Якутского
института геологии, СахКНИИ, Института вулканологии и СНИИГИМСа были проведены рекогносцировочные исследования методом ГСЗ по
профилю с. Облуковино - с. Кирганик. Несмотря
на малую детальность наблюдений на профиле
был выделен ряд маркирующих сейсмических
границ и дана скоростная характеристика разреза.
На западном и восточном фрагментах профиля,
за пределами массива, выделена преломляющая
граница с граничной скоростью 5.0-5.2 км/сек.
Эта граница отождествляется с кровлей верхнемеловых отложений. Ниже нее выделена граница
со скоростями 6.2 км/сек на равнинной части
профиля и 5.8 км/сек в Срединном хребте. В западной части профиля глубина залегания этой
границы находится в интервале 10 – 6 км, постепенно воздымаясь в восточном направлении.
В предгорьях Срединного хребта граница по разлому поднята на два километра и выходит на
поверхность в районе КСМ (Потапьев, 1974.). С
востока массива, в Центрально-Камчатском прогибе, граница также по разлому погружается до
глубины 5 км. Природа границы интерпретируется двояко: на окраинных частях массива предполагается, что это физическая граница, отражающая степень регионального метаморфизма, а на
других участках профиля это структурная поверхность подошвы осадочно-вулканогенных отложений (Потапьев, 1974). Граница Конрада залегает на глубинах 20-25 км. Пластовые скорости
ниже нее составляют 6.4-6.7 км/сек. За подошву
коры на профиле принята граница М с эффективной скоростью 6.0 км/сек и пластовой, в ниже
лежащей толще, 7.4 – 8.3 км/сек. С запада на восток по профилю глубина залегания подошвы коры ступенеобразно изменяется от 31 до 39 км,
максимально увеличиваясь перед Срединным
хребтом. Далее, на отрезке профиля через собственно КСМ сейсмических данных не получено.
Восточнее же массива эта сейсмическая граница
фиксируется на глубине около 40 км.
Северная часть массива пересечена региональным профилем МОВЗ по направлению с
запада на восток. Извилистый профиль проходит
по долине р. Облуковина через перевал Оганчи и
далее по долине р. Кирганик. Южная часть массива пересечена аналогичным профилем по долине р. Пымта с разрывом в районе Срединного
хребта (где обнажаются породы наиболее глубо148
ких фаций метаморфизма) и по р. Правый Лунтос
с выходом в долину р. Быстрая. Шаг наблюдений
по профилю составлял 5-7 км, величина пропущенного интервала около 20 км. На разрезе в интервале глубин до 40-50 км выделяются цепочки
коррелируемых точек обмена, которые отождествляются с границами внутри коры – кровлей метаморфического слоя (на флангах массива), разделом Конрада, границей Мохо. По интерпретации
авторов (Мишин В.В. и др., 1998 гг.5), в пределах
метаморфического массива граница Мохо устанавливается фрагментарно на глубинах 45-40 км,
обнаруживая тенденцию к воздыманию от флангов к центральной части. На северном профиле
МОВЗ в центральной части массива выделяется
вертикальная зона отсутствия точек обмена. Ширина зоны 10-15 км.
Таким образом, собственно в районе выходов
пород высоких фаций метаморфизма (колпаковская и камчатская серии), надежных сейсмических данных, которые бы позволили судить о положении подошвы коры и других структурных
разделов внутри массива, не имеется. Можно
только предполагать их положение, опираясь на
сейсмические границы подходящих из смежных
с востока и запада отрезков профилей.
Представление о мощности коры получают
способом корреляционного анализа гравитационного поля и глубин до сейсмической границы
М, которая фрагментарно фиксируется на профилях ГСЗ в разных районах полуострова. На рисунке 9 представлен фрагмент одной из схем, построенной подобным образом. На ней видно, что для
КСМ максимальная мощность коры предполагается в его центральной и восточной частях – 40
и более км. Западный фланг массива расположен
на участке резкого сокращения мощности коры
до 33-35 км. К этому участку приурочено Шанучское рудное поле.
Более детальные сведения о положении подошвы коры получены при плотностном моделировании глубинных разрезов по гравиметрическим данным среднемасштабных съемок. Суть
моделирования состоит в вычислении теоретических аномалий по модели геологического разреза и сравнения их с аномалиями наблюденными
приборами. Разрез уточняется до достижения
погрешности 5-10 %.
По данным моделирования, максимальная
мощность коры для КСМ наблюдается в междуречье Правой Колпаковой и Облуковины. Здесь
5
Мишин В.В. и др. Отчет о комплексных геолого-геофизических исследованиях на региональном профиле 2 класса п. Ниж. Облуковина – г. Андриановка, проведенные
комплексной геофизической партией региональных исследований в 1991-98 гг., ФГУ «ТФИ по Камчатской области
и КАО». 1998. 400 с.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ПОЛЯ И НИКЕЛЕНОСНОСТЬ КАМЧАТСКОГО СРЕДИННОГО МАССИВА
Рис. 9. Схема глубин залегания поверхности М (по
Бабошиной,1984), с дополнениями. 1 – контур Камчатского срединного массива; 2 – Шанучское рудное
поле; 3 – стратоизогипсы поверхности «М».
граница, ниже которой плотность среды соответствует верхней мантии (свыше 3.4 г/см3), расположена на глубине около 40 км ниже уровня моря.
К северу и югу эта плотностная граница воздымается и в районе Шанучского рудного поля залегает на глубинах 28-30 км. В центральной части
КСМ отмечается максимальная мощность верхнего, относительно малоплотного гранито-гнейсового слоя. На модели в районе рудного поля, в
верхах коры под массивом г. Верхняя.Тхонжа
выделяется блок с плотностью 3.0 г/см3, которая
характерна для пород основного-ультраосновного состава. Этот блок соответствует локальному
максимуму силы тяжести (рис. 6 на 3 странице обложки). Количественная интерпретация этой
аномалии определяет центр тяжести тела в интервале глубин от 1 до 1.7 км ниже уровня моря.
Можно предположить в этой части разреза интрузию базитового состава или скопление небольших интрузивных тел, обладающих повышенной
плотностью.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Анализ геофизических полей и никеленосности Камчатского срединного массива позволяет сделать следующие выводы:
– предполагаемая мощность коры для КСМ
(40-43 км) получена путем экстраполяции со
смежных участков профиля ГСЗ и интерпретации
гравитационного поля. Максимальная мощность
коры предполагается в северо-восточной части
массива. К западу и юго-западу отмечается резкое
сокращение мощности коры до 33-35 км;
– в поле силы тяжести КСМ выделяется как
область низких значений Dg, которая по сложным
гравиметрическим ступеням субмеридиональной
ориентировки граничит с аномальными зонами
положительного поля к востоку и западу от него;
– территории срединного массива отвечает
слабо отрицательное и около нулевое магнитное
поле. Контрастными максимумами магнитного
поля выделяются интрузии базитов и ультрабазитов, диорит-гранодиоритов а также вулканиты среднего и основного состава;
– изучение физических свойств горных пород
позволило выделить в пределах КСМ пять групп
пород: немагнитные, относительно малоплотные;
немагнитные и слабомагнитные средней плотности; магнитные средней плотности; немагнитные высокой плотности и магнитные высокой
плотности;
– никеленосные интрузии дукукского комплекса относятся к группе немагнитных пород
высокой плотности, что отличает их от других
комплексов пород основного и ультраосновного
состава. К этой же группе относятся метапикриты
алисторского субвулканического комплекса;
– анализ структуры гравитационного поля и
петрофизические характеристики пород никеленосных интрузий позволяет выделить локальные
максимумы силы тяжести, которые могут быть
обусловлены интрузивными телами подобными
кувалорогскому, не вскрытыми эрозией (либо
частично эродированными), центры масс которых располагаются на глубинах в первые км;
– известные проявления никеля пространственно приурочены к краевым частям максимумов силы тяжести (шанучская, квинум-кувалорогская группы проявлений). Предполагается,
что экстремумы максимумов силы тяжести фиксируются над относительно крупными погруженными магматическими камерами, с которыми, в
свою очередь, могут быть связаны мелкие рудоносные интрузии-сателлиты, внедрявшиеся по
тектоническим деструктивным зонам;
– на карте остаточных аномалий, вдоль западной окраины КСМ выделяются перспективные аномальные участки, где возможно обнаружение медно-никелевой минерализации: в междуречье Правая Коль и Сунтук, среднем течении
рек Правая Воровская, Колпакова, Хейван и к
северу от г. Верхняя Тхонжа. Здесь отмечаются
либо контрастные максимумы, образующие це-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
149
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СИДОРОВ, СТЕПАНОВ
почки либо отдельные аномалии с примыкающими к ним полосами повышенных значений
остаточного поля и отсутствуют коррелируемые
с гравитационными магнитные аномалии;
– для никеленосной интрузии месторождения Шануч получена Rb-Sr изохрона абсолютного возраста в 49.2 ± 2.7 млн. лет, что отвечает
эоцену.
Список литературы
Бабошина В.А., Терещенко А.А., Харахинов В.В.
Глубинное строение Охотоморского региона
по геофизическим данным. М.: ВНИИ Газпром, 1984. Вып. 3. С. 15-36.
Байков А.И., Кутыев Ф.Ш., Сидоров Е.Г., Яроцкий Г.Т. Медно-никелевое сульфидное оруденение Камчатки // Никеленосность базитгипербазитовых комплексов Украины, Урала,
Сибири и Дальнего Востока. Апатиты, 1988.
С. 59-61.
Геология СССР, т. XXXI. Геологическое описание. М.: Недра, 1964. 733 с.
Геология СССР, т. XXXI. Полезные ископаемые.
М.: Недра, 1977. 351 с.
Коряко-Камчатский район – новая платиноносная провинция России / Вильданова Е.Ю.,
Зайцев В.П., Кравченко Л.И. и др. // СПб:
ВСЕГЕИ. 2002. 383 с.
Нгуен Динь Кат. Типы срединных массивов Земли // ДАН СССР. 1983. Т. 269. № 4, С. 905-908.
Некрасов Е.Г. Тектоническая природа КамчатскоКорякского региона и вопросы геодинамики
складчатого обрамления севера Тихого океана // Геотектоника. 2003. № 6. С. 53-79.
Полетаев В.А. Сульфидные платиноидно-медноникелевые месторождения и рудопроявления
перидотит-пироксенит-пиритовой формации
центральной Камчатки // Платина России.
Т. 3 М.: ЗАО «Геоинформмарк», 1999. С. 191-199.
Потапьев С.В. Рекогносцировочные исследования ГСЗ на Западной Камчатке // Тр. Сах.
КНИИ. №5. 1974. Вып. 37. С. 49-61.
Селянгин О.Б. Петрология никеленосных базитов Шанучского рудного поля // Вестник
КРАУНЦ. 2003. № 2. С. 33-55.
Физические свойства горных пород и полезных
ископаемых (петрофизика) / Справочник
геофизика / Под редакцией Н.Б. Дортман. М.:
Недра, 1984. 455 с.
Щеглов А.Д. Металлогения срединных массивов.
Л.: Недра, 1971. 148 с.
Щека С.А., Чубаров В.М. Никеленосные кортландиты Камчатки // Известия АН СССР. Сер.
геол. 1987. № 12. С. 50-61.
Яншин А.Л. Проблема Срединных массивов //
Бюл. МОИП. Сер. геол. 1965. Т. 40. № 5. С. 8.
GEOPHYSICAL FIELDS AND NICKEL CONTENT
OF SREDINNY MASSIF, KAMCHATKA
M. D. Sidorov, V. A. Stepanov
Research Geotechnological Center, Far Eastern Branch of the Russian Academy of Science
30 Severo-Vostochnoe shosse, Petropavlovsk-Kamchatsky, P.O. Box 56
Brief data about structure and nickel content of Kamchatka Sredinny massif is presented. Physical
properties of rocks and copper-nickel ores were analyzed; massif characteristic in geophysical
fields was made. Nickeliferous intrusions of Dukukski complex were referred to a group of nonmagnetic rocks of high density; it gives an opportunity to reveal them on the maps of geophysical
fields and to forecast new perspective territories. Rb-Sr isochron of 49.2 ±2.7 Ma obtained for
nickeliferous intrusions of Shanuch deposit corresponds to Eocene.
150
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
УДК 551.21.
ИЗУЧЕНИЕ АКТИВНОСТИ ВУЛКАНОВ КАМЧАТКИ И
о. ПАРАМУШИР (СЕВЕРНЫЕ КУРИЛЫ) В 2006 г. В РАМКАХ ПРОЕКТА KVERT
©2006 О. А. Гирина1, С. Л. Сенюков2, Н. А. Малик1, А. Г. Маневич1, С. В. Ушаков1,
Д. В. Мельников1, Ю. В. Демянчук1, С. Я. Дрознина2, Т. Ю. Кожевникова2,
И. Н. Нуждина2, С. Л. Толокнова2, Л. В. Котенко1
1
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, 683006; e-mail: girina@kscnet.ru
2
Камчатский филиал Геофизической службы РАН, Петропавловск-Камчатский, 683006
В 2006 г. в рамках проекта KVERT, главной задачей которого является снижение вулканической
опасности для авиации в северной части Тихого океана, проводились наблюдения за действующими
вулканами Камчатки и островов Атласова и Парамушир Северных Курил. В 2006 г. три вулкана
Камчатки представляли опасность для авиаперевозок. На вулкане Карымский в течение года
продолжалось умеренное эксплозивное извержение, начавшееся 1 января 1996 г. На вулкане
Безымянный 9 мая и 24 декабря произошли сильные пароксизмальные извержения с подъемом
эруптивных колонн до 15 км над уровнем моря. На вулкане Шивелуч с 4 декабря начали происходить
отдельные пепловые выбросы на высоту до 10 км над уровнем моря, а 27 декабря в течение суток
непрерывно наблюдалась эксплозивная активность вулкана с подъемом пепловых облаков до 4-6
км над уровнем моря. На вулкане Ключевской в декабре отмечались некоторое повышение
сейсмической активности и слабая термальная аномалия. На вулканах Авачинский, Мутновский
(Камчатка) и Эбеко (о. Парамушир, Северные Курилы) наблюдалась повышенная фумарольная
деятельность.
ВВЕДЕНИЕ
В 2006 г., как и раньше, комплексный анализ
всей имеющейся информации об активности
действующих вулканов Камчатки и двух островов
Северных Курил проводился в рамках проекта
KVERT (Kamchatkan Volcanic Eruption Response
Team) (Гирина и др., 2004; Кирьянов и др., 2003)
в тесном сотрудничестве коллег Института вулканологии и сейсмологии (ИВиС) ДВО РАН,
Камчатского Филиала Геофизической Службы
(КФ ГС) РАН и Аляскинской вулканологической обсерватории (АВО) Геологической службы
США. Ежедневно анализировались данные, полученные с помощью трех видов мониторинга
вулканов: сейсмического (КФ ГС РАН), видеовизуального (ИВиС ДВО РАН и КФ ГС РАН) и
спутникового (АВО, КФ ГС РАН и ИВиС ДВО РАН).
В 2006 г. три вулкана Камчатки представляли опасность для авиаперевозок в районе полуострова. На вулкане Карымский в течение года
продолжалось умеренное эксплозивное извержение, начавшееся 1 января 1996 г. На вулкане
Безымянный 9 мая и 24 декабря произошли
сильные пароксизмальные извержения с подъемом эруптивных колонн до 15 км над уровнем
моря. На вулкане Шивелуч с 4 декабря начали
происходить отдельные пепловые выбросы на
высоту до 10 км над уровнем моря, а 27 декабря в
течение суток непрерывно наблюдалась эксплозивная активность вулкана с подъемом пепловых
облаков до 4-6 км над уровнем моря. На вулкане
Ключевской в декабре отмечались некоторое
повышение сейсмической активности и слабая
термальная аномалия. На вулканах Авачинский,
Мутновский (Камчатка) и Эбеко (о. Парамушир,
Северные Курилы) наблюдалась повышенная
фумарольная деятельность (рис. 1 на второй странице обложки). Время событий указывается по
Гринвичу (UTC) (местное время = Гринвичское +
12 ч в зимнее или + 13 ч в летнее время).
Вулкан Шивелуч – самый северный и один из
наиболее активных вулканов Камчатки. Очередной цикл его эруптивной активности (экструзивно-эксплозивной с эпизодами экструзивноэксплозивно-эффузивной), начавшийся в 1980 г.,
продолжается и в настоящее время.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
151
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГИРИНА И ДР.
После пароксизмального события 22 сентября 2005 г. активность вулкана постепенно
снизилась, в течение 2006 г. наблюдалась, преимущественно, умеренная и слабая фумарольная
деятельность. 4 декабря 2006 г., после относительного покоя вулкана в течение 1 года и 2 месяцев, на куполе произошел первый пепловый
выброс. Цветовой код опасности вулкана для
авиации 4 декабря был изменен с Желтого на
Оранжевый: http://www.kscnet.ru/ivs/kvert/
updates/2006/12/KamAct5406.htm. По данным КФ
ГС РАН, сейсмическое событие продолжалось в
течение получаса – с 19:06 до 19:40 UTC. Подготовки этого эруптивного эпизода не было: сейсмичность вулкана в предыдущие дни не превышала уровень фона, слабая термальная аномалия в районе вулкана регистрировалась последний раз 22 ноября 2006 г. Исходя из опыта
наблюдений за развитием вулкана Шивелуч,
можно предположить чреду событий, происходивших на вулкане. Вероятно, под действием
медленно развивающегося экструзивного процесса блоки купола все более теряли устойчивость. Очередная подвижка магмы вызвала обвал
небольшой части купола, за которым последовало
несколько сильных взрывов, поднявших пепел до
6 и более километров над уровнем моря (н.у.м.).
Высота пеплового облака была определена по
спутниковым данным. Грубый материал разрушенной части купола отложился на юго-западном
склоне вулкана, протянувшись на расстояние 57 км от купола; отложения тефры, в форме относительно узкого вытянутого на 150 км эллипса,
покрыли северо-восточный склон вулкана. После
этого события в районе лавового купола начала
регистрироваться яркая термальная аномалия.
Это указывало на то, что магматическое вещество
находится близко от поверхности.
С 4 по 16 декабря на вулкане происходил
преимущественно экструзивный процесс, сопровождавшийся обрушением раскаленных лавин,
при этом пепел поднимался на высоту не более
3-4 км н.у.м. Отдельные мощные пепловые эксплозии, поднимавшиеся до 10 км н.у.м., отмечались 16, 17, 20, 24-27 декабря (рис. 2 на первой
странице обложки). В связи с усилением эксплозивной активности вулкана Шивелуч, цветовой
код его опасности для авиации 26 декабря в 06:12
UTC был изменен с Оранжевого на Красный:
http://www.kscnet.ru/ivs/kvert/updates/2006/12/
KamAct64-06.htm . По данным КФ ГС РАН, с
10:00 до 24:00 UTC 25 декабря в районе вулкана
регистрировалось непрерывное спазматическое
вулканическое дрожание с A/Tmax = 3.6 мкм/с; а с
00:00 до 08:30 и с 12:30 до 24:00 UTC 26 декабря –
равным 5.3 мкм/с. 27 декабря дрожание отмечалось в течение суток, но его величина уменьшилась до 1.2 мкм/с; 28 декабря - до 0.8 мкм/с, 29
152
декабря – до 0.25 мкм/с. По видеоданным, с 21:00
по 24:00 UTC 26 декабря и с 00:00 по 05:30 UTC
27 декабря (в светлое время суток) на вулкане
непрерывно происходили пепловые выбросы до
высоты 4-5 км н.у.м. По спутниковым данным,
пепловые шлейфы и облака отмечались на востоке и юго-востоке от вулкана на расстояниях от
него > 1500 км. Постепенно эксплозивная активность вулкана прекратилась, и в 23:30 UTC 27
декабря цветовой код вулкана был изменен с
Красного на Оранжевый: http://www.kscnet.ru/
ivs/kvert/updates/2006/12/KamAct65-06.htm. По
сейсмическим данным, отдельные пепловые выбросы до 8.0 км н.у.м. отмечались также 30-31
декабря, но визуальных подтверждений таким
событиям не было, так как вулкан в это время был
закрыт облаками.
В настоящее время медленное выжимание
магмы и, соответственно, рост купола продолжается. Время от времени наблюдаются: парогазовая эмиссия с различным содержанием пепла,
обрушение отдельных глыб с вершины купола;
лавины на его склонах, при которых пепловые
облака поднимаются до 4-5 км н.у.м. При появлении магмы на поверхности земли происходят
отдельные пепловые эксплозии на высоту до 10
км н.у.м.
Безымянный – один из активнейших вулканов Камчатки, расположен в центральной части
Ключевской группы вулканов.
При облете вулкана на вертолете 1 апреля
2006 года, сотрудниками КФ ГС РАН и Камчатской вулканологической станции им. Ф.Ю. Левинсона-Лессинга был обнаружен новый лавовый
поток на западном склоне купола, а также новый
экструзивный блок лавы на его вершине. Лавовый
поток был сформирован, вероятно, после небольшого эруптивного события, произошедшего
30 ноября 2005 г.; когда появился экструзивный
блок – не ясно, так как сейсмических событий,
которые могли бы указать на его формирование,
в декабре - марте 2005 г. отмечено не было. В этот
же день - 1 апреля 2006 г. - на спутниковых снимках отмечалась крупная термальная аномалия в
районе вулкана.
Известно, что в течение почти 30 лет эруптивные события на вулкане Безымянный развивались примерно по одинаковому сценарию:
1-ая фаза - выжимание экструзивных блоков на
лавовом куполе; 2-ая фаза – пароксизмальная серии мощных эксплозий; 3-ья фаза – излияние
вязкого лавового потока на склон купола (Алидибиров и др., 1988; Богоявленская, Кирсанов,
1981). В связи с появлением экструзивного блока
на вершине вулкана стало ясно, что началась подготовка нового эксплозивного извержения, первое сообщение об этом было передано экспертной
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИЗУЧЕНИЕ АКТИВНОСТИ ВУЛКАНОВ КАМЧАТКИ И О. ПАРАМУШИР
группой KVERT 7 апреля: http://www.kscnet.ru/
ivs/kvert/ updates/2006/04/KamAct14-06.htm.
Первые признаки активизации вулкана проявились по сейсмическим данным 11 апреля сотрудниками КФ ГС РАН были зарегистрированы 3 поверхностных землетрясения. Количество таких событий с течением времени нарастало, появились землетрясения на глубинах до
20 км. Вулканическое дрожание было отмечено в
районе вулкана 7, 11, 15, 17, 20 и 24 апреля. В
начале мая начало расти количество ежесуточно
происходящих поверхностных землетрясений: с
1-го по 5-ое мая – с 10 до 28. Продолжительность
ежедневного вулканического дрожания увеличилась. 4-го мая впервые за долгое время наблюдалась по видеокамере раскаленная лавина на
куполе, пепел с ее поверхности поднялся до 4 км
н.у.м.; а 6-го мая - небольшой пепловый выброс
до высоты 800 м над куполом, шлейф протянулся
на северо-восток от вулкана. По алгоритму прогноза извержения вулкана Безымянный по сейсмическим данным, созданному С.Л. Сенюковым (Sergey L. Senyukov, 2006), было ясно, что подготовка эксплозивного извержения вулкана
усилилась, и 7-го мая в 00:15 UTC цветовой код
его опасности для авиации был изменен экспертной группой KVERT с Желтого на Оранжевый: http://www.kscnet.ru/ivs/kvert/updates/
2006/05/KamAct19-06.html. Было указано, что
«эксплозивное извержение вулкана возможно
в течение следующих одной или двух недель».
Активность вулкана продолжала усиливаться: возросло количество раскаленных лавин,
обрушивавшихся с купола; начала увеличиваться в размерах термальная аномалия в районе вершины купола.
После сообщения дежурного оператора КФ
ГС РАН о том, что появилось непрерывное вулканическое дрожание, а над куполом вулкана начала формироваться большая вертикальная
парогазовая колонна, сотрудниками проекта
KVERT (ИВиС ДВО РАН) было принято решение об изменении цветового кода опасности
вулкана для авиации. Вулканологический опыт
изучения извержений этого вулкана указывал
на то, что эксплозивное извержение вулкана
произойдет в самое ближайшее время. В 06:35
UTC 9 мая цветовой код вулкана был изменен с
Оранжевого на Красный: http://www.kscnet.ru/
ivs/kvert/updates/2006/05/KamAct20-06.htm, было
указано, что эксплозивное извержение возможно в течение 1-2 дней.
В 08:21 UTC 9 мая началось пароксизмальное
эксплозивное извержение вулкана Безымянный. Над
мощной вертикальной эруптивной колонной
сформировалась зонтичного вида пепловая туча
диаметром около 60-80 км, которая поднялась до
15 км н.у.м. (рис. 3а на второй странице обложки).
Пепловый шлейф, закрученный неравномерными конвективными процессами, перемещался
в различных направлениях - одновременно на
восток, северо-восток и юго-восток от вулкана.
Сообщение экспертной группы KVERT об этом
событии было передано всем заинтересованным пользователям в 09:30 UTC 9 мая: http://
www.kscnet.ru/ivs/kvert/updates/2006/05/Kam
Act21-06.htm .
Сейсмическая активность вулкана вернулась к уровню фона к 12:00 UTC 9 мая. Однако
возможность эксплозивной активности вулкана оставалась, поэтому цветовой код опасности вулкана для авиации с Красного на Оранжевый был изменен только в 21:40 UTC 9 мая; и с
Оранжевого на Желтый – в 05:20 UTC 10 мая.
Однако в течение последующего времени – в мае
и июне 2006 г. - в сообщениях экспертной группы
KVERT указывалось: «Рост лавового купола
продолжается. Вероятно, происходит излияние
вязкого лавового потока на склон купола. Вблизи вулкана существует опасность для полетов
местной авиации, связанная с небольшими
пепловыми и аэрозольными шлейфами, характерными для активности вулкана после сильных эксплозивных извержений». Позже такие
аэрозольные шлейфы, протягивавшиеся от вулкана, отмечались неоднократно (рис. 3б на второй
странице обложки).
На спутниковых снимках 12 июня 2006 г.
наблюдались отложения пепла, протянувшиеся
от вулкана на восток до Тихого океана и на северо-восток в сторону п. Усть-Камчатск (рис. 4).
В результате проведенных вулканологами в июле 2006 г. полевых работ, был обнаружен новый
Рис. 4. Отложения пепла, сформированные при
извержении вулкана Безымянный 9 мая 2006 г.
Спутниковый снимок TERRA MODIS, 00:30 UTC 12
июня 2006 г., NASA, США.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
153
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГИРИНА И ДР.
а
б
Рис. 5. Фронт отложений пеплово-глыбового пирокластического потока, образованного при
извержении вулкана Безымянный 9 мая 2006 г. (а); вулканическая бомба типа «хлебной корки» на
высоте около 2000 м над уровнем моря на его южном склоне (б). Фото О.А. Гириной.
пирокластический поток на юго-восточном
склоне вулкана протяженностью около 3-4 км
(рис. 5а). По сравнению с потоком 2005 г., содержащим большое количество пористых, отлагавшихся в «пластичном» состоянии, глыб лавы,
в потоке 2006 г. преобладали обломки лавы более
плотных разностей. По долинам ручьев на южном
и юго-западном склонах вулкана наблюдались,
как и после извержения вулкана в 2005 г., отложения пирокластических волн, однако их
протяженность и мощность были несколько
меньшими. Склоны вулкана со всех сторон были
засыпаны тефрой. Отличительной чертой этого
извержения было наличие большого количества вулканических бомб типа «хлебной корки»
размером до 1 м (рис. 5б). При облете вулкана на
вертолете 31 июля выяснилось, что двойной
кратер, образовавшийся на вершине лавового
купола 11 января 2005 г., в результате извержения 9 мая значительно расширился (рис. 6 на
второй странице обложки). На западном склоне
купола был обнаружен свежий лавовый поток –
предположения вулканологов, опубликованные в сообщениях экспертной группы KVERT,
подтвердились.
По данным КФ ГС РАН, сейсмическая
подготовка очередного пароксизмального эксплозивного извержения вулкана началась в конце ноября – постепенно увеличивалось количество и сила поверхностных вулканических
землетрясений. С 9 декабря почти ежедневно
начали регистрироваться серии низкочастотных
сейсмических событий, связанных, вероятно, с
обрушением лавин на склоны вулкана, то есть с
активизацией экструзивного извержения вулкана. 19-го декабря было отмечено 5 таких серий,
20-го – 10, 21-го – 19 серий. В связи с усилением
активности вулкана, в 20:30 UTC 23 декабря
цветовой код его опасности для авиации был
154
изменен экспертной группой KVERT с Желтого
на Оранжевый: http://www.kscnet.ru/ivs/kvert/
updates/2006/12/KamAct60-06.htm. Было указано,
что эксплозивное извержение вулкана с подъемом эруптивной колонны до 15 км н.у.м. возможно с 23 по 31 декабря. По видеоданным, с 23:52
UTC 23 декабря начали наблюдаться отдельные
крупные лавины и эксплозии, пепел которых
поднимался до 6 км н.у.м. В 02:40 UTC 24 декабря
цветовой код опасности вулкана для авиации был
изменен экспертной группой KVERT с Оранжевого на Красный: http://www.kscnet.ru/ivs/
kvert/updates/2006/12/KamAct61-06.htm .
По сейсмическим данным, сильное эксплозивное извержение вулкана Безымянный началось в
09:17 UTC 24 декабря. Сообщение об этом было
отправлено экспертной группой KVERT в 11:10
UTC 24 декабря: http://www.kscnet.ru/ivs/kvert/
updates/2006/12/KamAct62-06.htm. Пароксизмальная фаза извержения продолжалась с 09:17
до 10:20 UTC 24 декабря, величина вулканического дрожания составляла 42.5 мкм/с. По визуальным данным сотрудников сейсмической
станции в п. Козыревск, эруптивная колонна
поднялась, предположительно, на 13-15 км н.у.м.
Кульминация извержения происходила в темное
время суток, ориентирами при определении высоты эруптивной колонны служили вспышки
молний, пронизывавших пепловую тучу. На
спутниковых снимках 25-27 декабря отмечалось
локальное пепловое облако, постепенно переместившееся на расстояние до 850 км на северовосток от вулкана. По данным сотрудников
Камчатской вулканологической станции им.
Ф.Ю. Левинсона-Лессинга, 24 декабря в п. Ключи
выпало около 1 см пепла вулкана Безымянный,
при пеплопаде в воздухе ощущался резкий запах
серы. По данным КФ ГС РАН, сейсмичность
вулкана вернулась к уровню фона к 22:00 UTC
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИЗУЧЕНИЕ АКТИВНОСТИ ВУЛКАНОВ КАМЧАТКИ И О. ПАРАМУШИР
24 декабря, но с 10:20 до 24:00 UTC 24 декабря
было зарегистрировано около 30 раскаленных
лавин и только две – 25 декабря. В связи со
снижением активности вулкана, в 07:30 UTC 25
декабря цветовой код его опасности для авиации
был изменен экспертной группой KVERT с
Красного на Оранжевый: http://www.kscnet.ru/
ivs/kvert/updates/2006/12/KamAct63-06.htm и в
22:30 UTC 28 декабря – с Оранжевого на Желтый.
По данным сейсмологов и вулканологов, облетавших вулкан на вертолете 27 декабря, часть
южного склона купола была разрушена; на юговосточном склоне вулкана был обнаружен пирокластический поток, длина которого составила
около 8-9 км (рис. 7 на второй странице обложки).
В течение 2006 г., до и после извержений 9
мая и 24 декабря, отмечалась, преимущественно,
слабая или умеренная фумарольная активность
купола, но в отдельные дни парогазовый столб
поднимался на высоту до 5 км н.у.м., а 5 июня –
до 7.5 км н.у.м. Парогазовые шлейфы протягивались от вулкана, преимущественно, на восток,
юг и юго-восток.
Слабая активность вулкана, связанная с
существованием лавового купола, происходит
непрерывно. Эксплозивное извержение может
произойти в любое время без значительной
сейсмической подготовки, поэтому вулкан всегда
представляет высокую опасность для авиации.
Вулкан Карымский весь 2006 г. находился в
состоянии стромболианско-вулканской активности, цветовой код опасности вулкана для
авиации был Оранжевым. Ввиду удаленности
вулкана от населенных пунктов его деятельность
оценивалась, главным образом, по сейсмическим
данным, поступающим с радиотелеметрической
сейсмической станции, расположенной в 1.5 км
от вулкана, обслуживаемой КФ ГС РАН.
В течение года продолжалось умеренной силы
эксплозивное извержение: с интервалами 3-20
минут происходили пепловые выбросы на высоту
до 100-300 м над кратером. Количество локальных
поверхностных землетрясений, ассоциируемых с
пепловыми и парогазовыми эксплозиями, составляло от нескольких десятков до 1000 за сутки,
пик активности пришелся на 3-7 июля. Исходя
из интерпретации сейсмических данных, 13-14
мая высота пепловых выбросов достигала 8 км
н.у.м. В это время, вероятно, произошло разрушение лавового купола, формирование которого
наблюдалось в кратере вулкана с сентября 2005 г.
(Маневич и др., 2006).
По данным вулканологов, находившихся в
районе вулкана на полевых работах, пеплы при
многочисленных эксплозиях, в основном, не поднимались выше 3.5 км н.у.м., лишь однажды - 24
июля - был отмечен мощный пепловый выброс
на высоту до 6.5 км н.у.м. (рис. 8 на второй странице обложки). В результате эксплозий формировались пепловые шлейфы, плотность и
дальность распространения которых зависели от
мощности пепловых выбросов и розы ветров.
Пепловые шлейфы протягивались до 360 км от
вулкана преимущественно в юго-восточном,
восточном и северо-восточном направлениях,
неоднократно наблюдались отдельные пепловые
облака на расстояниях до 250 км от вулкана. При
отсутствии облачности, на спутниковых снимках
в районе кратера вулкана почти постоянно отмечалась термальная аномалия размером от 1 до
24 пикселей. Извержение вулкана в настоящее
время продолжается.
Вулкан Ключевской – самый высокий действующий вулкан Евразии и один из наиболее
продуктивных вулканов мира. Сильное эксплозивно-эффузивное извержение вулкана происходило с января по апрель 2005 г. В течение 2006 г.
вулкан находился в умеренно-активном состоянии. По данным КФ ГС РАН, сейсмичность
вулкана преимущественно не превышала уровень
фона, хотя почти ежедневно в течение года регистрировались вулканические землетрясения на
глубине 30 км (их максимальное количество за
сутки в разные месяцы составляло от 17 до 67) и
поверхностные, наибольшее количество которых
отмечалось в августе (48) и сентябре (38). Слабое
непрерывное вулканическое дрожание регистрировалось почти весь июнь, 25 июля, 6 дней в
августе, 16 дней в ноябре. Вероятно, сейсмические события, происходившие на глубине, были
связаны с миграцией магматического вещества
под вулканом, а поверхностные события - с постепенным оседанием шлакового конуса в его
вершинном кратере. Явной связи сейсмической
и фумарольной активности вулкана не наблюдалось. Вулкан, в основном, находился в состоянии слабой и умеренной парогазовой деятельности, лишь 20 февраля, 20-21 июня и 23 октября
парогазовый столб поднимался на 6-7 км н.у.м.
По данным KVERT, слабая термальная аномалия
наблюдалась в районе кратера вулкана 8 января,
13 февраля, 5 мая и 2 июня.
Сравнение фотоснимков кратера, сделанных
вулканологами при его облете на вертолете 21 августа 2005 г. и альпинистами при восхождении на
вулкан 22 июля 2006 г., показывает, что в течение
года произошло некоторое оседание шлакового
конуса (рис. 9 на второй странице обложки).
По данным КФ ГС РАН, с 15 декабря сейсмичность вулкана немного повысилась. По
спутниковым данным АВО и КФ ГС РАН, в районе кратера вулкана иногда начала отмечаться
слабая термальная аномалия. В связи с этим, 19
декабря экспертная группа KVERT изменила
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
155
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГИРИНА И ДР.
цветовой код опасности вулкана для авиации с
Зеленого на Желтый: http://www.kscnet.ru/ivs/
kvert/updates/2006/12/KamAct58-06.htm. В декабре сейсмичность Ключевского была немного
выше фона, вулканические землетрясения регистрировались на глубине 30 км и в постройке
вулкана. По визуальным данным, отмечалась его
умеренная фумарольная деятельность.
Вулкан Авачинский в 2006 г. находился в
состоянии умеренной фумарольной деятельности. Высота парогазового столба не превышала
700 м над кратером. По данным КФ ГС РАН, в
течение года сейсмичность вулкана не превышала
уровень фона, хотя достаточно часто отмечались
отдельные слабые сейсмические события и их
серии, которые происходили преимущественно
в постройке вулкана или на глубине до 0.5 км, их
количество не превышало 8 в сутки.
Вулканы Мутновский и Горелый в 2006 г.
находились в состоянии слабой активности. По
данным КФ ГС РАН их сейсмичность, оцениваемая по одной сейсмической станции, находящейся на склоне вулкана Горелый, в основном,
не превышала уровень фона. Почти непрерывно с января по июнь и с июля по декабрь регистрировалось слабое вулканическое дрожание.
Вулкан Мутновский проявлял умеренную фумарольную активность, при этом высота парогазового столба лишь иногда достигала 600 м над
кромкой Активной воронки. На вулкане неоднократно с января по сентябрь фиксировалась
слабая термальная аномалия размером 1-2 пикселя. На вулкане Горелый фумарольная активность была слабой, парогазовые столбы не поднимались над кратерами. Вулкан был относительно спокоен.
Вулкан Эбеко, расположенный в 7 км от города Северо-Курильск на о.Парамушир (Северные
Курилы), находится в состоянии повышенной
фумарольной активности с января 2005 г. (Гирина
и др., 2005).
По визуальным оценкам Л.В. Котенко, площадь прогрева Активной воронки и Северного
кратера продолжала увеличиваться. На восточной
и восточно-северо-восточной внутренней стенке
воронки наблюдались мощные фумаролы. Между
9 августа и 17 сентября 2006 г. произошло обрушение нижней части ее северо-западной стенки,
а цвет озера, обнаруженного в Активной воронке в январе 2005 г., изменился с бирюзового на
зеленый. В августе-октябре 2006 г. уровень озера
значительно понизился (рис. 10). 31 октября
2006 г. температура воды в озере была 27°С,
рН=1.0; в сентябре 2005 г. - t=35-40°C, рН=0.8.
156
Рис. 10. Состояние Активной воронки вулкана Эбеко
31 октября 2006 г. Фото Н.А. Малик.
Наиболее интенсивная фумарольная деятельность происходила на Июльском фумарольном поле, образовавшемся в июле 2005 г.
на северо-восточном склоне части вулкана,
называемой «Северный кратер». Его площадь
продолжала увеличиваться, появились новые
фумаролы. Максимальная измеренная температура фумарол западной части поля в 2006 г.
составила 508°С, в ноябре 2005 г. - 529°С. На Северо-восточном фумарольном поле в июле возникло 3 новых котла. 31 октября температура в
Большом котле была 87°С, рН=1.1. Вся поверхность между Июльским, Северо-восточным фумарольными полями и Активной воронкой была
покрыта термальными площадками. Значительных изменений в состоянии других фумарольных
полей вулкана не наблюдалось.
В течение года, в дни, когда вулкан не был
закрыт облачностью, из г. Северо-Курильск наблюдалась фумарольная деятельность вулкана с
подъемом парогазового столба до высоты 1001000 м над кратером. При западном, северо-западном ветре и периодически при штиле в г. Северо-Курильск ощущался запах вулканических
газов. Особенно часто (до 16 дней в месяц) это
наблюдалось в зимние и осенние месяцы, что
связано с преобладанием в эти сезоны северозападных ветров.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Активность вулканов Камчатки в 2006 г. была высокой: произошло два сильных пароксизмальных эксплозивных извержения вулкана Безымянный; с 4 по 31 декабря на вулкане Шивелуч
наблюдалась повышенная эксплозивная деятельность; извержение вулкана Карымский
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИЗУЧЕНИЕ АКТИВНОСТИ ВУЛКАНОВ КАМЧАТКИ И О. ПАРАМУШИР
продолжается. Эруптивные тучи поднимались
до 15 км н.у.м., пепловые шлейфы протягивались
на сотни километров от вулканов, создавая
высокую опасность для авиаполетов по трассам в
районе полуострова. На о. Парамушир (Северные
Курилы) в 2006 г. в состоянии повышенной
фумарольной активности находился вулкан
Эбеко. Благодаря тесному сотрудничеству коллег
проекта KVERT, метеорологического центра
аэропорта Елизово, консультационных центров
по вулканическим пеплам в гг. Токио, Анкоридж
и Вашингтон (Tokyo VAAC, Anchorage VAAC and
Washington VAAC), все необходимые меры для
безопасности авиаполетов вблизи Камчатки
были приняты; фатальных происшествий, связанных с эксплозивной активностью вулканов, не
произошло.
Список литературы
Алидибиров М.А., Богоявленская Г.Е., Кирсанов И.Т.
и др. Извержение вулкана Безымянный в
1985 г. // Вулканология и сейсмология. 1988.
№ 6. С.3-17.
Богоявленская Г.Е., Кирсанов И.Т. Двадцать пять
лет вулканической активности вулкана Безымянного // Вулканология и сейсмология.
1981. № 2. С. 3-13. Гирина О.А., Малик Н.А., Котенко Л.В. Действующие вулканы Северных Курил и их ак-
тивность в 2004-2005 гг. // Материалы ежегодной конференции, посвященной Дню
вулканолога. 30 марта 2005 г. ПетропавловскКамчатский: ИВиС ДВО РАН, 2005. С. 79-87.
Гирина О.А., Сенюков С.Л., Нил К.А. Камчатская
группа реагирования на вулканические извержения (KVERT) в 2002-2004 гг. // Материалы 4-го международного совещания по
процессам в зонах субдукции Японской, Курило-Камчатской и Алеутской островных дуг,
август 2004. П-Камчатский. 2004. С. 31-32.
Кирьянов В.Ю., Нил К.Э., Гордеев Е.И. и др.
Камчатская группа реагирования на вулканические извержения (KVERT) // USGS.
2003. Fact Sheet 151-02.
Маневич А.Г., Гирина О.А., Малик Н.А. и др.
Активность вулканов Камчатки и Северных
Курил в 2005 г. // Проблемы эксплозивного
вулканизма (к 50-летию катастрофического
извержения вулкана Безымянный). Материалы первого международного симпозиума. 25-30 марта 2006 г. Петропавловск- Камчатский. 2006. С. 76-86.
Sergey L. Senyukov. Algorithm of the eruption
prediction of Bezymianny volcano (Kamchatka) // 5th Biennial Workshop on Subduction
Processes emphasizing the Japan-Kurile-Kamchatka-Aleutian Arcs (JKASP-5). 2006. A 307. P. 57.
2006 ACTIVITY OF KAMCHATKA AND NORTHERN KURILES
(PARAMUSHIR ISLAND) VOLCANOES
O. A. Girina1, S. L. Senyukov2, N. A. Malik1, A. G. Manevich1, S. V. Ushakov1,
D. V. Mel’nikov1, Yu. V. Demyanchuk1, S. Ya. Droznina2, T. Yu. Kozhevnikova2,
I. N. Nuzhdina2, S. L. Toloknova2, L. V. Kotenko1
1
Institute of Volcanology and Seismology, FED, RAS, Petropavlovsk-Kamchatsky, e-mail: girina@kscnet.ru
2
Kamchatkan Branch Geophysical Survey, RAS, Petropavlovsk-Kamchatsky
Complex monitoring of Kamchatkan and Northern Kuriles in cooperation of the scientists of
Institute of Volcanology and Seismology, Kamchatkan Branch of Geophysical Survey and Alaska
Volcano Observatory was carried out in KVERT project during 2006. Volcano monitoring includes
the analysis of the seismic activity of the volcanoes, visual observations of volcanic processes
nearby of volcanoes and by web-cameras (Klyuchevskoy, Sheveluch, Bezymianny), field works
in areas of active volcanoes for research erupted products and processes before and during its
eruptions, satellite information processing for the detection of thermal anomalies, ash and gassteam plumes.
Explosive eruptions of three volcanoes (Sheveluch, Bezymianny and Karymsky) occurred during
2006; also Klyuchevskoy, Avachinsky, Mutnovsky, Gorely volcanoes at Kamchatka and Ebeko
volcano at Northern Kuriles were in the state of increased fumarolic activity.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
157
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
УДК 551.32
ОБ ИСТОРИИ РАЗВИТИЯ ЛЕДНИКА В КРАТЕРЕ ВУЛКАНА ТАУНШИЦ
ã 2006 Н. В. Голуб
Кроноцкий государственный природный биосферный заповедник, Елизово, 684000
e-mail: golubnatash@yandex.ru
Изложена эволюция ледника в кратере вулкана Тауншиц на протяжении голоцена, исходя из
данных об истории развития вулкана. Приведены морфометрические показатели ледника, оценена
его деградация.
Многие вулканы Восточно-Камчатского вулканического пояса, расположенные на территории Кроноцкого природного заповедника,
служат центрами современного оледенения. Ниже рассматриваются результаты обследования
небольшого ледника, существующего на одном из
таких вулканов - Тауншице. Сведения о современном леднике на вулкане Тауншиц в каталоге
ледников Камчатки, составленном В.Н. Виноградовым (Виноградов, 1968) в середине 1960-х гг.,
отсутствуют.
Сложная постройка вулкана Тауншиц начала
формироваться во время верхнеплейстоценового
оледенения (около 20 тыс. лет назад). В этот период южнее современного вулкана располагался
ледник площадью 123 км2 (Леонов, Кобренков,
2004), покрывавший практически ровную поверхность вулканического плато с абсолютными
отметками 900-1000 м. Два мощных языка этого
ледника спускались в кальдеру Узон и в верховья
!"#$" ##!
$"#$" ###
)"#*"%$')
%$)' %$)*
*,)
+ ,
%1%#####
4
158
%"!#
%"!!
%")
%")+
%"$
#"&#
#"&&
#"(
#"!'+
#")'
!
*"$
" " "
р. Верхний Стан, до абсолютных отметок около
700 м (Леонов и др., 1990). После завершения оледенения ледниковые отложения образовали обширную равнину с холмисто-западинным рельефом и хорошо выраженными моренными валами.
Мощность ледниковых отложений, представленных глыбами, валунниками, галечниками и супесями, достигает 70 м. Содержащиеся в них споры и пыльца растений характеризуют суровый
климат верхнеплейстоценового горно-долинного
оледенения (Егорова, 1985; Хоментовский, 1995;
Цикунов, 1985).
В начале голоцена сформировались конусы
(Южный и др.), а также основная постройка вулкана Тауншиц. Затем, в раннем голоцене, около
8500 лет назад произошло катастрофическое извержение в виде направленного взрыва (Мелекесцев, Брайцева, 2002). В результате западная
часть основной постройки была разрушена, образовался кратер диаметром 1.5 км, открытый на
%'##
%'##
%)(#
%'##
%((#
'#
'#
&##
&(#
&(#
#(#
#(#
%'##
,
,
%%##,%%(#
&(#
,
.
.
.
5 .
2
"
3
,/
/
.
0
4
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОБ ИСТОРИИ РАЗВИТИЯ ЛЕДНИКА В КРАТЕРЕ ВУЛКАНА ТАУНШИЦ
Рис. 1. Ледник Тауншиц на: а – аэрофотоснимке 1976
г., б – космическом снимке 9 сентября 2000 г. На рис.
1б показаны контуры ледников; П – глыбовый
лавовый поток.
северо-запад. Выброшенный материал, объем которого, по оценке Шанцера А. Е., составил 1 км3,
распространился в западном направлении широким 9-километровым фронтом на расстояние
до 15 км (Леонов и др., 1990; Цикунов, 1985).
Последнее извержение вулкана Тауншиц произошло около 2400 лет назад (Мелекесцев, Брай-
цева, 2002). Оно привело к формированию в кратере крупного экструзивного купола и связанного
с ним мощного глыбового лавового потока длиной более 2 км (рис. 1б).
Современный ледник располагается в кратере
вулкана Тауншиц (рис. 2 на 4 странице обложки),
открытом на северо-запад. По своему морфологическому типу его можно отнести к ледникам
взрывных цирков (Виноградов, 1968). Первое
посещение ледника состоялось в начале сентября
2004 г., в конце сезона абляции. В ходе полевой
рекогносцировки были определены координаты
нескольких точек языка ледника с помощью GPS
и обследованы конечные морены.
Ледник Тауншиц дает начало реке Левая
Жупановка. Полевой лагерь, расположенный на
левом берегу этой горной речки, вытекающей изпод ледника двумя притоками, находился на высоте около 1120 м над у. м., на расстоянии 2.5 км
от конца ледника, в зоне развития ольхового и
кедрового стлаников. Водораздел речек представляет собой слабо наклоненную плоскую поверхность. Она задернована, за исключением склонов вдоль русла речки, прорезающей моренные
отложения. Преобладают кустарнички ивы арктической, ивы камчатской, шикши, травянистые
растения, мхи и лишайники. Поверхности глыб
заселены черными корковыми лишайниками и
накипными лишайниками подрода Rhizocarpon
(Галанин, 2002), окрашенными в серые, светлозеленые и ярко-желтые цвета. Особенно выделялись яркие лимонно-желтые лишайники (повидимому, Rhizocarpon geographicum), диаметр
которых достигал 6-9 см. Также встречаются лишайники менее яркой окраски (возможно, Rhizocarpon alpicola) округлой формы, диаметром до
15-20 см и более.
На высоте около 1550 м обследована конечная
морена М1, имеющая форму дугообразного вала.
Её поверхность практически лишена растительности, исключая редкие пучки травы. На глыбах
и щебне поселились лишайники подрода Rhizocarpon. Диаметр лишайников на гребне конечной
морены и ее склонах, обращенных к леднику, составляет 5-8 мм, а на внешнем склоне – 10-12 мм.
Крупнообломочный материал этой морены стабилен и плотно упакован.
В 250 м от М1 на высоте 1650 м располагается
дуга конечно-моренного вала М2. Выше М2 лежат отложения морены отступания, которая постепенно переходит в поверхностную морену на
конце ледника. Обломочный материал на языке,
представленный глыбами, щебнем и суглинком,
еще не слежался и очень подвижен. К ледниковому языку примыкают участки «мертвого льда»,
затрудняющие определение истинного конца
ледника. Тем не менее, по границе языка были
определены координаты пяти точек и их превы-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
159
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГОЛУБ
шения. Граница питания ледника на дату посещения располагалась выше зоны развития поперечных трещин над ледопадом на высоте 2050 м.
На леднике видны поперечные трещины, расположенные над перегибом ложа, и продольные,
возникшие при выходе языка ледника из сужения
в расширенную часть долины (рис. 2 на 4 странице обложки).
ОБОБЩЕНИЕ МАТЕРИАЛОВ
При интерпретации использовались следующие материалы: топографическая карта масштаба 1:100 000, составленная по материалам
съемки 1967-1968 гг.; планшет Семячикского лесничества (лесоустроительные материалы 1977 г.,
масштаб 1:25000); аэрофотоснимок (АФС), выполненный 26 августа 1976 г., (лесоустроительные
материалы 1977 г., масштаб 1:15000); космический снимок Landsat ETM + (дата съемки 9 сентября 2000 г.).
Поскольку граница заповедника проходит
через вершину вулкана Тауншиц, территориально
ледник находится за пределами заповедника.
Поэтому планшет масштаба 1:25000, составленный по материалам лесоустроительных работ,
выполненных в заповеднике в 1976 г., пришлось
нарастить недостающим фрагментом топографической карты масштаба 1:100000, увеличенным
до масштаба 1:25000. Точки, координаты которых
определены с помощью GPS, нанесены на эту
карту. Полученный планшет масштаба 1:25000,
содержащий контуры ледников по результатам
съемки 1967-1968 гг., был совмещен с космическим снимком, выполненным 9 сентября 2000 г.
Таким образом, все данные были приведены к одной топографической основе. Сравнение АФС
1976 года с космическим снимком 2000 года позволило оценить деградацию ледника за последнюю четверть ХХ столетия.
Топографическая карта масштаба 1:100000
дает нам представление о границах ледника в
1967-1968 гг., цветной АФС – в 1976 г., космический – в 2000 г., точки GPS – в 2004 г. (рис. 1). В
конце 60-х годов прошлого века ледник спускался
до отметки 1700 м и, судя по всему, площадь ледника и его размеры были близки к современным.
Затем в 70-х годах произошло наступание ледника, и язык спустился до 1650 м. При сравнении
космического снимка и АФС хорошо видно, что
дуга конечной морены М2, расположенная ближе
всего к языку ледника на расстоянии около150 м
и гипсометрически ниже него, это и есть граница
ледника в 1976 г. (рис. 1). Таким образом, ледник
Тауншиц в конце 70-х годов занимал бульшую
площадь и спускался ниже, чем в настоящее время.
Подобное было характерно для других исследованных ледников Восточной Камчатки: напри160
мер, для Козельского, Корыто, ледников вулкана Большой Семячик (Голуб, 2002; Голуб, Муравьев, 2005).
Итак, конечная морена М2 дугообразной
формы, расположенная от современного языка
ниже на расстоянии около 150 м, состоящая из неслежавшегося и подвижного крупнообломочного материала, очерчивает границу ледника конца
70-х годов. Ширина ледникового фронта составляла 350 м.
После наступания ледника в конце 70-х годов, за последующие 25 лет произошла его деградация, язык сократился на 150 м и поднялся
до отметки 1700 м (рис. 3). Язык ледника и примыкающие к нему участки «мертвого льда» прикрыты моренным плащом.
На космическом снимке и АФС четко выделяется еще один дугообразный конечно-моренный вал М1, на расстоянии 425 м от конца ледника и в 275 м от морены М2. Эта морена отмечена в ходе описания маршрута от лагеря к леднику. Ее возраст не определен, но положение говорит о том, что ледник спускался до отметок 1550
м, и ширина его фронта была около 450 м (рис. 3).
Таким образом, сопоставляя имеющиеся
данные об истории развития вулкана и ледника
на нем, можно предположить, что в первой половине голоцена, после образования кратера в
результате катастрофического взрыва 8500 лет
тому назад, ледник занимал бульшую площадь и
снижался до отметок 1100-1150 м при ширине
фронтальной части около 3-х км (рис. 3). Морена
М АТ зафиксировала границу распространения
ледника в это время (в атлантическом периоде голоцена). Образовавшаяся после взрыва чаша
кратера благоприятной экспозиции, окруженная
с трех сторон высокими бортами, стала областью
аккумуляции возникшего ледника и идеальным
местом для накопления снега. Более холодный
период, в сравнении с современным климатом,
наступивший после извержения вулкана, также
способствовал развитию оледенения.
В дальнейшем такие события в голоцене, как
изменение климата в сторону потепления и последняя активизация вулкана Тауншиц, вызвали
значительную деградацию ледника. 6-4 тыс. лет
назад имел место так называемый климатический
оптимум, когда было значительно теплее, в сравнении с современным климатом (Егорова, 1985;
Хоментовский, 1995). Кроме того, 2400 лет тому
назад образование в кратере экструзивного андезитового купола и излияние глыбового потока
стало причиной сокращения области питания
ледника и, соответственно, размеров ледника.
Гряда, изогнутая в виде дуги и расположенная на
расстоянии 1300 м вниз от андезитового глыбового потока, представляет собой часть конечной
морены МАТ (рис. 1б). Но именно под андезито-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОБ ИСТОРИИ РАЗВИТИЯ ЛЕДНИКА В КРАТЕРЕ ВУЛКАНА ТАУНШИЦ
Рис. 3. Изменение размеров ледника Тауншиц Граница ледника: 1 – 8-6 тысяч лет назад, восстановленная по морене МАТ; 2 – восстановленная по морене М1; 3 - в 1976 г., восстановленная по
морене М2; 4 – в 1967-1968 гг.; 5 – в 2000 г.; 6 – в 2004 г. по точкам GPS; 7 - маршрутные точки
GPS; 8 – точка GPS на морене М1; 9 – полевой лагерь; 10 – изогипсы; 11 – граница Кроноцкого
заповедника.
вым потоком она морфологически более ярко выражена. Это, по-видимому, произошло за счет аккумуляции андезитовых глыб на морене, сыгравшей роль плотины, оказавшейся на пути глыбового потока.
Следует также упомянуть о небольшом леднике юго-западной экспозиции, расположенном
между основным конусом и Южным конусом
вулкана (рис. 1б). Этот присклоновый ледничок
в конце 60-х годов ХХ в.занимал площадь около
0.115 км2, в диапазоне высот 1850 - 1650 м. Спустя
30 лет, к 2000 г. его площадь сократилась до 0.08
км2, язык поднялся до отметки 1700 м, а граница
питания проходила на высоте 1750 м (рис. 3).
В заключение можно подчеркнуть следующее, что конечная морена М2 зафиксировала
положение ледника конца 70-х годов ХХ в., и за
последние 25 лет второго тысячелетия ледник
отступил на 150 м. В конце 60-х годов ХХ в. и в
начале XXI столетия ледник спускался до одного
и того же уровня, 1700 м, занимая при этом практически одинаковую площадь. В голоцене, 8-6
тыс. лет назад (в первой половине атлантического
периода), когда ледник достигал максимальных
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
161
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГОЛУБ
размеров, весь кратер был заполнен ледником,
спускавшимся до отметок 1100-1150 м.
Список литературы
Брайцева О.А., Мелекесцев И.В., Пономарева В.В.
Долгосрочный прогноз извержений и оценка
опасности на основе изучения динамики
эруптивной активности вулканов (на примере
Камчатки) // Катастрофические процессы и
их влияние на природную среду. М.: Министерство промышленности, науки и технологий РФ, 2002. Том 1. С. 161-197.
Виноградов В. Н. Каталог ледников СССР. Л.:
ГИМИЗ, 1968.Том 20. Ч. 2-4. 76 с.
Галанин А.А. Лихенометрия: современное состояние и направления развития метода. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2002. 74 с.
Голуб Н.В. Моренный комплекс ледника Кропоткина как отражение его динамики в XVII-XX
столетиях // МГИ. 2002. Вып. 93. С. 178-181.
Голуб Н.В., Муравьев Я.Д. Баланс массы и колебания ледника Кропоткина (вулкан Большой
Семячик, Восточная Камчатка) и их связь с
климатом // МГИ. 2005. Вып.99. С. 26-31.
Егорова И.А. Хронология голоцена Камчатки по
данным палинологических исследований и
радиоуглеродного датирования // Тез. докл.
всесоюзной конференции «Геохронология
четвертичного периода». М., 1985. С. 14.
Леонов В.Л., Гриб Е.Н., Карташова Л.А. О строении и возрасте вулкана Тауншиц // Вопросы
географии Камчатки. Петропавловск-Камчатский. 1989. № 10. С. 156-166.
Леонов В.Л., Кобренков Д.В. Новые данные о
распространении ледников последнего верхнеплейстоценового оледенения на ЮгоВосточной Камчатке // МГИ. 2004. Вып. 97.
С. 151-160.
Хоментовский П.А. Экология кедрового стланика на Камчатке. Владивосток: Дальнаука,
1995. 227 с.
Цикунов А. Г. Государственная геологическая
карта СССР масштаба 1:200000, ВосточноКамчатская серия, листы N-57-XVI и N-57-XVII.
Объяснительная записка. М.: Недра, 1985.
ON THE HISTORY OF GLACIER DEVELOPMENT
IN THE CRATER OF TAUNSHITS VOLCANO
N. B. Goloub
Kronotsky state natural preserve, e-mail: golubnatash@yandex.ru
Crater of Taunshits volcano (East Kamchatka volcanic zone) was formed in first half of Holocene
(8500 years ago). Later crater was filled by glacier with 8, 9 km2 area; low bound was at 1100-1150
m altitude. Volcanic activity of Taunshits 2400 years ago and global warming resulted in a decrease
et the glacier area. At present time the glacier area is 0, 3 km2. Altitude range is 1700-2270 m.
Feeding line ELA is at 2050 altitude. The glacier contraction within the last 25 years of the second
millennium was 150 m.
162
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
УДК 551.235+551.21
ВЛИЯНИЕ БОЛЬШОГО ТРЕЩИННОГО ТОЛБАЧИНСКОГО
ИЗВЕРЖЕНИЯ (БТТИ) 1975-76 ГГ. НА НЕКОТОРЫЕ ПАРАМЕТРЫ ОКРУЖАЮЩЕЙ
СРЕДЫ В ТЕЧЕНИЕ 30 ЛЕТ
ã 2006 В. И. Андреев1, А. В. Андреев2, Т. Ю. Самкова1, О. В. Соболевская3
1
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, 683006, Петропавловск-Камчатский, бульвар Пийпа 9;
факс: (415)5-94-05; e-mail: via@ kscnet.ru
2
Камчатский государственный технический университет 683003, Петропавловск-Камчатский, Ключевская, 35
3
Камчатский государственный университет имени Витуса Беринга, 683032, Петропавловск-Камчатский,
Пограничная, 2
Большое трещинное Толбачинское извержение (БТТИ) явилось одним из крупнейших в ХХ веке
по объему изверженного материала – 2.2 км3 и влиянию на окружающую среду. В представленной
работе приводятся результаты исследований ряда изменений различных параметров окружающей
среды, произошедших во время извержения в 1975 – 1976 гг. и в последующее время до 2005 г.
Район исследований включает центры извержения с прилегающей к ним территорией в радиусе
10 км. Основные параметры исследования включали: рельеф, деформации, радиоактивность,
криолитозону, биоту, термоаномалии.
ВВЕДЕНИЕ
С развитием цивилизации человек все теснее
сближается с вулканами. В этом сближении выделяются две диаметрально противоположные
стороны: благоприятная, связанная с повышением плодородия почв и возможностью использования дешевой энергии земных недр, и опасная, связанная с огромной разрушительной силой
извержений вулканов (Макдоналд, 1975). На
примере БТТИ можно проследить обе стороны
влияния извержения на окружающую среду как
непосредственно во время извержения, так и в
течение нескольких последующих десятилетий.
Большое трещинное Толбачинское извержение (БТТИ) 1975-76 гг. является одним из крупнейших в ХХ веке по объему изверженного материала – не менее 2.2 км3 (Федотов, 1984). По воздействию на важнейшие параметры окружающей
среды: рельеф, биоту и др. это извержение представляет собой грандиозную катастрофу и может
быть примером наглядного аналога “ядерной
зимы” (Реймерс, 1990). Воздействие на окружающую среду, начавшееся в момент извержения и
охватившее окрестности в радиусе более 10 км от
центров извержения, продолжается и сейчас, по
прошествии 30 лет после окончания извержения.
Наблюдения в районе БТТИ периодически проводились авторами настоящей работы с 1975 г. по
настоящее время (2005 г.) и состояли в исследовании изменений элементов окружающей среды:
термопроявлений, деформаций, формирования и
преобразования рельефа, криолитозоны, гидрологии, биоты, включающей растения и животных,
радиоактивности и др. Все перечисленные явления прямо или косвенно относятся к экологическому эффекту БТТИ. В представленной работе
особо отмечены природные процессы и явления,
определенно связанные с извержением, в значительной мере продолжающиеся до сего времени
и мало затронутые предыдущими исследователями. Различная степень поражения растительности показана на карте масштаба 1: 100000 (рис. 1);
изменения ряда параметров района с начала извержения до настоящего времени, включающие
преобразование рельефа и локализацию термоаномалий, представленные на графике (рис. 2),
публикуются впервые. Приведены данные о термоаномалии, обнаруженной по данным аэрокосмической инфракрасной съемки спутника NOAA
16 (AVMMR –приемник) в 2002 г. Прием данных
обеспечивает КЦСМ (Камчатский центр Связи
и Мониторинга). Обработку данных производит
КФ ГС РАН.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
163
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АНДРЕЕВ И ДР.
& '
() *
! " # $ %
Рис. 1. Карта – схема поражения растительности и мест отбора газа для определения OARn. 1 центр современного извержения, 2 - лавовые потоки и направление их движения, 3 - 100 %
поражения, 4 - 50 % поражения, 5 - 10-20 % поражения; точки отбора проб на ОАР: 6 - 1990 г., 7 2000-2005 гг.
!
#
$
!
"
%
&
'
(
Рис. 2. Изменение отдельных характеристик окружающей среды в связи с извержением БТТИ.
164
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЛИЯНИЕ БОЛЬШОГО ТРЕЩИННОГО ТОЛБАЧИНСКОГО ИЗВЕРЖЕНИЯ НА НЕКОТОРЫЕ ПАРАМЕТРЫ
ОКРУЖАЮЩЕЙ СРЕДЫ
НЕКОТОРЫЕ ИССЛЕДОВАННЫЕ
ЭЛЕМЕНТЫ ОКРУЖАЮЩЕЙ СРЕДЫ
Рельеф и деформации тесно связаны между
собой и потому рассматриваются совместно. В
результате извержения возникли шлако-лавовые
конусы, лавово-пирокластические потоки и
шлако-пепловые покровы. С момента образования этих форм рельефа началась их деформация.
Деформации и преобразования рельефа были
вызваны уплотнением, литификацией изверженного материала, преимущественно рыхлого, и выполаживанием склонов, первоначальная крутизна которых была близка к углу естественного откоса ~330. В связи с этим склоны были весьма неустойчивы, и выполаживание продолжается до
сего времени. В кратерах, особенно Второго конуса Северного прорыва и конуса Южного прорыва, в связи с оттоком лавы после прекращения
эффузивной деятельности, амплитуда просадок
составила до ста метров, а крутизна образовавшихся склонов-обрывов, сложенных преимущественно агглютинатами и лавами, достигла 70800. Такая крутизна склонов поддерживалась
спеканием, так как рыхлые породы в момент извержения были горячими и вязкими. Спекание
усиливалось при продувке горячими газами; в
незначительной степени спеканию и устойчивости склонов могли способствовать выплески
лавы, облепляющие стенки кратера. В связи с
такими крутыми стенками, камнепады, оползни
и обвалы, предваряющиеся в ряде случаев трещинами отседания, в этих кратерах происходили
достаточно активно, особенно во время извержения и в первые годы после его окончания. В кратерах Первого и Третьего конусов сходные процессы - оползни и обвалы - происходят, хотя и не
столь интенсивно, и сейчас. Так, в течение девяти
месяцев 2003 года мощность рыхлых отложений
в кратере Первого конуса увеличилась приблизительно на 1 м, что было установлено проходкой
шурфа на дне кратера, вскрывшем захороненную
криолитозону, включающую фирн, образовавшийся зимой 2002-2003 гг. на этой глубине.
Осыпи и обвалы с внешних склонов конусов
Северного и Южного прорывов также продолжаются до настоящего времени. Это видно по свежим обломкам и бомбам, скатившимся к подножиям конусов, иногда оставлявшим следы на
склонах и по осыпям, бронирующим захороненные снежники и ледники. Так, у юго-восточного
подножия Первого конуса наблюдается ступень
высотой ~3 м, в которой под шлаковым покровом,
мощностью 60 см, обнажается захороненный
ледник, видимой мощностью 2.5 м. Этот ледник
представляет собой шлак, сцементированный
льдом, где соотношение шлака и льда ~1:1. В течение последних лет в этом же секторе происхо-
дит напластование последующих снежников,
превращающихся в многолетнемерзлые шлаки,
наращивающие криолитозону.
Деформации связаны, очевидно, с просадками и относительно “холодным” продолжением
движения лавово-пирокластических потоков.
Расползание лавовых потоков, без их подпитки
свежей лавой, проявилось в большей степени там,
где мощность потоков, вернее, мощность толщи
потоков была не менее 70 м. Эта средняя часть
толщи потоков, в плане напоминающая опрокинутую горлом к истоку колбу, располагается в
3-4 км от истока этих потоков. Максимальная
протяженность зоны порядка 1.5 км, ширина до
0.6 км. Зона окружена бортовыми валами, относительная высота которых над подстилающей поверхностью достигает 35 м, над поверхностью
зоны или внутренними частями потоков– 20 м.
Причем во фронтальной части толщи потоков
бортовые валы как бы сморщены и образуют серию вложенных друг в друга дугообразных складок. Эти складки были отмечены в начале формирования толщи потоков и названы валами
коробления (Федотов и др., 1984).
Как и у кратеров БТТИ, у бортовых валов
внешние склоны более пологие, чем внутренние.
И на внутренних, и на внешних склонах местами
видны свежие осыпи и оползни. Поверхность
бортовых валов сложена преимущественно мелкой и средней пирокластикой – пеплами, шлаками и бомбами, принесенными, очевидно, от конусов и их подножий. Во время активного движения лавы эта пирокластика была сосредоточена
у бортовых зон потоков, что отмечалось предыдущими исследователями (Федотов и др., 1984). У
подножий бортовых валов изредка встречаются
аккреционные шары размером до 2 м, также принесенные лавовыми потоками от подножий конусов и “дораставшие” при движении в этих потоках.
Ближайшая к истокам потоков Северного
прорыва часть зоны представляет собой глубокий
протяженный провал-каньон, разбитый продольными и поперечными трещинами (рис. 3). Этот
каньон, образованный во время извержения активно текущими лавовыми потоками, в первые
годы был сравнительно неглубоким, порядка 3-5
м. В дальнейшем его глубина увеличилась приблизительно вдвое, и процесс углубления продолжается. Образование каньона обусловлено, главным образом, тремя факторами. Это, во-первых,
механическое воздействие лавовых потоков на
подстилающую поверхность – выпахивание; вовторых, уплотнение нижележащих вулканогенных пород, в значительной степени рыхлых; втретьих, протаивание нижележащих мерзлых
пород – криолитозоны и, соответственно, сокращение ее объема. Далее, вниз по течению потоков
появляются фрагменты лавовых потоков, пред-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
165
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АНДРЕЕВ И ДР.
, $
+
$
))
))
))
+
$
)
)
))
Рис. 3. Карта-схема рельефа и термоаномалий Северного и Южного прорывов БТТИ. Условные обозначения: 1 – конуса Новых Толбачинских вулканов, 2 –
лавовые потоки 2-ого конуса БТТИ, 3 – термальные
площадки с Т = 200-300 0С, 4 – термальные площадки
с Т = 100-200 0С, 5 – скалистые останцы на толще лавовых потоков, 6 – обрывистые склоны, 7 – элементы
залегания.
ставляющих собой группы скал, местами ориентированные в продольном, реже, поперечном направлении по отношению к направлению течения потоков. В скальной части зоны просматриваются преимущественно разрывные пластические деформации. Довольно часто в бортовых
валах и в средней деформированной скалистой
зоне потоков встречаются зеркала скольжения.
Максимальная высота скал достигает 10 м, местами немного более. По форме и размерам эти скалы - останцы представляют собой уникальные
образования, не встреченные в других местах в окрестностях Ключевской группы вулканов и характерные, очевидно, только для БТТИ (рис. 3).
Похожие образования встречались в средних
частях потоков других конусов ареальных извержений, однако, их форма была не такой остроугольной, а размеры, по крайней мере, втрое меньше.
Кроме деформаций, связанных с конусами и
лавовыми потоками БТТИ, подобные явления
возникли или усилились в последние десятилетия
и в окрестностях (северный прорыв) СП БТТИ,
покрытых слоем пирокластики мощностью в 1-2 м.
К таким деформациям относятся протяженные
трещины, отходящие к западу от подножия сопки
Высокой и трассируемые прерывистыми цепоч166
ками провалов шириной 6-7 м, глубиной до 7-9 м.
Протяженность отдельных провалов достигала
10-12 м. Похожая трещина глубиной до 6 м и шириной до 5 м отходит к северу от сопки Конус. На
расстоянии приблизительно 0.5 км от сопки Конус эта трещина выполаживается и далее к северу
не прослеживается под слоем шлака БТТИ.
В начале лета 1980-81 гг. при проведении радиометрической съемки на Толбачинском долу в
10 км от СП БТТИ (и в 2-5 км к ССВ от Песчаных
горок) фиксировались сравнительно небольшие
по ширине (в пределах 1 м) и протяженностью не
более 10-15 м трещины.
Из отмеченных выше фактов следуют два
вывода.
1. В южном секторе подножия Толбачинских
(на Толбачинском долу) вулканов наблюдается
растяжение, фиксируемое на поверхности эффузивно-эксплозивных образований БТТИ и, в
меньшей степени, за их пределами по дислокациям и трещинам.
2. На конусах и шлако-лавовых потоках БТТИ
продолжается активное уплотнение и горизонтальное перемещение изверженного материала,
фиксируемое по просадкам, осыпям, обвалам и
оползням.
Криолитозона или многолетнемерзлые породы развиты на южном подножье Толбачинских
вулканов (Острого и Плоского Толбачиков) с высотных отметок порядка 400 м и выше. Местами
криолитозона фиксируется и ниже, даже на отметках ~300 м. Граница стабильного состояния
ледников (или снеговая граница) в районе Ключевской группы вулканов находится на отметках
порядка 1700 м. Приблизительно такова и нижняя
граница многолетнемерзлых пород – криолитозоны, например, у южного подножия Ключевского вулкана (Горная энциклопедия, 1986). Столь
низкая граница криолитозоны в районе БТТИ
обусловлена, главным образом, двумя причинами. Это, во-первых, литологический фактор наличие мелкопористых шлаков, способных прочно удерживать воду (Андреев, Ковалев, 1981), и
литифицированных пеплов, образующих водоупорные прослои. Литифицированные пеплы,
подстилающие захороненные ледники, были обнаружены в керне скважины на глубине в первые
десятки метров (Андреев, 1982). Гигроскопичные
свойства некоторых вулканогенных пород отмечены и в других районах мира (Макдоналд, 1975).
Во-вторых, это - благоприятные для образования криолитозоны метеоусловия – продолжительные холодные малоснежные зимы. При
обилии осадков на территории Камчатской области, южное подножие Толбачинских вулканов
входит в самый «сухой» район Камчатки (Физическая карта, 1975). Хорошая проницаемость
шлаков и лав, слагающих приповерхностные го-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЛИЯНИЕ БОЛЬШОГО ТРЕЩИННОГО ТОЛБАЧИНСКОГО ИЗВЕРЖЕНИЯ НА НЕКОТОРЫЕ ПАРАМЕТРЫ
ОКРУЖАЮЩЕЙ СРЕДЫ
ризонты района, очевидно, способствует их промерзанию на значительную, до первых десятков
метров, глубину. Скважина, пробуренная в августе 1978 г. М. Д. Лесных в 300 м к западу от Третьего конуса СП на отметке около 900 м, вскрыла
криолитозону от глубины 1.5 м до забоя - глубины
55 м. Не вышла из мерзлых пород и скважина глубиной 30 м, пробуренная тогда же в 1.5 км южнее
первой скважины на отметке 800 м.
Многолетнемерзлые шлаки многократно
фиксировались в шурфах в 1980 – 2000-х годах.
Верхняя граница мерзлых пород в теплое время
года фиксировалась на шлако-пепловых полях
(абс. высота 1500 - 1800 м над уровнем моря) на
глубине 0.8 – 1.5 м. На отметках 800 – 700 м над
уровнем моря верхняя граница мерзлых пород
опускалась до глубины 1.7 – 2.0 м. Причем, в ряде
случаев в шурфах на глубинах порядка 1 м фиксировался промежуточный прослой сезонно замерзающих пород.
Мощность грунтов от земной поверхности до
кровли криолитозоны можно рассматривать, как
показатель динамики состояния мерзлоты. Зная
некоторые параметры климата района и толщи
вулканогенно-осадочных пород, мы можем оценить прочие, пока неизвестные параметры и сравнить их с данными других районов и исследователей, воспользовавшись известной формулой:
q = (1/dн +d/l) (t срл – t срм), откуда
d = (q/t срл - q/t срм - 1/dн) . 1/l,
(1)
где q – удельный тепловой поток на 1 м2 (вт/м2),
dн – коэффициент теплоотдачи от наружного воздуха к поверхности грунта, вт/м2 0С; d – мощность
грунта от земной поверхности до мерзлоты, в
метрах, l – коэффициент теплопроводности
грунта, вт/м2 0С, t срл – средняя летняя температура, 0С; t срм – температура в кровле мерзлоты, 0С.
Следует отметить, что в конце августа - начале
сентября 2005 г. мощность рыхлого грунта над
мерзлыми породами в кратере Первого конуса на
абсолютной отметке ~1000 м не превышала 0.5 м,
у подножия Первого конуса на абсолютной отметке ~850 м составляла 0.7 м, а у западного подножия сопки Высокой достигала 5 м.
Образование захороненных снежников, превращающихся вскоре в фирн, а затем в лед, зафиксировано впервые в кратере Первого конуса
в 1977 г. Затем такие образования отмечались неоднократно на протяжении всего периода наблюдений в кратере и у подножия Первого конуса, а
также у подножий других конусов. В начале сентября 2003 г. мерзлая пирокластика была вскрыта
шурфом на глубине 1 м в кратере Первого конуса,
а у юго-восточного подножия этого конуса мерзлые породы мощностью более 2 м были вскрыты
под слоем шлака мощностью 60 см. Свежий рых-
лый захороненный снег был обнаружен в сентябре 2003-2005 гг. в провалах в 300 м к западу от сопки Высокой под слоем шлака мощностью 20-30 см.
В 1976-1977 гг. в бортах провалов к западу от
соп. Высокой обнажился захороненный лед мощностью 1.5-2.0 м, наблюдавшийся затем в течение
ряда последующих лет до конца ХХ века. Захороненный снег и фирн мощностью до 1.5 м на дне
некоторых провалов наблюдался в августе - сентябре 2003-2005 гг.. В интервале высотных отметок 1000 – 700 м в последние годы фиксировались в рыхлых породах концентрические просадки, диаметром 0.5-1.0 м, глубиной до 1 м. Как
отмечалось выше, в течение последних 30 лет продолжается углубление каньона, образованного
лавовыми потоками Второго конуса Северного
прорыва. По нашему мнению, все это - свидетельства таяния мерзлых пород, по крайней мере, их
верхнего слоя.
Перечисленные факты убедительно показывают, что образование захороненных ледников на
БТТИ и в его окрестностях происходит в настоящее время. Сходный процесс захоронения ледников происходит сейчас на юго-западном склоне
конуса извергающегося вулкана Карымского на
высотных отметках 900-1400 м (т. е. значительно
ниже границы снега и льда в этом районе). Вместе
с тем, налицо и явное таяние захороненных ранее
до БТТИ ледников и верхних, а возможно, и более
нижних горизонтов мерзлых пород. Мы пока не
можем с уверенностью сказать, связано ли это
таяние с общим или местным потеплением, с
нарушением равновесия, вызванного отложением пород БТТИ, или с локальным возрастанием теплового потока – разогрева в районе БТТИ.
Предположения о возможном разогреве возникли
в связи с последними исследованиями криолитозоны в районе скважины у западного подножия
третьего конуса СП. Такой разогрев, представлявший собой выравнивание температур подводящего магму канала и вмещающих пород, мог проявляться во время извержения и после его окончания. Этот разогрев мог усиливаться в результате
образования трещин, по которым циркулировали
горячие газы и, таким образом, к сравнительно
медленному кондуктивному способу переноса
тепла добавлялся гораздо более быстрый - конвективный.
Радиоактивность пород и радиогенных газов
БТТИ и его окрестностей измерялась и обсуждалась рядом исследователей (Титаева и др., 1977;
Абрамовский и др.; 1977 Адамчук и др.,1983; Андреев, 1979, Андреев и др., 2001). Содержание материнских радиоактивных элементов в породах
БТТИ близко к среднему для пород такого типа.
В породах Южного прорыва БТТИ обнаружены
микроскопические сгущения с высоким содержанием урана, предположительно связанные с мик-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
167
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АНДРЕЕВ И ДР.
рокристаллами - концентраторами типа циркона,
сфена, апатита. По подсчетам (Андреев, 1979), в
изверженных породах в таких сгущениях находилось иногда до 30 % урана.
В неизмененных породах БТТИ содержания
урана и тория близки к кларковым, коррелируют
с содержанием щелочей, прежде всего калия, и
по ряду параметров свидетельствуют о существенном влиянии “коровой составляющей”. В некоторых измененных породах имеется корреляция с содержанием фтора. Обращает на себя внимание неравновесность материнских и дочерних
изотопов уранового ряда в породах БТТИ. В то
же время, в ксенолитах мел-палеогенового возраста, вынесенных этим извержением с глубины
2 км, такая неравновесность отсутствует (Андреев
и др., 2001). Отчетливо прослеживается главная
региональная особенность распределения РАЭ –
низкое торий-урановое отношение.
Концентрация радиогенных газов (по существу - объемная активность радона - ОАRn)
определялась в пепловом шлейфе 3 - 6 сентября
1975 г. (Абрамовский и др.,1977) и составила 10-9
Кu/м 3 (n × 103 Бк/м3), что превышало фон на 2 порядка. Затем, в фумаролах и микрограбене Северного прорыва в сентябре 1981 г. Ю.В. Адамчук
и П.П. Фирстов определили объёмные концентрации радона до > 5 эман (1.8 × 104 Бк/м3).
В последующие годы, начиная с 1991 г., периодически повторялись измерения в тех же и
других местах БТТИ (рис. 1). ОАRn в тех же точках в микрограбене и фумаролах Первого и Второго конусов снизилась на порядок, по сравнению с измеренной 10 лет назад Ю.В. Адамчуком
и П.П. Фирстовым, и не превышала 3.5 × 103 Бк/м3.
В таких же пределах была ОАRn и в фумаролах
Южного конуса (Адамчук, Фирстов, 1986).
В последующий период наблюдалось дальнейшее снижение концентрации радиогенных
газов в фумаролах и трещинах на конусах БТТИ.
В 2000 - 2005 гг. ОАRn на высокотемпературных
участках (бывших фумаролах) Северного и Южного прорывов БТТИ не превышала 2.5 × 103 Бк/
м3 (рис. 4).
Рис. 4. График вариаций величины ОАRn на I, II и
Южном конусах БТТИ в 1981 г., 1991 г. и 2000 – 2005 гг.
168
Обращает на себя внимание хорошая проницаемость, отсутствие плотных экранирующих
слоев на приповерхностных эффузивно – эксплозивных образованиях БТТИ и его окрестностей.
По данным предыдущих исследователей, зона
аэрации на шлаковых конусах БТТИ достигает
первых десятков метров (Трухин, Шувалов, 1984).
Очевидно, в связи с этим в шлаках и лавах, которые обычно сильно трещиноваты и проницаемы, на глубинах порядка первых метров происходит “разбавление ” так называемого почвенного радона атмосферным воздухом, вследствие
чего ОАRn на глубине 0 – 0.5 м в окрестностях
БТТИ, как правило, не превышает 70 Бк/м3. В то
же время, в скважинах, верхняя часть которых до
глубины 10 м обсажена, ОАRn на порядок больше n × 103 Бк/м3 . Порядка 3 × 103 Бк/м3 было в 1990 2000 годах в сравнительно неглубоких, до 5 -7 м
от земной поверхности, пещерах в 2 км к западу
от Южного конуса БТТИ. Небольшое повышение
ОАRn до 1 × 103 Бк/м3 наблюдалось под коркой
спекшихся пород на внутренней кромке кратера
в юго-западном секторе Первого конуса и на верхней части склона конуса Южного прорыва. При
замерах в “горячих ”, до 6000С, точках корреляции ОАRn с температурой не наблюдалось, как и
в предыдущих исследованиях ( Адамчук, Фирстов, 1986). Следует отметить также очень слабое,
по сравнению с фумаролами других вулканов и
гидротермальных систем, выделение фумарольных газов во всех исследованных на БТТИ горячих точках.
Сравнительно высокие значения ОАRn - до
3 × 104 – 5 ×104 Бк/м3 - были обнаружены в 2000 г. в
трещинах-провалах в 300 м к западу от подножия
соп. Высокой и в 2001 году в похожих трещинах в
100 м к северу от соп. Конус. Высокие значения
иногда повторялись при последующих измерениях, проведенных как через несколько дней, так
и повторенных в последующие 5 лет. Точки отбора проб газа и динамика изменения ОАRn показаны на карте – схеме (рис. 1) и графике (рис. 4).
Приведенный материал позволяет сделать
следующие выводы.
1. Вулканиты БТТИ характеризуются средним, близким к кларковому, содержанием РАЭ,
низким торий-урановым отношением, характерным для камчатских вулканитов, и повышенным содержанием радия, не подкрепленного материнским ураном. Это соотношение характерно
и для других пород, изверженных действующими
вулканами мира, особенно Везувием.
2. ОАRn в приповерхностных шлаках и лавах
БТТИ и его окрестностей, в том числе на прогретых до нескольких сотен градусов участках, сравнительно низкая, очевидно, в связи с хорошей
проницаемостью и, соответственно, разбавлением почвенного радона атмосферным воздухом.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЛИЯНИЕ БОЛЬШОГО ТРЕЩИННОГО ТОЛБАЧИНСКОГО ИЗВЕРЖЕНИЯ НА НЕКОТОРЫЕ ПАРАМЕТРЫ
ОКРУЖАЮЩЕЙ СРЕДЫ
Рис. 5. Лиственница диаметром 50 см, транспортируемая лавовым потоком Южного прорыва БТТИ
в 3 км от истока этого потока. Февраль 1976 г.
3. Периодические кратковременные, иногда
значительные, на два порядка, повышения ОАRn
над трещинами свидетельствуют о том, что эти
трещины испытывают напряжения, подновляются, вследствие чего происходит кратковременное возрастание эманационной способности пород, в которых развиты трещины.
Воздействие вулканизма на биоту многообразно, и этой теме посвящены многочисленные
работы зарубежных и русских ученых (Макдоналд, 1975; Мархинин, 1980; Манько, Сидельников, 1989).
Наши наблюдения дополняют данные, приведенные этими исследователями. Биота, включающая растительность и животных, подверглась
сильнейшему деструктивному воздействию во
время извержения. До извержения в районе будущего Северного прорыва были распространены
горные тундры. На склонах ближайших к центру
извержения старых конусов была развита стланиковая растительность, преимущественно кедровый стланик, реже встречался ольховый стланик. Граница лесной растительности, представленной преимущественно лиственницей, реже
елью, березой и ивой, почти вплотную подходила
с юга к будущим конусам Северного прорыва. В
лесу был местами развит густой подлесок из шиповника, жимолости, смородины и др. Животный мир района, видимо, был представлен обычными для подобного ландшафта обитателями.
Район Южного прорыва, расположенный в
400-500 м ниже, был покрыт лесом, преимущественно лиственничным, с небольшой примесью
березы и ели. Среди леса встречались протяженные поляны, приуроченные к развалам крупных
угловатых лавовых обломков. На полянах и крутых склонах обычны были заросли кедрового и
ольхового стлаников. Общим для районов будущих прорывов было преобладание растительности, не требующей обильного увлажнения.
Как и при всяком наземном извержении вулкана, разрушительное воздействие подразделялось на тепловое, механическое и химическое.
Тепловое воздействие, среди перечисленных,
имело самый малый радиус поражения. У конусов
БТТИ при эксплозиях - это всего лишь 0.5 – 1.0
км от центра извержения, где падающие бомбы
могли поджечь или обжечь растительность. На
эффузивных потоках термическое воздействие
проявлялось на всем протяжении потоков: до 5.5
км на лавовых потоках Северного и до 9 км на
потоках Южного прорыва. Причем на лавовых
потоках Северного прорыва дальше 4 км лава
обычно не поджигала древесную растительность,
а ломала или выворачивала с корнями и двигала
перед фронтом потока. На потоках Южного прорыва зона поджога была почти вдвое больше и составляла 6-7 км (рис. 1, 5). Зона механического повреждения захватывала значительно большую, по
сравнению с зоной термического воздействия,
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
169
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АНДРЕЕВ И ДР.
площадь. Для воздействия эксплозивного материала Северного прорыва это радиус не менее 23 км, для Южного прорыва, соответственно, не
менее 2 км. Причем механическое воздействие
продолжалось в течение многих лет после извержения при перемещении подвижного шлакопеплового материала ветрами. Активная обработка стволов древесно-кустарниковой растительности шлаком и пеплом на расстоянии до 710 км от центров извержений вследствие эоловой
деятельности продолжалась около 15 лет и в меньших масштабах продолжается по сей день. Проявление эоловой и сопутствующей абразивной
деятельности весьма неравномерны и особенно
заметны на склонах, у края леса, на отдельно стоящих деревьях.
Самая большая площадь подверглась “химическому” воздействию извержения. Под влиянием этого воздействия древесная и кустарниковая растительность в радиусе около 4 км от
Северного и в 2-3 км от Южного прорывов БТТИ
была погублена полностью. В радиусе от 4 до 5-6
км от Северного прорыва и от 2 до 4 км от Южного
прорыва было погублено приблизительно 50 %
древесной и кустарниковой растительности и в
радиусе от 6 до 10 км от центров этих извержений
погибло до 10 % лиственниц и елей (рис. 1).
Причины гибели растений в результате термического и механического воздействия очевидны и подробно не рассматриваются. Представляет интерес последовательность гибели
растений вследствие химического воздействия
извержений за пределами термического и при
слабом воздействии механического фактора.
Ягель и травянистая растительность погибли
сразу в радиусе не менее 10 км от центров извержений. Затем последовательно, в течение 1-1.5
лет, погибли березы, лиственницы, ели. Кедрач
сохранялся в угнетенном состоянии сравнительно
долго, до 1.5-2 лет, вплоть до полного засыхания.
Химическое поражение, вызванное воздействием выделяющихся из рыхлых отложений
вулканических газов, и эоловое, связанное с абразивным действием на растительность подвижных
твердых частиц, медленно ослабевая, продолжалось не менее 10 лет.
Мощность эксплозивных (шлако-пепловых)
отложений у подножий Северных и Южного
конусов БТТИ достигала 10-15 м и постепенно
убывала, по мере удаления от центров извержений. Судя по сохранившимся остовам деревьев и
кустарников, на расстоянии в 1.5 км от центров
извержения мощность рыхлых вулканитов БТТИ
составляла до 5 м, на расстоянии 3 км, соответственно, до 2-3 м, на расстоянии 5 км - в пределах
1 м. Как отмечалось выше, мощность рыхлых отложений БТТИ сильно варьировалась в зависимости от рельефа и изменялась долгое время пос170
ле окончания извержения под действием склоновых процессов, эоловой и флювиогляциальной
деятельности, что было отмечено также предыдущими исследователями (Быкасов, 1981).
На основании наблюдений в районе БТТИ
можно считать критическими для выживания
растений такие предельные мощности рыхлых
вулканических отложений (пирокластики): трава
и мох ~5 см, кустарники ~10 см, деревья ~20 см.
Причем рыхлый изверженный материал Северного прорыва был явно вреднее для берез, лиственниц, елей и кустарников, по сравнению со
сходными (по генетическому типу и гранулометрическому составу) вулканитами Южного
прорыва.
Возрождение лиственницы в 0.7 – 2 км от Южного прорыва через несколько лет после окончания извержения наступало и в тех случаях, когда
мощность свежего шлако-пеплового чехла у подножия деревьев достигала 50-80 см. Возрождение
и возобновление растительности было весьма
неравномерным. Вблизи, в радиусе от 0.7 км до
2-3 км от Южного прорыва, по прошествии 5-7
лет после извержения появились молодые лиственницы, причем одна из них появилась у подножия конуса Южного прорыва, на поверхности
остывших лавовых потоков, среди свежих обвальных осыпных отложений. Еще одна лиственница появилась через 25 лет после окончания
извержения на перевале между Первым и Вторым
конусами БТТИ (рис. 6). Многие засохшие, казавшиеся погибшими лиственницы дали побеги
и возродились с использованием старых корневых
систем (рис 7).
Появилась и новая растительность, которой
в этой зоне до извержения не было. Это - прежде
всего тополя, встречавшиеся до извержения преимущественно у берегов озера Амрок и реки Озерной в 9 км к западу от Южного конуса. Появились
и редкие здесь раньше две разновидности рябины.
В местах скопления мелких фракций пепла уже
через 4-5 лет после окончания извержения появилась редкая травянистая растительность, преимущественно иван-чай, осока и полярный мак.
Причем, эта растительность встречалась и на присыпанных пеплом остывших лавовых потоках,
извергнутых Южным прорывом. На потоках
Северного прорыва редкие островки травянистой
растительности появились лет на 10 позже.
В районе Северного прорыва возрождение
растительности началось на расстоянии в 1.5 – 2
км от центров извержения в погибшем лиственничном лесу через 4-6 лет после извержения
и было заметно, прежде всего, по высокой урожайности смородины и жимолости. Приблизительно в то же время у подножий конусов Северного прорыва, в местах отложения мелких фракций пепла, появилась пионерная травянистая
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЛИЯНИЕ БОЛЬШОГО ТРЕЩИННОГО ТОЛБАЧИНСКОГО ИЗВЕРЖЕНИЯ НА НЕКОТОРЫЕ ПАРАМЕТРЫ
ОКРУЖАЮЩЕЙ СРЕДЫ
Рис. 6. Лиственница на перевале между Первым и Вторым конусами БТТИ, появившаяся через 25
лет после извержения.
Рис. 7. Лиственница в 400 м к северу от конуса Южного прорыва, возродившаяся через 7 лет после окончания БТТИ.
растительность. Причем первые поначалу небольшие группки осоки, полярного мака и иванчая становились ловушками-концентраторами
мелких фракций пепла и, таким образом, создавали благоприятные условия для заселения
следующих поколений таких же и появления
новых видов растений. Молодые лиственницы
появились на расстоянии в 2-3 км от центров
извержений Северного прорыва лишь через 20
лет. Как исключение, одна лиственница высотой
около 20 см появилась рядом с широким протяженным провалом-микрограбеном между Первым и Вторым конусами Северного прорыва через
20-25 лет (рис. 6). В это же время, через 20-25 лет
в радиусе от 2.5 км и дальше от центров извержений Северного прорыва появляются одиночные
кустики кедрача. Как и вблизи Южного прорыва,
появляются скопления тополей, карликовых ив
и древесной рябины.
Известно, что литологический фактор существенно влияет на растительность. Мелкие
фракции пирокластики, обладая большей удельной поверхностью, быстрее осваиваются растительностью. Безусловно, геохимический и минеральный состав вулканитов, их микроструктура,
газонасыщенность и другие параметры весьма
существенно влияют на типы и темпы роста растительности и, вслед за ней, на животных. В нашем случае, вулканиты Северного и Южного про-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
171
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АНДРЕЕВ И ДР.
рывов различны по составу и ряду других параметров. Различен и набор растений в окрестностях этих центров извержений. Сравнение
немного затруднено из-за разной высоты этих
объектов.
Довольно скоро, уже через 2-3 года после
окончания извержения, в районе Южного и Северного прорывов появились насекомые и мелкие
насекомоядные птицы. Вскоре на кажущейся
бесплодной шлаковой пустыне сначала в районе
Южного прорыва, а затем и в окрестностях Северного прорыва появились мыши. Причем в
2003-2005 гг. мыши встречались на термальных
полях в кратерах 1-го и 2-го конусов БТТИ. В сентябре 2004 г. на кромке кратера Первого конуса
был встречен соболь, очевидно, привлеченный
мышами. В этот же интервал времени у подножия
Первого конуса Северного прорыва были замечены следы зайцев и даже лосей.
Лоси появились в районе БТТИ (и в районе
Ключевской группы вулканов) недавно, около 15
лет назад и сейчас обживают эти новые для них
территории. Появление этих зверей на свежих,
пока почти не освоенных растительностью вулканитах, может быть, связано с активным образованием хлоридов натрия и калия, солёных на
вкус и легко доступных. Очевидно, этим объясняется систематическое посещения лосями трудно проходимого потока (толщи потоков) Северного прорыва.
В 1995 г. в 1.5 км к югу от Северного прорыва
в сухом лесу, вслед за мелкими насекомоядными
птицами - представителями отряда воробьиных,
обосновалась семья мелких соколов. В это же время были отмечены в районе БТТИ куропатки и
глухари.
Резюмируя влияние извержений на биоту,
можно отметить следующее.
1. Кроме термического и механического, для
биоты губительно химическое воздействие, проявляющееся на гораздо большей площади в течение длительного (первые десятки лет) времени.
Очевидно также, что это губительное воздействие
значительно сильнее проявилось вблизи Северного прорыва, по сравнению с Южным прорывом. Мы пока не можем сказать, какие именно
реагенты оказывают такое воздействие на растительность, и как они влияют на животных. Вряд
ли это СО и СО2, по-видимому, такое негативное
воздействие производят некоторые соединения
серы, хлора и фтора.
Воздействие этого фактора избирательно,
подобно действию гербицидов и, понятно, присуще не только БТТИ. Так, в 1995 году на высотных отметках 500-700 м у фронта пирокластического потока, возникшего 31 год назад при катастрофическом извержении вулкана Шивелуч 12
ноября 1964 г., была обнаружена зона шириной
172
200-300 м, где среди упавших и засыпанных пеплом деревьев стояли отдельные лиственницы высотой до 20 м, погибшие и засохшие, очевидно,
при извержении 1964 г., тогда как березы, ивы,
ольховый стланник, возраст которых явно превышал 20 лет в пределах этой зоне были развиты
нормально. За пределами лишенной молодых
лиственниц зоны, на расстоянии больше 300 м от
фронта пирокластического потока, зеленые лиственницы высотой 1-4 м встречались достаточно часто.
Бурное и сравнительно быстрое возобновление и возрождение растительности, особенно
лиственницы, в районе Южного прорыва, связано, очевидно, не только с его более низкими высотными отметками, но и с химическим составом и микроструктурой вулканитов. В этих вулканитах, например, втрое больше содержание калия по сравнению с похожими вулканитами Северного прорыва. Шлаки Южного прорыва более
пористые, часто встречаются разновидности с
объемным весом меньше 1 г/см3.
2. Появление влаголюбивых растений, главным образом, вблизи Южного и, в меньшей степени, вблизи Северного прорыва определенно
связано с мелкопористыми шлаками и пеплами,
способными удерживать воду. Возможно, в ближайшее время их тонкая микроструктура исчезнет в результате морозобойного выветривания, и
влаголюбивые виды растений сменятся менее
требовательными к условиям увлажнения видами.
3. Лоси и зайцы, посещающие конуса и шлако-лавовые потоки БТТИ, могут рассматриваться
как своеобразные индикаторы того, что на этих
вулканических объектах имеются особенно привлекательные для этих зверей съедобные растения, а также есть или были недавно какие-то
легко растворимые минеральные образования
типа хлоридов.
4. Формирование почвенно-пирокластического чехла продолжается в районе БТТИ, и мы
можем видеть свидетельство этого явления в виде
ограниченного появления растительности и
животных.
Термоаномалии на моногенных конусах, пирокластических и лавовых потоках известны.
Можно упомянуть Долину Десяти Тысяч Дымов,
где после извержения кратера Новорупта (Катмаи) в 1912 г. фумарольная деятельность на пирокластическом потоке, перекрывшем ледниковую долину, продолжалась 11 лет. Приблизительно столько же времени продолжалась активная фумарольная деятельность на пирокластическом потоке вулкана Безымянного, извергшегося в 1956 г. (Влодавец, 1984)
Лавовые потоки остывают значительно быстрее. Так, потоки извержения кратера Пийпа, извергшиеся в 1966 г., имевшие мощность около 10
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЛИЯНИЕ БОЛЬШОГО ТРЕЩИННОГО ТОЛБАЧИНСКОГО ИЗВЕРЖЕНИЯ НА НЕКОТОРЫЕ ПАРАМЕТРЫ
ОКРУЖАЮЩЕЙ СРЕДЫ
м, остыли в течение первых лет, толща потоков
Южного прорыва мощностью до 40 м остыла в
течение 4-8 лет, глыбовые потоки извержения
1996 г. Карымского вулкана мощностью до 25 м
практически остыли за 2 года.
На конусах моногенных вулканов высокие
температуры могут сохраняться дольше. Так, на
вершине побочного конуса Билюкай, самого
большого из исторических извержений побочных
прорывов Ключевского вулкана, температура в
1000С была замерена в 1970 г., через 32 года после
окончания извержения. Тем не менее, длительное
время сохраняющаяся повышенная до 3000С и
немного выше температура прикратерных зон
Первого, Второго и Третьего конусов Северного
и сходной зоны конуса Южного прорыва необычна. Тем более удивительна как бы автономная термоаномалия на толще лавовых потоков
Северного прорыва БТТИ в 3.5-4.5 км от их истоков, не имеющая видимой связи с ювенильными газами.
По общей мощности теплового потока обнаруженная аномалия сопоставима с геотермальными полями, образующимися на растущих горячих куполах вулканов Шивелуч и Безымянный.
Вероятно, эта термоаномалия возникла вместе с
толщей потоков в 1975 г. и была обнаружена в
2002 г. при космической съемке инфракрасной
аппаратурой спутника.
В плане термоаномалия образует подкову,
обращенную вершиной вниз по течению лавовых
потоков и окаймляющую зону скалистых образований в центральной части пачки лавовых потоков Северного прорыва (рис. 3). На поверхности зоны и в ее бортах обнажается преимущественно рыхлый вулканогенный материал. Это принесенные потоками от подножия конусов в большом количестве песок, дресва, лапилли, шлак,
вулканические бомбы, фрагменты лавовых потоков, средние, реже крупные вулканические бомбы, еще реже аккреционные шары. Очевидно, во
время движения лавовых потоков этот материал
скапливался в их периферических частях, и потоки двигали перед собой последовательно отлагающиеся валы рыхлого материала. После формирования пачки лавовых потоков и замедления
их движения в связи с окончанием или ослаблением подпитки из лавовых бокк, движение продолжалось. Возможно, часть лавы внедрилась в
нижнюю или среднюю часть зоны термоаномалии. Максимальная мощность до 50 м, может
быть, немного больше, сохранилась именно в той
подковообразной зоне, где существует термоаномалия.
По ситуации на сентябрь 2003-2004 гг. температура на поверхности аномалии достигала 3000С
в обширной зоне не менее ~200 ´ 350 м. Участки
горячих с поверхности пород не сплошные, об-
разуют продолговатые пятна размером в первые
сотни кв. метров. Ближе к истокам потоков, на
расстоянии около 2.5 км от истоков, имеются подобные зоны с температурой около 1000 С. Выходы горячих газов, вторичные фумаролы на
лавово-пирокластической пачке потоков Северного прорыва существовали в первые годы после
окончания извержения и были хорошо видны по
налету светлых минеральных новообразований и
струйкам пара (газа). Площадь этих фумарольных
полей и соответственно минеральных новообразований была сравнительно небольшой - в
пределах 100 м2 (для отдельного поля). По прошествии 10 или немного больше лет эти фумарольные поля и участки минеральных новообразований, в основном, исчезли. Видимо, эти
образования состояли преимущественно из легко
растворимых соединений типа хлоридов натрия
и калия и были смыты атмосферными осадками.
Ближайшие к истокам зоны потоков остыли в
течение первых лет после окончания извержения.
Средние и особенно конечные части толщи потоков остывали дольше, и сравнительно крупная,
объемом более 1 млн. м3, термоаномалия существует в настоящее время и, вероятно, сохранится
еще долго.
Вопрос об источнике тепла, обеспечивающем
такой мощный и продолжительный вторичный
разогрев, поднимался неоднократно. В свое время
И. И. Гущенко (1965) предполагал существование
некой горючей смеси, в которой одним из главных реагентов был хлор. Некоторый вклад тепла
могла давать кристаллизация породообразующих
минералов, тем более, что базальты Северного
прорыва изначально были субафировые. Тепловой эффект раскристаллизации базальтового
стекла мог составлять порядка 50 кал/г (Андреев,
Ковалев, 1981). Б. И. Пийп (1956) полагал, что
главный приток тепла вторичного разогрева на
примере прорыва Юбилейного 1945 г., давало
окисление Fe(II) в Fe(III). Это действительно
возможно, тем более, что содержание железа в базальтах, в частности Северного прорыва, сравнительно большое, и Fe(II) в них преобладает.
Дальнейшие исследования, подкрепленные
расчетами и экспериментальными данными (Трухин, Шувалов, 1984), показали, что вторичный
разогрев в зоне аэрации обусловлен, главным образом, окислением водорода, генерируемого во
внутренних высокотемпературных частях шлаковых конусов. Непременным участником процесса, согласно представлениям Ю.П. Трухина и
Р.А. Шувалова, является железо. Кислород, образующийся при термической диссоциации воды,
идет на окисление железа, а образующийся в избытке водород диффундирует к поверхности, где
и происходит его окисление (горение), поддерживающее высокую температуру в зоне вторич-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
173
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АНДРЕЕВ И ДР.
ного разогрева. По представлениям других исследователей, (Горная энциклопедия, 1986), сценарий вторичного разогрева немного отличается
от вышеприведенного. Железо, по этому сценарию, является, прежде всего, катализатором процесса и может как окисляться, так и восстанавливаться. А диссоциация водяного пара и последующее окисление водорода могут идти параллельно,
длительно поддерживая высокую температуру, в
соответствии с принципом Ле Шателье.
По аналогии со шлаковыми конусами, для
которых и приведены расчеты Ю.П. Трухина и
Р.А. Шувалова, можно предположить ряд условий, при которых возможен длительный вторичный разогрев. По модели Ю.П. Трухина и Р.А.
Шувалова, это - открытая система, в нижних
частях которой происходит подсос и диссоциация
водяного пара с образованием водорода, в средней части, или в недрах системы - его окисление
(сгорание), а в верхних частях - отвод (выделение)
вновь образовавшегося водяного пара и его конденсация. Таким образом, работает естественный
тепловой аккумулятор, в недрах которого длительное время (десятки лет) сохраняется сравнительно высокая температура (рис. 8). Попытаемся
перечислить условия, при которых система способна работать.
1. Необходимо наличие достаточно мощной,
порядка 40 м или более зоны рыхлых изначально
&
горячих ~8000 C пород с достаточным (~10 %) содержанием железа.
2. Необходим водный источник, из которого
постоянно поступала бы вода (водяной пар) в количестве, необходимом для длительного (десятки
лет) протекания реакций выделения и окисления
водорода.
3. Необходимо существование зоны аэрации умеренно проницаемой зоны, по которой происходил бы подсос водяного пара для диссоциации
воды и одновременно отвод окисленного водорода, то есть такого же водяного пара.
4. Теплоотвод не должен быть слишком большим. Оптимальным условиям соответствует чехол из рыхлых, слабо спекшихся, умеренно влажных вулканогенных пород.
Таким образом, можно довольно уверенно
утверждать, что общий объем прогретой зоны
достаточно велик и может достигать первых млн.
куб. метров. Температура в недрах этой зоны, видимо, составляет 600-8000 С. В подошве зоны существует водонасыщенный слой. Возможно, это
остатки тающей криолитозоны.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Отметим ряд фактов и возможных перспектив изменений некоторых параметров окружающей среды в районе БТТИ. Это, прежде всего, ак-
/
)
Рис. 8. Схематическая модель долгоживущей тепловой аномалии на шлако-лавовой толще Второго
конуса БТТИ в 4 км от истока. 1 - лавово-пирокластическая толща, 2 - граница зоны вторичного
разогрева, 3 - водоупорные породы, 4 - граница криолитозоны, 5 - атмосферные осадки, 6 - талые
воды с криолитозоны, 7 - водород.
174
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2006. №2. ВЫПУСК №8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЛИЯНИЕ БОЛЬШОГО ТРЕЩИННОГО ТОЛБАЧИНСКОГО ИЗВЕРЖЕНИЯ НА НЕКОТОРЫЕ ПАРАМЕТРЫ
ОКРУЖАЮЩЕЙ СРЕДЫ
тивное и широкомасштабное, на площади порядка 1000 км2, продолжающееся влияния БТТИ
на окружающую среду, затрагивающее все рассмотренные в работе (и некоторые пока не рассмотренные) аспекты. Каковы же перспективы рассмотренных параметров окружающей среды?
Преобразование рельефа будет продолжаться
в двух основных направлениях. Во-первых, будет
продолжаться выполаживание склонов и заполнение подвижным рыхлым материалом отрицательных форм рельефа. Во-вторых, будет продолжаться уплотнение