close

Вход

Забыли?

вход по аккаунту

?

1139.ВЕСТНИК КАМЧАТСКОЙ РЕГИОНАЛЬНОЙ АССОЦИАЦИИ «УЧЕБНО-НАУЧНЫЙ ЦЕНТР». Серия Науки о Земле №1 2012

код для вставкиСкачать
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
СОДЕРЖАНИЕ
Хроника важнейших событий региона
К 50-ЛЕТИЮ ИНСТИТУТА ВУЛКАНОЛОГИИ И СЕЙСМОЛОГИИ ДВО РАН
Селиверстов Н.И. 7
Научные статьи
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ И ИСТОЧНИКИ
ПОЗДНЕКЕМБРИЙСКИХ СИЛЛОВ И ДАЕК СЕВЕРНОЙ ЧАСТИ
ХРЕБТА ДАРИБИ (ЗАПАДНАЯ МОНГОЛИЯ)
Коваленко Д.В., Монгуш А.А., Агеева О.А.
12
МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКОЕ ОБОСНОВАНИЕ ПЕРЕРАБОТКИ
ЛЕЖАЛЫХ ПЕСКОВ ХВОСТОХРАНИЛИЩ СОЛНЕЧНОГО ГОКА
(КОМСОМОЛЬСКИЙ РАЙОН, ХАБАРОВСКИЙ КРАЙ)
Ханчук А.И., Кемкина Р.А., Кемкин И.В., Зверева В.П.
22
СОСТАВЫ МИНЕРАЛОВ ЛОПАРИТСОДЕРЖАЩИХ ПОРОД
ЛОВОЗЕРСКОГО ЩЕЛОЧНОГО МАССИВА И ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ
УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ МИНЕРАЛЬНЫХ ПАРАГЕНЕЗИСОВ
Сук Н.И., Котельников А.Р., Ковальский А.М.
41
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ СТРУКТУРООБРАЗОВАНИЯ В
СПРЕДИНГОВЫХ ХРЕБТАХ АРКТИКИ И ПОЛЯРНОЙ АТЛАНТИКИ
Кохан А.В., Дубинин Е.П., Грохольский А.Л.
59
ПЕРВЫЕ ДАННЫЕ О ГЕОЛОГИЧЕСКОМ СТРОЕНИИ ГАЙОТА БУТАКОВА,
МАГЕЛЛАНОВЫ ГОРЫ, ТИХИЙ ОКЕАН
Мельников М.Е., Плетнев С.П., Седышева Т.Е., Захаров Ю.Д., Иванов В.В., Пунина Т.А.,
Худик В.Д.
78
НОВОЕ В СТРОЕНИИ КОТЛОВИНЫ И ТРОГА УЛЛЫНДО (ЯПОНСКОЕ МОРЕ)
Ломтев В.Л. 98
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ МЕТОДА КОНЕЧНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ ПРИ ИНТЕРПРЕТАЦИИ
ДАННЫХ ГРАВИРАЗВЕДКИ И МАГНИТОРАЗВЕДКИ
Долгаль А.С., Балк П.И., Деменев А.Г., Мичурин А.В., Новикова П.Н., Рашидов В.А.,
Христенко Л.А., Шархимуллин А.Ф.
108
ИНФОРМАЦИОННАЯ ВЕБ-СИСТЕМА «ВУЛКАНЫ КУРИЛО-КАМЧАТСКОЙ
ОСТРОВНОЙ ДУГИ»: ТЕКУЩЕЕ СОСТОЯНИЕ И ПЕРСПЕКТИВЫ РАЗВИТИЯ
Романова И.М., Гирина О.А., Мелекесцев И.В., Максимов А.П.
128
ОЦЕНКА СЕЙСМИЧЕСКОЙ И ЦУНАМИОПАСНОСТИ ДЛЯ ПОСЕЛКА УСТЬ-КАМЧАТСК
(КАМЧАТКА) ПО ДАННЫМ ПАЛЕОСЕЙСМОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
Пинегина Т.К., Кожурин А.И., Пономарева В.В.
138
ЭРУПТИВНАЯ АКТИВНОСТЬ ВУЛКАНА ЭБЕКО (О. ПАРАМУШИР) В 2010-2011 гг.
Котенко Т.А., Котенко Л.В., Сандимирова Е.И., Шапарь В.Н., Тимофеева И.Ф.
160
Дискуссии
КВАЗИТРЕХМЕРНАЯ ГЕОЭЛЕКТРИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ВУЛКАНИЧЕСКОГО
КОМПЛЕКСА ХЕНГИДЛЬ (ИСЛАНДИЯ)
Спичак В.В., Гойдина А.Г., Захарова О.К.
168
О СООТНОШЕНИЯХ НАПРАВЛЕННОСТИ, ЦИКЛИЧНОСТИ И
НЕЛИНЕЙНОСТИ В ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ПРОЦЕССАХ
Наймарк А.А., Захаров В.С.
181
ОПЫТ ПОСТРОЕНИЯ СБАЛАНСИРОВАННОЙ СТРУКТУРЫ ВОСТОЧНОЙ
ЧАСТИ АЛЬПИЙСКОГО БОЛЬШОГО КАВКАЗА ПО ДАННЫМ
КОЛИЧЕСТВЕННЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ ЛИНЕЙНОЙ СКЛАДЧАТОСТИ
Яковлев Ф.Л. 191
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
3
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Работы молодых ученых
СИСТЕМАТИЗАЦИЯ НАЗВАНИЙ ОСНОВНЫХ ОБЪЕКТОВ В РАЙОНЕ
ДОЛИНЫ ГЕЙЗЕРОВ (КРОНОЦКИЙ ЗАПОВЕДНИК, КАМЧАТКА)
Леонов А.В.
215
ТЕПЛОВИЗИОННАЯ СЪЕМКА АКТИВНЫХ ВУЛКАНОВ КУРИЛЬСКИХ
ОСТРОВОВ В 2009-2011 гг.
Козлов Д.Н., Жарков Р.В. 231
СПОСОБ 3D ОБРАБОТКИ ДАННЫХ РАДИОВОЛНОВОГО ПРОСВЕЧИВАНИЯ
МЕЖСКВАЖИННОГО ПРОСТРАНСТВА
Кузнецов Н.М.
240
Памяти ученых Камчатки
Памяти Николая Николаевича Кожемяки
Памяти Вячеслава Николаевича Шапаря
247
248
Научные издания
249
Тематика журнала и правила для авторов 251
4
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Хроника важнейших событий региона
К 50-ЛЕТИЮ ИНСТИТУТА ВУЛКАНОЛОГИИ И СЕЙСМОЛОГИИ ДВО РАН
Осенью 2012 г. Институт вулканологии и
сейсмологии ДВО РАН ‒ правопреемник Института вулканологии, отмечает свой полувековой
юбилей.
Институт вулканологии был создан в соответствии с Постановлением Прези диу ма
Академии наук СССР от 7 сентября 1962 г. в составе Сибирского отделения АН СССР. Создание
института было логическим следствием закономерного развития фундаментальных и прикладных исследований в области вулканологии, для
проведения которых территория Камчатки с ее
многочисленными современными и потухшими
вулканами являлась идеальной природной лабораторией. В преддверии юбилея полезно вспомнить о предыстории возникновения института
и основных этапах его становления.
Истории развития вулканологических исследований на Камчатке посвящено большое
количество работ, опубликованных известными вулканологами (В.И. Влодавец, Б.И. Пийп,
С.И. Набоко, В.М. Сугробов, Г.Е. Богоявленская,
С.А. Федотов, Г.А. Карпов, Н.Н. Кожемяка и др.).
В данном сообщении использованы сведения,
приводимые в работах этих авторов.
У истоков отечественной вулканологии
ст оя л и вы да ющ иеся у чен ые ‒ а к а дем и к и
Ф.Ю. Левинсон-Лессинг и А.Н. Заварицкий.
По их инициативе в 1935 г. была создана Камчатская вулканологическая станция АН СССР в
пос. Ключи. Директором станции был назначен
Ф.Ю. Левинсон-Лессинг, ее нача льником ‒
В.И. Влодавец. В 2010 г. Камчатская вулканологическая станция им. Ф.Ю. Левинсона-Лессинга
(рис. 1 на 2 стр. обложки) отметила свой 75-летний юбилей.
В течение первого десятилетия (1935-1944 гг.)
Камчатская вулканологическая станция была
единственным специализированным вулканологическим учреждением в стране. Основные работы на станции были сосредоточены на изучении
Ключевской группы вулканов – крупнейшего
современного вулканического и магматического
центра. Вулкан Ключевской, входящий в эту
группу, ‒ один из самых активных вулканов
мира. На его долю приходится почти половина
ювенильного материала, поступающего на по-
верхность в пределах Курило-Камчатской вулканической области; рядовые извержения вулкана
происходят довольно часто. Реже наблюдаются
мощные пароксизмальные извержения. Одно из
них, извержение 1994 г., проиллюстрировано на
рис. 2 (2 стр. обложки). Именно высокая активность вулканов Ключевской группы и вулкана
Шивелуч определили место создания первого
научного вулканологического учреждения на
Камчатке. В 1937 г. начал выходить «Бюллетень
Камчатской вулканологической станции» на
русском и английском языках под редакцией
Ф.Ю. Левинсона-Лессинга.
В 1943 г. по Постановлению Президиума
АН СССР в Москве была создана Лаборатория
вулканологии АН СССР, в состав которой была
вк лючена и Камчатская вулканологическая
станция. Утверждение Лаборатории состоялось
31 августа 1944 г., директором был назначен
академик А.Н. Заварицкий. С организацией
Лаборатории вулканологии АН СССР вулканологические исследования расширились и
включили всю территорию Камчатки, Курильских островов, Сахалина, Приморья, Кавказа,
Закарпатья и Монголии. В эти годы Лаборатория
выступает инициатором многих вулканологических начинаний. Впервые для изучения
вулканов была применена аэрофотосъемка,
получившая впоследствии широкое развитие в
Институте вулканологии. Впервые были даны
количественные оценки геологического и энергетического эффекта крупных извержений и
катастрофических взрывов, изучены закономерности формирования экструзивных куполов,
лавовых потоков, раскаленных лавин, шлаковых
конусов. Лаборатория вулканологии выступила
инициатором в области геотермических исследований. В 1954 г. Лабораторией была организована
Камчатская геотермическая экспедиция для
изучения горячих источников Камчатки с целью
их использования для нужд народного хозяйства.
Исследования по геотермии были отнесены к
числу важнейших проблем, разрабатываемых в
АН СССР.
Наиболее ярким вулканологическим событием этого периода было катастрофическое
извержение вулкана Безымянный 30 марта 1956 г.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
7
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СЕЛИВЕРСТОВ
Эту дату камчатские вулканологи отмечают
теперь как свой профессиональный праздник.
По инициативе Лаборатории вулканологии
начали проводиться Всесоюзные вулканологические совещания, первое из которых состоялось
в Ереване в 1959 г. По решению этого совещания
стали проводиться Всесоюзные вулканические
симпозиумы по отдельным проблемам вулканологии. Лаборатория вулканологии просуществовала 18 лет. Она оставила глубокий след в
развитии отечественной вулканологии.
Институт вулканологии СО АН СССР был
создан осенью 1962 г. на базе Лаборатории вулканологии АН СССР, Камчатской комплексной
экспедиции СОПС АН СССР и Камчатской
геолого-геофизической обсерватории Сибирского отделения АН СССР. С его появлением
развитие отечественной вулканологии пошло
ускоренными темпами. Развернулись масштабные комплексные работы по вулканологии,
вулканической геологии, стратиграфии, тектонике, геофизике, геохимии и другим научным
направлениям, которые благодаря энтузиазму
молодых исследователей и поддержке местных
органов власти проводились весьма успешно.
Организатором и первым директором Института вулканологии в 1962-1966 гг. был членкорреспондент АН СССР Б.И. Пийп, крупный
ученый-вулканолог с мировой известностью.
В 1963-1966 гг. Б.И. Пийп был вице-президентом
Международной ассоциации вулканологии и
химии недр Земли. После безвременной кончины Б.И. Пийпа в 1966 г., Институт вулканологии возглавил член-корреспондент АН СССР
Г.С. Горшков (1966-1969 гг.), а затем, в 1969-1970 гг., ‒
д.г.-м.н. К.К. Зеленов.
Первый период работы Института вулканологии (1962-1970 гг.) был ярким и плодотворным.
Большинство сотрудников ‒ недавние выпускники московских и ленинградских университетов и
институтов, были молоды, полны сил и стремились к интересной работе. Многого не хватало:
жилья, рабочих помещений, научного оборудования, но моральная и творческая атмосфера
в коллективе были высокими. Жили дружно,
работали с полной отдачей. Старшее поколение
вулканологов щедро делилось опытом и знаниями с молодыми исследователями, был оптимизм
и уверенность в будущем. Такой настрой в работе
сказался на последующем быстром научном росте сотрудников и успехах института. В начале
своей работы (в 1963 г.) его общая численность
составляла 226 человек, в том числе научных
сотрудников ‒ 68, научно-технических ‒ 85,
докторов наук ‒ 4, кандидатов наук ‒ 9. Институт
вулканологии с момента появления стал самым
крупным научно-исследовательским учреждением на Камчатке. В 1970 г. общая численность
8
его сотрудников уже составляла 396 человек, в
том числе научных сотрудников ‒ 101, научнотехнических ‒ 148, докторов наук ‒ 6, кандидатов
наук ‒ 36. За успехи в области вулканологии и
подготовку высококвалифицированных научных кадров, 13 марта 1969 г. Указом Президиума
Верховного совета СССР Институт вулканологии
был награжден Орденом Трудового Красного
Знамени.
Ярким событием этого периода было катастрофическое извержение вулкана Шивелуч в
1964 г., успешно предсказанное по сейсмологическим данным и детально изученное сотрудниками института. В этот период было проведено комплексное изучение Паужетского месторождения
термальных вод, на котором затем была построена первая в стране геотермальная электростанция. Продолжались многолетние комплексные
геолого-вулканологические исследования во всех
вулканических зонах Камчатки, исследовалось
развитие вулканического рельефа и новейшей
тектоники, петрологии неоген-четвертичных
вулканических пород. Успешно велись исследования поствулканических процессов.
В 1970 г. Академия наук приняла решение
об образовании Дальневосточного научного
центра АН СССР (преобразованного в 1987 г. в
Дальневосточное отделение АН СССР), в состав
которого вместе с другими дальневосточными
академическими институтами вошел и Институт
вулканологии. Директором института был назначен член-корр. АН СССР С.А. Федотов, который
приступил к своим обязанностям с января 1971 г.
След у ющ и й период рабо т ы и нст и т у та
(1971-1990 гг.) был периодом его максимального
расцвета. Кроме хорошо поставленного геологического направления, новое развитие получили
геофизическое и геохимическое направления.
В 1971 г. были созданы основные научные отделы:
вулканизма и геологии, геофизики, геотермии
и геохимии. Несколько позднее были организованы еще два отдела: сейсмологии и физикохимических методов исследований. Ускорился
рост числа и уровня исследований, ряд разработок достиг лучшего мирового уровня, а некоторые превзошли его. Качественно укрепилась
материально-техническая база. В 1973 г. было
введено в строй новое здание института (рис. 3
на 1 стр. обложки), строительство которого было
начато еще в 1965 г. Создавались стационары и
полевые базы. Были построены новые жилые
дома, получено новое научное оборудование,
создана хозяйственная служба.
С 6 июля 1975 г. по 10 декабря 1976 г. на Камчатке произошло знаменитое явление природы,
названное Большим трещинным Толбачинским
извержением (рис. 4 на 3 стр. обложки). Это было
крупнейшее базальтовое извержение в Курило-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
К 50-ЛЕТИЮ ИНСТИТУТА ВУЛКАНОЛОГИИ
Камчатском вулканическом поясе в историческое время. Для изучения этого уникального
извержения была организована самая крупная
в истории института Толбачинская комплексная
экспедиция. В ее составе в трудных, подчас опасных условиях вели исследования около двухсот
сотрудников в составе специальных тематических экспедиций (геолого-геохимической, геодезической, геофизической и сейсмологической).
Большое трещинное Толбачинское извержение
стало одним из самых изученных в мире. Отечественная вулканология поднялась на качественно новый, более высокий уровень.
Общая численность сотрудников института
к 1975 г. увеличилась до 512 человек. Вырос и
укрепился международный авторитет Института
вулканологии. Директор института член-корр.
АН СССР С.А. Федотов в 1975 г. был избран
вице-президентом Международной ассоциации
вулканологии и химии недр Земли (МАВХНЗ), а
в 1979 г. ‒ президентом МАВХНЗ.
В 1976 г. было построено и введено в строй первое в стране специализированное для проведения
комплексных вулканологических исследований,
хорошо оснащенное научно-исследовательское
судно (НИС) «Вулканолог». В свой первый рейс
НИС «Вулканолог» вышло 15 февраля 1977 г.
Во время проведения научных экспедиций на
этом судне проводился весьма широкий комплекс
исследований. На ходу судна велись эхолотный
промер, непреры вное сейсмоак уст и ческое
профилирование, модульная гидромагнитная
съемка и непрерывное газогидрохимическое
профилирование. На станциях выполнялись
драгирования коренных пород, отбор проб воды
и донных осадков, измерения характеристик теплового потока, сейсмологические наблюдения
с применением донных сейсмических станций.
В период с 1977 по 1991 гг. проведен 41 рейс
этого судна. В морских экспедициях изучались
подводные вулканы и новейшие структуры
морского дна в окраинных морях и островных
дугах Тихоокеанского «огненного кольца». При
этом особое внимание уделялось изучению подводных вулканов и тектонических структур на
акваториях Курило-Камчатского региона. Именно здесь были получены наиболее интересные
результаты, которые позволили существенно
развить представления о закономерных связях
магматизма и геодинамики в островных дугах
и окраинных морях. Рейсы НИС «Вулканолог»
явились отличной экспедиционной школой для
многих камчатских вулканологов, их российских
и зарубежных коллег.
В 1970-е годы при у частии сотрудников
института было открыто и рекомендовано для
разведки и освоения крупнейшее на Камчатке
Мутновское месторождение парогидротерм с
прогнозными ресурсами, обеспечивающими
строительство ГеоТЭС мощностью 200 мВт.
В 1979 г. вышел в свет первый номер журнала
«Вулканология и сейсмология», пришедшего на
смену «Вестнику вулканологических станций».
В этом же году под руководством С.А. Федотова
был создан Совет по прогнозу землетрясений и
вулканических извержений, который продолжает работать до настоящего времени. Сейсмологическая служба института была выделена в
Камчатскую опытно-методическую сейсмологическую партию.
В связи с возросшей угрозой разрушительного землетрясения, директором института
С.А. Федотовым была составлена записка о необходимости сейсмоусиления зданий и сооружений
в г. Петропавловске-Камчатском, поддержанная
Прези ди у мом А Н СССР, ГКНТ СМ СССР.
На ее основе издано специальное распоряжение
СМ СССР о необходимых мерах по снижению
риска и возможных потерь от землетрясений в г.
Петропавловске-Камчатском, которое положило
начало работам по сейсмоусилению зданий и
сооружений на территории города.
След у ющ ий период работ ы инст и т у та,
1991-2003 гг., был периодом тяжелых испытаний
не только для камчатских вулканологов, но и
для всей академической науки и страны в целом.
Особенно тяжелым было начало 1990-х годов,
когда само существование Академии наук стояло
под вопросом. Процесс распад страны на «удельные княжества» как в капле воды отразился и на
Институте вулканологии. Из его состава в 1991 г.
выделились в самостоятельные организации
Научно-исследовательский геотехнологический
центр и Институ т вулканической геологии
и геохимии. Позднее, в 1994 г., перешла в состав Геофизической службы РАН Камчатская
опытно-методическая партия (в настоящее
время – Камчатский филиал Геофизической
службы РАН).
Начало проведения «радикальных экономических реформ» самым негативным образом отразилось на отечественной науке. Многократно
сократилось бюджетное финансирование академических институтов, что привело к снижению
престижа научных исследований, массовому оттоку научных кадров, в том числе с выездом наиболее способных исследователей в зарубежные
научные организации. Почти полностью прекратилось пополнение периферийных академических институтов молодыми специалистами ‒
выпускниками ведущих российских вузов.
Ослабление роли науки в жизни общества и
государства привело к появлению многочисленных «проповедников» псевдонаучных и лженаучных течений, пышному расцвету мракобесия
и откровенного мошенничества. Как грибы
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
9
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СЕЛИВЕРСТОВ
после дождя стали появляться «доморощенные» академии, имеющие весьма отдаленное
или вообще не имеющие отношения к научным
исследованиям.
Несмотря на тяжелейшие условия для проведения научных исследований, камчатские
вулканологи продолжали свою работу, опираясь,
в основном, на финансовую поддержку местных
органов власти, активно участвуя в выполнении
договорных работ и международных проектов.
Отметим наиболее значимые научные достижения этого периода. В издательстве «Наука»
вышла из печати крупнейшая в истории отечественной и мировой вулканологии двухтомная
монография «Действующие вулканы Камчатки»
объемом 110 а.л. В январе-феврале 1991 г. произошло эксплозивно-эффузивное извержение
Авачинского вулкана. Было проведено комплексное изучение этого извержения и составлена
карта вулканической опасности от извержений
А вачинского вулкана для ПетропавловскоЕлизовской агломерации. Изучено пароксизма льное извержение К лючевского вулкана,
произошед шее осен ью 1994 г. Состав лена
карта вулканической опасности от извержений
Ключевского вулкана для населенных пунктов
Ключи, Козыревск и Майское. В январе 1996 г.
произошло подводное извержение в Карымском
озере (кальдера Академии Наук) (рис. 5 на 3 стр.
обложки) и одновременно ‒ извержение Карымского вулкана. Это уникальное событие и его
последствия были предметом тщательных вулканологических и экологических исследований
на протяжении нескольких последующих лет.
В апреле-мае 2001 г. началась очередная активизация вулкана Шивелуч, которая завершилась
сильным эксплозивным извержением. Пароксизмальная фаза этого извержения проиллюстрирована на рис. 6 (4 стр. обложки). Извержение
было успешно предсказано по сейсмологическим
данным и детально изучено «по горячим следам»
в последующих вулканологических экспедициях.
В ноябре 2003 г. Постановлением Президиума РАН путем слияния Института вулканологии
и Института вулканической геологии и геохимии
был создан Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН. Директором-организатором, а затем и директором Института был утвержден доктор физ.-мат. наук Е.И. Гордеев, который в 2006 г.
был избран членом-корреспондентом, а в 2008 г. ‒
действительным членом РАН.
В начале 2000-х годов бюджетное финансирование академических организаций несколько
улучшилось. В 2006-2008 гг. в рамках пилотного
проекта реформирования Академии наук была
существенно (примерно втрое) увеличена заработная плата работникам академических
организаций при одновременном сокращении
10
(на 30%) количества сотрудников. При этом финансирование по другим статьям расходов было
заметно сокращено. В настоящее время фонд
зарплаты в Институте вулканологии и сейсмологии превышает 70% его общего бюджетного
финансирования. Остро не хватает средств на
проведение экспедиционных работ, приобретение научного оборудования и материалов,
на протяжении многих лет не проводится в
необходимом объеме капитальный и текущий
ремонт зданий института и Камчатской вулканостанции, стационаров и полевых баз.
В этих непростых условиях институт продолжал проводить исследования вулканических
извержений и других природных явлений, на
которые последнее десятилетие было особенно
щедрым. Напомним лишь о некоторых из них.
В 2005, 2007, 2008-2009 и 2009-2010 гг. происходили терминальные эффузивно-эксплозивные
извержения Ключевского вулкана. На вулкане
Шивелуч, находящемся в стадии экструзивного извержения, ежегодно отмечалось по 2-3
эксплозивных извержений. Особенно мощные
эксплозии произошли 9 мая 2004 г., 28 февраля и
22 сентября 2005 г., 29 марта 2007 г. и 27 октября
2010 г. На вулкане Безымянный ежегодно 1-2 раза
в год происходили достаточно мощные эксплозивные извержения. Вулкан Карымский после
извержения 1996 г. практически непрерывно
находится в состоянии повышенной активности
и требует постоянного внимания вулканологов.
В 2010 г. началось извержение вулкана Кизимен,
который выдал «на-гора» гигантский лавовый
поток (рис. 7 на 4 стр. обложки). Извержение этого вулкана продолжается до настоящего времени.
21 апреля 2006 г. на севере Камчатки произошло
си льное (М=7.8) землетрясение, вызвавшее
8-9 балльные сотрясения в районе поселков
Тиличики и Корф. Сотрудники института оперативно провели макросейсмическое обследование
эпицентральной зоны этого землетрясения.
7 июня 2007 г. в Долине Гейзеров произошла
геологическая катастрофа – гигантская оползневая лавина сошла со склона долины и создала естественную дамбу в русле р. Гейзерной.
В результате образовалось подпрудное озеро,
затопившее часть гейзеров. Институт вулканологии и сейсмологии оперативно провел изучение
этого грандиозного явления «по горячим следам»
и в дальнейшем продолжал изучать его влияние
на состояние и режим работы гейзеров. В ноябре 2006 г. и январе 2007 г. в районе Средних
Курил произошли 2 сильнейших землетрясения с магнитудами 8.3 и 8.2 соответственно;
подтверди лся долгосрочный сейсмическ ий
прогноз этих землетрясений, сделанный С.А.
Федотовым. Летом 2007 г. сотрудники института участвовали в исследовании последствий
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
К 50-ЛЕТИЮ ИНСТИТУТА ВУЛКАНОЛОГИИ
цунами на Средних Курилах, вызванных этими
землетрясениями.
По состоянию на начало 2012 г. общая численность сотрудников института составляла
277 человек, из них 122 ‒ научные сотрудники,
докторов наук ‒ 16 (среди докторов наук 2 академика РАН), кандидатов наук ‒ 42. Средний
возраст докторов наук ‒ 68.3 года, кандидатов
наук ‒ 60 лет.
Наряду с научными задачами, Институт
вулканологии и сейсмологии на протяжении
последнего десятилетия решал и другую, не
менее важную проблему. Период «радикальных
экономических реформ» оставил неизгладимый
след в возрастной структуре научных коллективов академических организаций, поставив их
на грань вымирания. Негативные последствия
сложившегося возрастного дисбаланса в российской науке еще предстоит ощутить в полной
мере в ближайшее десятилетие, несмотря на
предпринимаемые меры по исправлению этой
тяжелейшей ситуации. Одна из таких мер, получившая наиболее широкое распространение
в периферийных научных центрах – подготовка
молодого пополнения собственными силами на
базе региональных вузов. Несмотря на ряд явных
недостатков такого способа подготовки научных
кадров, он остается пока наиболее реальным и
эффективным средством исправления ситуации.
В 2001-2002 гг. в Камчатском государственном педагоги ческом у ниверситете (ныне ‒
Камчатск ий государственный у ниверситет
(КамГУ) им. Витуса Беринга) при активной
под держ ке К а м чат ског о нау ч ног о цен т ра
ДВО РАН были открыты две специальности
геолого-геофизического профиля («Геофизика»
и «Геологическая съемка, поиски и разведка месторождений полезных ископаемых»), и на базе
кафедры географии создана кафедра географии,
геологии и геофизики. Открытие этих специальностей на Камчатке было вынужденным шагом,
призванным хотя бы частично решить кадровую
проблему стремительно «стареющих» региональных научных и производственных организаций
геологического направления, в том числе и дислоцированных в регионе институтов Российской
Академии наук. При создании кафедры изначально предполагалось активное участие в качестве
профессорско-преподавательского состава научных сотрудников академических организаций,
которые должны были обеспечить преподавание
основных дисциплин общепрофессиональной
и специальной подготовки будущих геологов и
геофизиков. С момента создания кафедры по настоящее время ее кадровый состав определяется,
в основном, высококвалифицированными научными сотрудниками Института вулканологии
и сейсмологии ДВО РАН. К настоящему времени
кафедра выпустила 85 геологов (7 выпусков) и
62 геофизика (6 выпусков). Основная часть выпускников кафедры успешно трудится в научных
и производственных организациях Камчатского
края. Наиболее способные и склонные к научной работе выпускники пополнили научные
коллективы камчатских академических организаций, прежде всего ‒ коллектив Института
вулканологии и сейсмологии, где в настоящее
время работает и обучается в аспирантуре более
20 выпускников кафедры.
Несмотря на трудности последних двух десятилетий, значительно осложнивших проведение
научных исследований, вулканологи, встречая
50-летний юбилей своего института, все же не теряют оптимизма и с надеждой смотрят в будущее.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Н.И. Селиверстов,
зам. директора
Института вулканологии
и сейсмологии ДВО РАН,
главный редактор журнала,
д.г.-м.н.
11
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Научные статьи
УДК 552.11(551.24)
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ И ИСТОЧНИКИ
ПОЗДНЕКЕМБРИЙСКИХ СИЛЛОВ И ДАЕК СЕВЕРНОЙ ЧАСТИ
ХРЕБТА ДАРИБИ (ЗАПАДНАЯ МОНГОЛИЯ)
©2012 Д.В. Коваленко1, А.А. Монгуш2, О.А. Агеева1
1
Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН, Москва, 119017;
e-mail: Dmitry@igem.ru
2
Тувинский институт комплексного освоения природных ресурсов СО РАН,
Кызыл, 667007
Получены новые изотопные и геохимические данные по позднекембрийским силлам и дайкам
северной части хребта Дариби, который входит в структуру каледонид Центрально-Азиатского
складчатого пояса (ЦАСП). Магматические породы силлово-дайкового комплекса образовывались в результате смешения низкокалиевых пикритовых и тоналитовых расплавов. В результате
плавления гранатовых лерцолитов мантийного клина формировались низкокалиевые пикритовые расплавы с εNd(T)=+6 - +8. Тоналитовые расплавы с εNd(T)=-2, по-видимому, образовывались
при частичном плавлении океанических мафических пород основания дуги или субдуцируемого
слэба. Массивы тоналитов и плагиогранитов кембрийского возраста, ассоциирующие с вулканогеными венд-кембрийскими толщами, распространены и в других районах Западной Монголии.
По-видимому, формирование натровых кислых расплавов является одним из общих процессов
венд-кембрийских надсубдукционных систем ЦАСП.
Ключевые слова: изотопный состав, магматический источник, смешение расплавов, тоналиты.
ВВЕДЕНИЕ
Известно, что процессы субдукции широко
проявлялись, как минимум, уже 3.5 млрд. лет
назад (Kusky, Polat, 1999) и существуют поныне. Поэтому одной из актуальных проблем
современной геологии является исследование
процессов, протекающих в зонах субдукции
на разных этапах истории Земли, и выяснение
эволюции этих процессов. В данной статье
приводятся новые данные по магматизму надсубдукционной системы хребта Дариби (западная Монголия) позднекембрийского возраста.
Особенностью условий позднекембрийского
надсубдукционного магматизма является то,
что по различным оценкам скорости перемещения литосферных плит в это время составляли
более 25 см/год и в несколько раз превышали
таковые для более поздних периодов палеозоя
(Kirschvink et al., 1997). Соответственно, во
12
многих надсубдукционных системах можно
предполагать высокие скорости субдукции. В
этой связи исследование надсубдукционных
систем этого времени представляет большой
интерес.
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ХРЕБТА
ДАРИБИ И ОБЪЕКТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ
Хребет Дариби находится в юго-западной
части западной Монголии и входит в структуру
каледонид Центрально-Азиатского складчатого
пояса (ЦАСП). В современной структуре он
расположен на стыке двух крупных структурноформационных зон. К востоку от него, за широкой Шаргын-Нурской впадиной, находится
Дзабханская зона, основание которой сложено
метаморфическими толщами докембрия, перекрытыми чехлом карбонатно-терригенных отложений венда-кембрия. К западу расположена
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ
Озерная зона ранних каледонид того же вендкембрийского возраста.
В стру к т у ре северной части хребта Дариби вы дел яются: терригенно-кремнистот уффи т ова я, к арбонат но-к рем н ист от ефр ог ен на я и ву л к а ног ен но -молассов а я
толщи (Хаин и др., 1995; Хераскова и др., 1985)
(рис.1). Терригенно-кремнисто-туффитовая и
карбонатно-кремнисто-тефрогенная толщи насыщены субвулканическими телами – дайками,
силлами и небольшими штоками, которые выделяются нами в силлово-дайковый субвулканический комплекс. Результаты исследований
этого комплекса представлены в данной статье.
В породах карбонатно-кремнисто-тефрогенной
формации обнаружены спикулы губок и радиолярии, показывающие позднекембрийскийраннеордовикский возраст толщи (Хераскова и др.,
1985). Карбонатно-кремнисто-тефрогенная и
терригенно-кремнисто-туффитовая толщи образуют крутопадающие тектонические пластины
субсеверного простирания (Дергунов, Лувсанданзан, 1984). Во многих местах они раздроблены
субвертикальным кливажем северного простирания, а слои известняков в некоторых районах
деформированы в складки с вертикальными
шарнирами, осевые плоскости которых также
характеризуются субсеверным простиранием.
В ряде разрезов породы силлово-дайкового
субвулканического комплекса кливажированы вместе с вмещающими породами. Возраст
деформаций в хребте Дариби определен как
раннеордовикский (Козаков и др., 2002). В этой
связи возраст силлово-дайкового комплекса,
участвовавшего в деформациях, ограничивается
поздним кембрием. Вулканогенно-молассовая
формация залегает на всех нижележащих толщах
резко несогласно.
î
93.4 â.ä.
4
2
47îñ.ø.
5
Äàðèâ
1
Ð
ñ
îñ
èÿ
Îç Õèðãèñ-Íóð
î
âä
Êî
Êîáäî
Ì Í Ð
6
1
Áðèãàäà
Ãîáè-Õîíèí
1
4
7
2
5
8
3
6
9
10
11
12
0
3
6 êì
Рис. 1. Геологическая схема хребта Дариби (Хераскова и др., 1985): 1 – отложения мезозоя-кайнозоя;
2 – девонские осадочные толщи; 3 – ордовикские осадочные толщи; 4-7 – районы преимущественного
распространения венд-ордовикских формаций: 4 – андезитовой и карбонатно-кремнисто-тефрогенной;
5 – офиолитовой и карбонатно-кремнисто-тефрогенной; 6 – терригенно-кремнисто-туффитовой; 7 – андезитовой, офиолитовой (спилиты) и карбонатно-кремнисто-тефрогенной; 8 – граниты; 9 – разломы;
10 – места отбора проб для изотопных и геохимических исследований. На врезке: 11 – Дзабханский микроконтинент; 12 – каледониды. Цифрой 1 обозначен хребет Дариби.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
13
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОВАЛЕНКО и др.
Образцы для изотопных и геохимических
исследований отбирались из пород силловодайкового комплекса в районах со следующими координатами (рис. 1): 46°56'13.00''с.ш.,
93°42'27.52''в.д.; 47°02'42.89''с.ш., 93°41'45.10''в.д.;
47°00'34.36''с.ш., 93°46'01.14''в.д.; 46°56'13.00''с.ш.,
93°42'27.52''в.д;. 46°47'50.01''с.ш., 93°50'14.43''в.д.
АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ
Определение породообразующих окислов
выполнено рентгено-флюоресцентным методом
(RFA) в ИГЕМ РАН (Москва). Концентрации
элементов-примесей определялись методом
ICP-MS в Институте геохимии и аналитической
химии РАН им. В.И. Вернадского (Москва)
с относительной погрешностью 5-10%. Измерения изотопного состава Nd и Sr проводили
в Геологическом институте КНЦ РАН (Апатиты)
по методикам, детально описанным в работе
(Баянова, 2004).
рывный ряд от пикритобазальтов до тоналитов
(рис.2). На диаграмме (Na2O+K 2O)-SiO2 (Kuno,
1966) составы пород попадают в основном в область пониженной щелочности. На диаграммах
Миасиро (SiO2-FeO*/MgO и FeO*-FeO*/MgO)
(Miyashiro, 1974) и AFM (Kuno, 1968) тренды
составов пород располагаются на границе
толеитовой и известково-щелочной серий. На
диаграмме К 2О-SiO2 (Pecerillo, Taylor, 1976) составы попадают в поля низкокалиевых серий.
Величины отношения Na2O/K 2O меняются от
3 до 61. На диаграмме An-Ab-Or (O’Connor, 1965)
составы силлов и даек образуют непрерывный
тренд от высокоанортитовых пород до области
тоналитов (рис. 2).
An
КРАТКАЯ ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ
ХАРАКТЕРИСТИКА ПОРОД
Пикритобазальты и базальты силлов и даек
силлово-дайкового комплекса характеризуются
порфировой структурой. Вкрапленники представлены клинопироксеном и плагиоклазом,
либо плагиоклазом. Основная масса сложена микролитами плагиоклаза, реже клинопироксеном
и рудным минералом. Породы зеленокаменно
изменены, лишь в единичных телах можно определить номер плагиоклаза – андезин-лабрадор
во вкрапленниках и андезин в основной массе.
В телах андезибазальтов вкрапленники представлены андезином, редко – клинопироксеном,
в дацитах – олигоклазом-андезином, кварцем и
редкими зернами клинопироксена, в тоналитах – кварцем, олигоклазом-альбитом. Основная
масса в разной степени раскристаллизована и
в большинстве тел андезибазальтов представлена
микролитами к ислого п лагиок лаза: олигоклаза, редко – андезина; в дацитах и тоналитах – олигоклазом-альбитом и кварцем. Стекло
девитрифицировано и хлоритизировано. Небольшой шток кварцевого диорита сложен кварцем,
андезином-олигок лазом, роговой обманкой,
реже – авгитом, рудными минералами.
ОСОБЕННОСТИ ГЕОХИМИЧЕСКОГО
И ИЗОТОПНОГО СОСТАВА ПОРОД,
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
ИХ ФОРМИРОВАНИЯ
Поз д некем бри йск ие пор од ы си л лово дайкового комплекса хребта Дариби по концентрациям SiO2 и MgO представляют собой непре14
Òî
Ãðä
Òð
Ãð
Ab
Or
Рис. 2. Положение нормативных составов пород
силлово-дайкового комплекса на диаграмме альбитанортит-ортоклаз. Области: To – тоналиты; Тр –
трондьемиты; Грд – гранодиориты; Гр – граниты.
В квадратах обведены модальные тоналитовые составы.
На диаграммах Харкера (Harker, 1909) в силах
и дайках с уменьшением магнезиальности пород
сначала наблюдается рост концентраций TiO2 и
Al2O3, по-видимому, за счет фракционирования
клинопироксена, затем намечается тенденция
к их уменьшению, вероятно, связанная с фракционированием плагиоклаза и титаномагнетита. Концентрации Fe2O3 и CaO уменьшаются
с уменьшением магнезиальности пород, содержания Na2O и K 2O – увеличиваются. Магнезиальность пород колеблется от 29 до 69.
Содержания никеля и кобальта коррелируют с магнезиальностью пород и закономерно
уменьшаются с уменьшением концентрации
MgO. Концентрация ванадия увеличивается
с уменьшением содержания MgO от 14 мас. % до
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ
8 мас. %, затем – уменьшается. Концентрация
легких литофильных элементов (LILE) в породах
коррелирует с содержанием в них калия. Концентрации высокозарядных элементов (HFSE:
Nb, Zr, Hf), Th, U, легких редких земель (LREE)
в силах и дайках – низкие и слабо увеличиваются
при уменьшении концентрации MgO от 14 до
1 мас. %. Концентрации Sr увеличиваются при
уменьшении концентрации MgO, а концентрации Eu, Y и Yb увеличиваются при уменьшении
концентрации MgO от 14 до 3-4 мас. %, затем
уменьшаются, возможно, в связи с фракционированием амфибола и клинопироксена.
На спайдер-диаграммах, нормализованных
к примитивной мантии (Sun, McDonough, 1989)
(рис. 3), породы силлов и даек демонстрируют
особенности составов, типичные для надсубдукционных магм – они обогащены легкими
литофильными элементами и легкими редкими
землями относительно высокозарядных элементов, средних (MREE) и тяжелых редких земель
(HREE). Наиболее ярко выраженные минимумы
Nb, Ta, Zr, Hf, Ti, значительно ниже уровня
N-MORB характерны для высокомагнезиальных
пород. В более кислых породах глубина минимумов уменьшается до уровня MORB и выше.
На большинстве спайдер-диаграмм отмечаются
стронциевые максимумы.
Изотопные составы Nd силлов и даек обра100
зуют зависимости от концентраций SiO2, MgO,
Na2O и величин отношений Zr/Nb, Th/La (рис.
4). Так же наблюдается тренд в координатах
εNd(T) - ISr(T) (рис. 4). Наиболее высокомагнезиальным породам соответствуют величины
εNd(T)= +5 - +6, ISr(T)=0.7039-0.7048, высокие
значения отношения Zr/Nb=22-33 и наиболее
низкие величины Th/La=0.23-0.15. Наименее
магнезиальные силлы и дайки тоналитов характеризуются εNd(T)=-2, ISr(T)=0.708, Zr/Nb=5,
Th/La=0.58. Изотопные составы располагаются
вдоль линии смешения, рассчитанной из предположения, что крайними членами смешения
являются пикритобазальты и тоналиты. Таким
образом, по-видимому, магматические породы
силлово-дайкового комплекса образовались
в результате смешения двух расплавов – ультрамафического (пикритобазальтового или пикритового) и кислого (вероятно, тоналитового).
Как показало петрографическое изучение
пикритобазальтов, вкрапленники и основная
масса в них представлены клинопироксеном
и плагиоклазом. Такая ассоциация минералов
не могла образоваться при криста ллизации
первичных мантийных магм и, по-видимому,
является результатом фракционирования мантийных расплавов или незначительной степенью их смешения с тоналитовыми расплавами.
Вероятно, первичные мантийные магмы были
1000
10
MORB
100
1
OIB
.15/07
.17/07
.25/07
10
0.1
.43/07
.66/07
.67/07
0.01
1000
1
1000
100
100
MORB
OIB
10
.0/07
10
277/01
1
0.1
1
Рис. 3. Спайдер-диаграммы составов пород силлово-дайкового комплекса хребта Дариби. Породы:
15/07-67/07 – высокомагнезиальные базальты и пикритобазальты; 0/07-277/01 – тоналиты.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
15
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОВАЛЕНКО и др.
8
8
ïèêðèòîáàçàëüòû
6
à
2
2
0
0
-2
-4
á
4
(T)
?NdeNd
eNd(T)
?Nd
4
ïèêðèòîáàçàëüòû
6
-2
òîíàëèòû
35
40
45
50
55
60
65
70
-4
75
òîíàëèòû
0
5
10
SiO2, ìàñ. %
8
â
4
ïèêðèòîáàçàëüòû
ã
4
2
2
0
0
-2
-4
20
6
?NdNd(T)
?Nd(T)
6
eNd
8
ïèêðèòîáàçàëüòû
15
MgO,MgO
ìàñ. %
SiO2
-2
òîíàëèòû
0
5
10
15
20
25
30
35
-4
0.703
40
òîíàëèòû
0.704
0.705
Zr/Nb
7
ïèêðèòîáàçàëüòû
6
0.706
ISrSr(T)
0.708
0.709
ä
5
4
?eNdNd(T)
0.707
1
3
2
2
1
0
-1
-2
-3
òîíàëèòû
0
1
2
3
4
5
6
Na2ONa2O
, ìàñ. %
Рис. 4. Изотопные зависимости для пород силлово-дайкового комплекса: 1 – расчетные линии смешения; 2 – видимые тренды смешения. В расчетах смешения использованы: для тоналитов – Sr=330 ppm,
ISr(T)=0.7076, Nd=12.5 ppm, εNd(T)=-2.1, Zr/Nb=5.4; для пикритобазальтов – Sr=71 ppm, ISr(T)=0.7039, Nd=3.6
ppm, εNd(T)=+6, Zr/Nb-33.
более ультраосновные, возможно, пикритовые.
Они были выплавлены из деплетированных
источников мантии с ε Nd (T)= +6 и ли ч у ть
больше. Высокомагнезиальные силлы и дайки
характеризуются низкими концентрациями K 2O.
Низкие концентрации Al2O3<16 мас. % и горизонтальные спектры REE также характерны для
низкокалиевых толеитовых пород (Gill, 1981). Отношения La/Yb от 1 до 7. На спайдер-диаграммах
(рис. 3) присутствуют ярко выраженные Nb-Ta,
16
Zr, Hf, Ti минимумы. На диаграммах Nb-Zr-Y
(De Paolo, Wasserburg, 1976) и Hf-Th-Ta (Wood,
1980) высокомагнезиальные вулканиты попадают
в поля базальтов островных дуг. Все эти данные
свидетельствуют о том, что исследованные высокомагнезиальные породы силлово-дайкового
комплекса формировались в надсубдукционных
условиях, по-видимому, на начальной стадии
магматической активности островной дуги.
На диаграмме (La/Yb)n – (La)n показано, что
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ
(La/Yb)MN
Ã
ëå ðàí
ðö àò
îë îâ
èò ûé
12
10
à
F=3
8
5
6
10
4
3
20
2
0
Ôðàêöèîííàÿ
êðèñòàëëèçàöèÿ
0
12
5
10
20
10
ûé
åëåâ
Øïèí ëèò
î
ëåðö
20
30
40
îñàäêè
50
(La)MN
á
10
Èíòðàîêåàíè÷åñêèå
îñòðîâíûå äóãè
8
Th/Yb
высокомагнезиальные расплавы были выплавлены
из гранатовых лерцолитов верхней мантии (рис. 5).
На диаграммах Ba/La-Th/La и Th/Yb - Sr/Nd
(Kelemen, 1995) составы магнезиальных базальтовых силлов и даек образуют тренды вдоль осей
Ba/La и Sr/Nd, что свидетельствует о влиянии
флюидов при образовании надсубдукционных
расплавов и незначительного влияния расплавов
субдуцированных осадков (рис. 5). Максимальное значение отношения Ba/La силлов и даек –
110. Большинство значений этого соотношения
колеблется около 40 и превышают величину
этого отношения в N-MORB (4-10) и E-MORB
(10-15).
В тоналитах вкрапленники и основная масса
представлены кварцем, олигоклазом, альбитом и
рудным минералом. Это высокоглиноземистые
породы – Al2O3=16 мас. %. Величины отношений
Na2O/K 2O варьируют от 6 до 10. Распределение
элементов-примесей – на дсубд у к ционное:
на спайдер-диаграммах Nb-Ta минимум выражен
слабо, но видны четкие минимумы Zr, Hf, Ti
(рис. 3). Спектры REE отрицательные наклонные,
La/Yb – 10-18. Концентрации M- и HREE значительно ниже уровня их концентраций в N-MORB
и на спайдер-диаграмме образуют вогнутую
в спектре MREE форму, свидетельствующую
о присутствии в источнике граната и, вероятно,
амфибола. Изотопный состав тоналитов характеризуется εNd(T)=-2 и ISr(T)=0.7076.
6
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
4
Приведенные данные показывают, что породы силлово-дайкового комплекса северной части
хребта Дариби были сформированы в период
позднекембрийского этапа надсубдукционного
магматизма. Высокомагнезиальные низкокалиевые расплавы выплавлялись из деплетированных
по изотопному составу гранатовых лерцолитов
верхней мантии на глубине >70 км под воздействием субдукционных флюидов в условиях
примитивной островной дуги. Одновременно
с высокомагнезиальными расплавами в зоне
субдукции формировались кислые натровые расплавы тоналитового состава. Присутствие пород
тоналит-трондьемит-плагиогранитной серии отмечается во многих районах каледонид западной
Монголии (Коваленко и др., 1996; Руднев и др.,
2009; Ярмолюк и др., 2011).
В работах (Castillo, 2006; Martin, 1994; Peacock
et al., 1994; Rapp et al., 1991 и др.) показано, что
высокоглиноземистые тоналиты могут формироваться либо в результате фракционирования
мантийных известко-щелочных магм, либо при
парциальном плавлении метаморфизованных
основных пород – амфиболитов, гранулитов,
эк логитов. Первый вариант происхож дения
2
0
ôëþèäû
0
50
1
2
Sr/Nd
3
150
100
4
Р и с . 5 . Д и а г р а м м ы ( L a / Y b) M N - ( L a) M N (а) и
Th/ Y b - Sr/ Nb (б ) д л я составов магнезиа льны х
пород силлово-дайкового комплекса. а: величины La/ Y b и La норма лизованы к примитивной
ма н т и и. На д иа г ра м ме пок а з а н ы л и н и и batch
парциа льного плавления гранатового лерцолита
(оливин=0.59, ортопироксен=0.15, к линопироксен=0.20 и гранат=0.06) и шпинелевого лерцолита
(ол и ви н= 0.6, ор т оп и роксен= 0.2, к л и ноп и роксен=0.145 и шпинель=0.055). Цифры на лини ях
п лав лен и я ‒ процен т парц иа льного п лав лен и я
(F). Фрак ционная криста л лизация у величивает
величину (La)mn при слабом изменении значений
(La/Yb)mn (Sajona et al., 2000). б: 1-4 ‒ составы пород: 1 ‒ дуги Банда, 2 ‒ Антильской дуги, 3 ‒ дуг
Новобританской, Тонга, 4 ‒ дуг Кермадек, Южной Сэндвичевой, Марианская, Ново-Гебридская
(Kelemen, 1995). Оста льные обозначени я см. на
рис. 2 и 3.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОВАЛЕНКО и др.
тоналитов силлово-дайкового комплекса хребта
Дариби маловероятен, так как в структуре хребта
Дариби не установлены породы более основные,
чем тоналиты, с таким же, как у тоналитов изотопным составом. По нашему мнению, более
вероятен второй вариант.
По концентрациям элементов-примесей
породы силлово-дайкового комплекса хребта Дариби образуют два тренда – I и II (рис. 6). Тренд I
характеризуется значительно более высокой скоростью роста концентраций Sr при увеличении
концентраций Y и SiO2. Концентрации Y пород
тренда I не превышают 20 ppm, концентрации
Y пород тренда II достигают 29 ppm. Составы
наиболее высокостронциевых пород тренда I
попадают в поле адакитов (рис. 6). Эти породы
имеют средний или кислый состав, обогащены
глиноземом, характеризуется низкими концентрациями HREE, Y, высоким отношением La/Yb
и умеренно высоким отношением Sr/Y.
Эксперименты по плавлению низкокалиевых
амфиболитов (Martin, 1994; Peacock et al., 1994;
800
Rapp et al., 1991 и др.) показали, что при плавлении матаморфизованных основных пород при
низких давлениях (≤8 кбар) в рестите остаются
плагиоклаз, амфибол, возможно ортопироксен и
ильменит. Так как Sr совместим с полевыми шпатами, а тяжелые редкие земли и Y – с гранатом, то
при низкобарическом плавлении расплавы должны быть обеднены Sr и обогащены HREE и Y.
При высокобарическом плавлении (>16 кбар)
в рестите остаются гранат, к линопироксен,
возможно, рутил. В этом случае расплавы обогащены Sr и деплетированы HREE и Y.
Возможно, кислые расплавы тренда I образовались при высокобарическом плавлении,
а тренда II – при низкобарическом. Вероятно,
тренд I связан со смешением пикритовых мантийных магм с расплавами, образованными при
плавлении метамафитов субдуцируемого слэба.
Тренд II, по-видимому, связан со смешением
пикритовых мантийных магм с расплавами,
образованными при плавлении метамафитов
основания островной дуги. Мощность при45
à
700
600
35
òðåíä I
Sr/Y
400
300
òðåíä II
200
25
20
15
òðåíä II
10
100
0
òðåíä I
30
Sr, ppm
500
á
40
5
0
5
10
15
Y, ppm
Sr/Y
20
25
0
30
40
45
50
55
60
65
70
SiO2, ìàñ. %
70
â
àäàêèòû
60
50
òðåíä I
40
30
20
10
òðåíä II
5
10
15
20
25
30
35
40
Y, ppm
Рис. 6. Диаграммы Sr - Y (а), Sr/Y - SiO2 (б) и Sr/Y - Y (в) для пород силлово-дайкового комплекса. Поля для
адакитов взяты из работы (Defant, Drummond, 1990).
18
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ
митивных островных дуг обычно не превышает
15 км. Поэтому в основании островных дуг могут
быть содержащие плагиоклаз и не содержащие
гранат породы, например амфиболиты, в дугах
с мощной корой – гранулиты. При плавлении
этих пород Y будет уходить в расплав, а Sr оставаться в плагиоклазе. Отношения Sr/Y будут
низкими.
Подчеркнем еще раз, что составы силлов
и даек, которые образуют изотопные зависимости ε Nd (T)-SiO 2 , ε Nd (T)-MgO, ε Nd (T)-Na 2 O,
εNd(T)-Zr/Nb, εNd(T)-ISr(T) (рис. 4), попадают как
на тренд I, так и на тренд II. То есть, натровые
кислые расплавы, с которыми шло смешение
пикритовых магм как по тренду I, так и тренду
II (рис. 6), обогащены по изотопному составу.
Поэтому, возможно, что и основание дуги и
субдуцирующий слэб являлись фрагментами
одной литосферной плиты. В рамках современных геологических концепций обогащенная по
изотопному составу океаническая литосфера
образуется под действием плюмов (Hoffman
et al., 1998).
Массивы тоналитов и плагиогранитов ранне- и позднекембрийского возраста, ассоциирующие с вулканогенными венд-кембрийскими
толщами, распространены и в других районах
Западной Монголии (Коваленко и др., 1996;
Коваленко и др., 2004; Руднев и др., 2009; Ярмолюк и др., 2011). По-видимому, формирование
натровых кислых расплавов является одним
из общих процессов венд-кембрийских надсубдукционных систем Западной Монголии.
В работе (Руднев и др., 2009) было показано, что
эти кислые натровые расплавы также образовывались при плавлении эклогитов субдуцируемого
слэба. Но в отличие от Дарибских тоналитов они
характеризуются деплетированным изотопным
составом εNd(T)=+6-+8. Из этого следует, что под
островодужные сегменты, фрагменты которых
находятся в структуре хребтов Дариби и более
западных районов Монголии (хребты Сэйр, западная часть хребта Хан-Хухей) субдуцировала
разная океаническая литосфера, с различным
изотопным составом, то есть это были разные
островодужные сегменты.
Таким образом геохимические данные показывают, что в структуре каледонид западной
Монголии присутствуют фрагменты как минимум двух надсубдукционных систем. В обеих
надсубдукционных системах в кембрии широко
проявлялся кислый натровый адакитовый магматизм, вероятно, связанный с плавлением субдуцирующих слэбов. С чем это было связано? Известны разные модели условий плавления слэба и
формирования адакитовых расплавов. В работах
(Castillo, 2006; Defant, Drummond, 1990; Martin,
1994; Peacock et al., 1994 и др.) было показано, что
адакиты могут образовываться при субдукции
молодой «горячей» океанической литосферы,
при субдукции под «горячий» аккреционный
клин, при прекращении субдукции, при высокой
скорости субдукции. Маловероятно, что первые
три процесса протекали одновременно в обеих
надсубдукционных системах каледонид Монголии. Скорее всего, по нашему мнению, плавление
слэбов здесь было связано с высокой скоростью
субдукции, которая по данным (Kirschvink et al.,
1997) в кембрии могла достигать 25 см/год.
ВЫВОДЫ
Позднекембрийск ие надсубдук ционные
магмы в северной части хребта Дариби образовывались в результате смешения пикритовых и
тоналитовых расплавов. В результате плавления
г ранатовы х лерцолитов мантийного к лина
формировались высокотемпературные низкокалиевые толеитовые пикритовые расплавы с εNd(T)
около +6. Тоналитовые расплавы с εNd(T)=-2,
возмож но, образовыва лись при части чном
плавлении океанических пород основания дуги
и субдуцируемого слеба.
Масси вы тона л и тов и п лаг иог ран и тов
кем бри йског о в о з р а с т а , а с с оц и и ру ющ ие
с вулканогеными венд-кембрийскими толщами,
распространены и в других районах Западной
Монголии (Коваленко и др., 2004; Руднев и
др., 2009; Ярмолюк и др., 2011). По-видимому,
формирование натровых расплавов является
одним из общих процессов венд-кембрийских
надсубдукционных систем ЦАСП.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, проекты 09-05-00859а, 12-05-00386-а,
07-05-90100-Монг_а и программы Президиума
РАН N4.
Список литературы
Баянова Т.Б. Возраст реперных геологических
ком п лексов Кол ьског о рег иона и д л ительность процессов магматизма. СанктПетербург: Наука, 2004. 174 с.
Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Пухтель И.С. и др.
Магматические породы и источники магм
офиолитов Озерной зоны (Монголия) //
Петрология. 1996. Т. 4. № 5. С. 453-495.
Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Сальникова Е.Б. и др.
Халдзан-Бурегтейский массив щелочных
и редкометальных магматических пород:
строение, геохронология и геодинамическое положение в каледонидах Западной
Монголии // Петрология. 2004. Т. 12. № 5.
С. 467-494.
Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Хаин Е.В. и др.
Этапы и тектоническая обстановка формиро-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОВАЛЕНКО и др.
вания кристаллических комплексов ранних
каледонид Озерной зоны Монголии: результаты U-Pb и Sm-Nd изотопных исследований //
Геотектоника. 2002. № 2. С. 80-92.
Руднев С.Н., Изох А.Э., Ковач В.П. и др. Возраст,
состав, источники и геодинамические условия формирования гранитоидов северной
части Озерной зоны западной Монголии:
механизм роста палеозойской континентальной окраины // Петрология. 2009. Т. 17.
№ 5. С. 470-508.
Хаин Е.В., Амелин Ю.В., Изох А.Э. Sm-Nd – данные
о возрасте ультрабазит-базитовых комплексов в зоне обдукции Западной Монголии //
ДАН. 1995. Т. 341. № 6. С. 791-796.
Хе р а с к о ва Т.Н., То м у р т о г о о О., Хаи н Е.В.
Офиолиты и верх недокембрийсконижнепалеозойские образования Озерной
зоны хребта Дариби (Западная Монголия) //
Известия АН СССР. Сер. Геол. 1985. № 6. С.
25-31.
Ярмолюк В.В., Ковач В.П., Коваленко В.И и др. Состав, источники и механизмы формирования
континентальной коры Озерной зоны каледонид Центральной Азии: 1.Геологические и
геохронологические данные // Петрология.
2011. Т. 19. № 1. С. 56-79.
Castillo P.R. An overview of adakite petrogenesis //
Chinese Sci. Bull. 2006. V. 51. №. 3. P. 257-268.
De Paolo D.J., Wasserburg G.J. Inferences about
magma sources and mantle str ucture from
variations of 143 Nd/144Nd // Geophys. Res. Lett.
1976. V. 3. P. 743-746.
Defant M.J., Drummond M.S. Derivation of some
modern arc magmas by melting of young subducted
lithosphere // Nature. 1990. V. 347. P. 662-665.
Gill J.B. Orogenic andesites and plate tectonics. N.-Y.:
Springer, 1981. 390 p.
Harker A. The natural history of igneous rocks.
Methuen. London, 1909. 384 р.
Hoffman P.F., Kaufman A.J., Halverson G.P. et al.
A Neoproterozoic snowball earth // Science. 1998.
V. 281. P. 1342-1346.
Kelemen P.B. Genesis of high Mg# andesites and the
continental crust // Contrib. Mineral. Petrol.
1995. V. 120. P. 1-19.
Kirschvink J.L., Ripperdan R.L., Evans D.A. Evidence
for a large-scale reorganization of Early Cambrian
continental landmasses by inertial interchange
20
true polar wander // Science. 1997. V. 277.
P. 541-545.
Kusky T.M., Polat A. Growth of granite-greenstone
terranes at convergent margins, and stabilization
of Archean cratons // Tectonophysics. 1999.
V. 305. P. 43-73.
Kuno H. Differentiation of basalt magmas // Hess H.H.,
Poldervaart A. (eds.) Basalts: The Poldervaart
treatise on rocks of basaltic compositions. V. 2.
Interscience, N.Y. 1968. P. 623-688.
Kuno H. Lateral variation of basalt magma types
across continental margins and island arcs // Bull.
Volcanology. 1966. V. 29. P. 195-222.
Martin H. Archean grey gneisses and the genesis of
continental crust // Archean crustal evolution.
1994. P. 205-259.
Miyashiro A. Volcanic rock series in island arc and
active continental margine // Amer. J. Sci. 1974.
V. 274. № 3. P. 321-355.
O’Connor, J.T. A classification for quarts-rich igneous
rocks based on feldspar ratios // U.S. Geol. Surv.
Prof. pap. 1965. V. 525-B. P. 79-84
Pecerillo A., Taylor S.R. Geochemistry of Eocene
calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamuonu
area, northern Turkey // Contrib. Mineral. Petrol.
1976. V. 58. P. 63-81.
Peacock S.M., Rushmer T., Thompson A.B. Partial
melting of subducting oceanic crust // Earth
and Planetary Science Letters. 1994. V.121.
P. 227-244.
Rapp R.P., Watson E.B., Miller C.F. Partial melting of
amphibolite/eclogite and the origin of Archean
trondhjemites and tonalites // Precambrian Res.
1991. V. 51. P. 1-25.
Sajona F.G., Maury R.C., Pubellier M. et al. Magmatic
source enrichment by slab-derived melts in a
young post-collision setting, central Mindanao
(Philippines) // Lithos. 2000. V. 54. P. 173-206.
Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic
systematics of oceanic basalts // Magmatism in
ocean basin / Eds. A.D. Saunders, M.J. Norry.
Geol. Soc. Spec. Publ. London. 1989. V. 42.
P. 313-345.
Wood D.A. The application of a Th-Hf-Ta diagram to
problems of tectonomagmatic classification and to
establishing the nature of crustal contamination
of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic
province // Earth Planet. Csi. Lett. 1980. V. 50.
P. 11-30.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ
GEODYNAMIC CONDITIONS OF FORMATION AND SOURSES
OF LATE CAMBRIAN SILLS AND DYKES OF THE NORTHERN
PART OF THE DARIBY RIDGE, WESTERN MONGOLIA
D.V. Kovalenko1, А.А. Mongush2, О.А. Ageyeva1
1
Institute of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy, and Geochemistry of the Russian Academy of Sciences,
Moscow, 119017; e-mail: Dmitry@igem.ru
2
Tuva Institute of Complex Development of Natural Resources SB R AS, 667007
The authors collected new isotopic and geochemical data on sills and dykes of the Northern part of the Dabiry
ridge which is a part of Caledonian complex of the Central Asian fold belt (CAFB). Magmatic rocks of the
sill-dyke complex resulted from mixing of low potassium picritic and tholeiitic melts. A melting of garnet
lherzolites of the mantle wedge resulted in formation of low potassium picritic melts with εNd(T)=+6 - +8.
Tonalitic melts with εNd(T)= -2 were possibly generated by partial melting of oceanic mafic rocks of an arc
base or a subduction slab. Cambrian massifs of tonalites and plagiogranites associating with a VendianCambrian sodium-rich volcanogenic series are widespread in other regions of the Western Mongolia as
well. Apparently the formation of sodic melts is one of common processes of the Vendian-Cambrian persubduction systems of CAFB.
Keywords: isotopic composition, magmatic source, mixing of melts, tonalites.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
21
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
УДК 549: 553.044
МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКОЕ ОБОСНОВАНИЕ ПЕРЕРАБОТКИ
ЛЕЖАЛЫХ ПЕСКОВ ХВОСТОХРАНИЛИЩ СОЛНЕЧНОГО ГОКА
(КОМСОМОЛЬСКИЙ РАЙОН, ХАБАРОВСКИЙ КРАЙ)
©2012 А.И. Ханчук1, Р.А. Кемкина2, И.В. Кемкин1, 2, В.П. Зверева1, 2
1
Дальневосточный геологический институт ДВО РАН, Владивосток, 690022;
e -mail: kemkin@fegi.ru
2
Дальневосточный федеральный университет, Владивосток, 690090
В статье приводится минералого-геохимическая характеристика первичных руд оловянных
месторождений Комсомольского района (Хабаровский край), дезинтегрированные фрагменты
которых составляют продуктивную часть лежалых песков хвостохранилищ Солнечного горнообогатительного комбината. На основе данных по химическому составу рудных минералов и
содержанию их в отвальных хвостах осуществлен подсчет прогнозных запасов экономически
важных металлов. Учитывая то, что отходы переработки руд находятся на поверхности земли
и горная масса в них уже дезинтегрирована, хвостохранилища горно-обогатительных фабрик
Центральной и Солнечной следует рассматривать как дополнительный и относительно дешевый
источник минерального сырья.
Ключевые слова: хвостохранилища, техногенные месторождения, рудные минералы.
ВВЕДЕНИЕ
Развитие экономики диктует постоянный
и всевозрастающий рост потребления природного минерального сырья, в связи с чем,
начиная со второй половины ХХ века, в России
и мире очень быстрыми темпами происходило
масштабное развитие горной промышленности.
Однако, доступные запасы минерального сырья
неуклонно уменьшаются. Сегодня на многих
горнодобывающих предприятиях, особенно в
давно освоенных горнорудных районах, обеспеченность разведанными запасами достигла
крайне низкого уровня, а резерв запасов многих
видов полезных ископаемых на эксплуатируемых
месторождениях недостаточен (Комаров и др.,
2007). При современном уровне добычи запасов,
например, цинка осталось на 25-30 лет, а свинца
на 50-60 лет (Ломакин, 2007; Романова и др.,
2006). Положение усугубляется еще и тем, что
по большинству видов полезных ископаемых
происходит существенное свертывание геологоразведочных работ. Кроме того, минеральное
сырье, извлекаемое из недр, в связи с добычей его
на все более значительных глубинах в сложных
горно-геологических условиях постоянно до22
рожает. Стоимость сырья растет каждый год на
5-10 и более процентов, несмотря на внедрение
новой техники и автоматизацию некоторых
производств.
Вместе с тем, вековое развитие горной промышленности привело к накоплению гигантских
объемов (только в России около 80 млрд. т) отходов
горнорудного производства – хвостов (Калинин,
2008). Хвостохранилища, по сути, являются
техногенными месторож дениями (Горная…,
1991; Макаров, 2000; Трубецкой и др., 1989 и др.)
с существенными запасами в промышленных
содержаниях широкого спектра полезных компонентов – Sn, Cu, Pb, Zn, Cd, In, Bi, Au, Ag и др.
(десятки тысяч тонн каждого). С этих позиций их
следует рассматривать как дополнительный и относительно дешевый источник минерального сырья. Они расположены в промышленно развитых
районах, находятся на поверхности земли и горная
масса в них преимущественно дезинтегрирована,
что резко снижает затраты на их разработку.
Актуальность повторной переработки рудной
массы из хвостохранилищ очевидна, поскольку
их разработка позволяет одновременно решать
целый ряд как экономических, так и социальных
и экологических проблем.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКОЕ ОБОСНОВАНИЕ
Следует подчеркнуть, что экологические
проблемы имеют особую важность, так как складирование отходов горнодобывающих и обогатительных предприятий исключает из хозяйственного оборота большие площади земель, снижает
их качество из-за пылевых заносов с отвалов
и хвостохранилищ. Происходит загрязнение
окружающей среды (атмосферы, поверхностных
и подземных вод, почв, растительности и живых
организмов, включая человека) тяжёлыми металлами и их солями, концентрация которых в
сотни и тысячи раз превышает фоновые значения
и предельно допустимые нормы. В результате
процессов гипергенеза (окисление, растворение,
гидролиз и др.) весь спектр химических элементов минеральных групп в хвостохранилищах,
представленных в большинстве случаев сульфидами, теллуридами, селенидами, сульфосолями
различных металлов преобразуется в другие
минеральные формы и водные растворы и самопроизвольно мигрирует в атмо-, лито-, био- и
гидросферу (Зверева, 2005; Кемкина, Кемкин,
2007; Крупская, 1998; Сотников, 1997; Тарасенко,
Зиньков, 2001 и др.). Следовательно, проблема
переработ к и х востохран и л и щ, по нашем у
мнению, является одной из актуальнейших на
ближайшую перспективу как в экономическом,
так и экологическом аспектах.
Одним из дополнительных и относительно дешевых источников минерального сырья
авторы считают хвостохранилища Солнечного
горно-обогатительного комбината (ГОКа), для
которых на основе минералого-геохимических
исследований рудных минералов определены
прогнозные количества как основных металлов,
так и редких элементов. Результаты этих исследований приводятся в настоящей работе.
КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
ТЕХНОГЕННЫХ ОБРАЗОВАНИЙ
КОМСОМОЛЬСКОГО РАЙОНА
Горная промышленность в Комсомольском
районе (Хабаровский край) развивается уже более
60 лет. Ее основа – оловянные, медно-оловянные
и олово-полиметаллические месторождения, отработка которых осуществлялась как открытым
(карьеры), так и подземным (штольни) способами. Обогащение руд проводилось на двух горнообогатительных фабриках: Солнечной (СОФ) и
Центральной (ЦОФ), где из добываемой руды
получали концентрат на Sn, Cu, Pb и Zn. Отходы
отработанной руды (хвосты) складировались
рядом с горно-обогатительными фабриками на
трех хвостохранилищах (рис. 1). В настоящее
время хвосты на первом (СОФ) и втором (ЦОФ)
хвостохранилищах находятся в сухом виде, а
третье хвостохранилище, куда с ЦОФ сбрасы-
вается пульпа от периодически возобновляемой
переработки руд месторождения Фестивальное,
закрыто сверху шламовыми водами.
На хвостохранилище СОФ складированы
отходы обогащения руд месторождений Солнечное (70% от общего объема), Перевальное (20%)
и Придорожное (10%), которые накапливались
с 1963 по 1984 гг. Площадь его 20 га, мощность
отвальных хвостов 20-25 м, а объем – 10.6 млн. т.
Второе хвостохранилище ЦОФ занимает 40.3 га,
а его объем 24.09 млн. т. Здесь с 1965 по 2001 гг.
накапливались отходы переработки руд месторождений Фестивальное (75%), Перевальное
(20%) и Придорожное (5%).
Изучение вещественного содержимого хвостохранилищ, выполненное как по собственным
материалам, так и данным исследования керна
скважин (Василенко и др., 19891), пробуренных
на хвостохранилищах Солнечным ГОКом, показало, что сложены они намывными осадками
песчаной и алевритовой размерности. В верхних
частях хвостохранилищ техногенные отложения имеют рыхлую консистенцию, но вниз по
разрезу они часто спрессованы. Соотношение
песчаных и а левритовых частиц составляет
в среднем 70:30%. Размерность песчаных частиц,
как правило, < 0.5 мм. При этом на фракцию от
0.1 до 0.5 мм приходится 65-85%, а фракция менее
0.1 мм составляет 15-35%. В вертикальном разрезе распределение песков по крупности зерен
неравномерно.
В составе отвальных хвостов преобладают
обломки вмещающих рудные тела ороговикованных терригенных пород, кварца и турмалина,
количество которых составляет 93% для СОФ
и 95% для ЦОФ. На долю сульфидов в лежалых
песках СОФ приходится 5.22%. В незначительном
количестве присутствуют касситерит, вольфрамит, шеелит, а также магнетит, куприт, лимонит,
карбонаты и слюды, составляющие 1.78%. Содержания конкретных рудных минералов приведены в табл. 1. Содержание нерудных минералов
(кварца и турмалина), а также ороговикованных
пород составляет, соответственно, 35, 10 и 48%.
Сумма сульфидов и других рудных минералов в песках хвостохранилища ЦОФ составляет
5% (табл. 2). Содержание нерудных минералов
следующее: ороговикованные породы – 45%,
кварц – 37%, турмалин – 13%.
Степень окисленности рудных минералов незначительна. В частности, отмечается замещение
халькопирита ковеллином и халькозином. Под
микроскопом видны каемки ковеллина с халькозином на поверхности зерен халькопирита.
1
Василенко Г.П., Петраченко Е.Д., Школьник Э.Л.
и др. Промежуточный отчет по результатам исследований по Программе ГКНТ СМ СССР РИМС за 1
квартал. Владивосток, 1989. 87 с.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
23
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ХАНЧУК и др.
Рис. 1. Схема расположения объектов Солнечного ГОКа.
Наиболее подвержен окислению пирротин,
с образованием структур типа «птичьего глаза»
с включениями вторичных минералов марказита
и пирита. Последние занимают до 20-30% от всего объема пирротина. Однако, подобные замещения халькопирита и пирротина наблюдаются и
в первичных рудах, не прошедших стадии добычи, переработки и последующего складирования
на хвостохранилищах, что говорит о том, что
процессам окисления рудные минералы подверглись еще будучи в составе рудных тел, а не
в хвостохранилище. Редко встречающиеся галенит и сфалерит обычно имеют незамутненные
поверхности.
Касситерит в лежалых песках присутствует как в виде самостоятельных зерен, так и
в сростках. В аншлифах видно, что преобладают срастания его с кварцем, в меньшей мере
с турмалином, в котором наблюдаются тонкие
прожилки размером 0.02 мм, а также с сульфидами. Среди последних встречается станнин,
образующий каемки вокруг зерен касситерита.
Размер кристаллов касситерита, как в свободных
24
зернах, так и в сростках не превышает сотые доли
мм (обычно от 0.01 до 0.03-0.05 мм).
Халькопирит – второй по промышленной
значимости минерал лежалых песков. Около
70% его находится в сростках с пирротином,
пиритом, сфалеритом, арсенопиритом, иногда
станнином и блеклой рудой. Наиболее часты его
срастания с пирротином. Встречаются сростки
с кварцем и турмалином (10-15% всего халькопирита). Свободные зерна этого минерала или
мономинеральные агрегаты составляют также
10-15% всего халькопирита. В этом случае его
размеры составляют тысячные и сотые доли мм.
Размеры же его в сростках более крупные – до
первых десятых долей мм.
Вольфрамит встречается в сростках с кварцем, пирротином и халькопиритом. Размер его
зерен варьирует в пределах 0.005-0.1 мм, но обычно составляет 0.01-0.09 мм. Сфалерит, галенит
и станнин встречаются редко и в очень малых
количествах, 0.15, 0.04 и 0.04% соответственно.
Обычно они образуют сростки с халькопиритом,
пирротином и другими сульфидами. Размеры
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
0.05
0.03
0.06
0.08
0.05
Висмутин
Кубанит
Валлериит
Айкинит
Кобальтин
-
0.02
Тиллит
Итого
0.05
Бурнонит
0.5
0.05
0.1
0.09
Шеелит
Лимонит
0.21
Станнин
Касситерит
Джемсонитбуланжерит
Блеклая руда
Малахит
0.04
0.23
Галенит
0.05
9360
1.1
0.04
Халькопирит
0.14
21840
0.15
Сфалерит
Магнетит
4160
23920
0.82
Пирит
Куприт
4160
1.13
Пирротин
6240
1.3
660400
52000
10400
14560
5200
-
-
-
-
-
-
8320
-
-
-
-
-
80.21
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
% в минерале
75.28
5200
6240
3120
5200
2080
5200
5200
114400
15600
85280
117520
135200
0.06
Арсенопирит
Запасы в
Содержание
хвостах,
в хвостах, %
тонны
Вольфрамит
Название
Минерал
W
8868.4
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
4170.9
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
тонны в
хвостах
4697.5
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
0.14
-
-
-
-
0.029
0.52
-
-
-
% в минерале
10.5
Mn
744.8
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
7.28
-
-
-
-
1.21
81.1
-
-
-
тонны в
хвостах
655.2
-
62.9
-
-
72.4
1.13
0.05
36.08
41.26
1.23
0.01
2.53
0.15
-
2.42
1.96
13.41
0.79
32.54
12.21
45.05
58.27
33.98
% в минерале
13.72
Fe
234702.3
32719.12
-
-
3764.8
58.8
4.2
2251.4
1287.3
63.9
0.26
131.6
7.8
-
528.5
468.8
557.9
32.9
37225.8
1904.8
38418.6
68478.9
45941.0
тонны в
хвостах
856.1
Элемент
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
30.51
-
-
-
-
97.7
27.8
-
-
-
-
-
-
% в минерале
0.5
Sn
25192.1
-
-
-
-
-
-
-
-
-
634.7
-
-
-
-
23369.8
1156.5
-
-
-
-
-
-
тонны в
хвостах
31.2
Таблица 1. Состав и количество рудных минералов в лежалых песках хвостохранилища СОФ и прогнозные запасы металлов.
-
-
-
-
-
18.5
16.92
41.15
35.3
19.9
16.32
18.57
-
24.09
21.59
-
27.54
14.01
34.55
33.97
52.25
41.1
19.75
% в минерале
-
S
181463.4
-
-
-
-
962
1407.7
2567.8
1101.4
1034.8
339.5
965.6
-
2254.8
4715.3
-
1145.7
582.8
39525.2
5299.3
44558.8
48300.7
26702
тонны в
хвостах
-
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКОЕ ОБОСНОВАНИЕ
25
26
0.24
2.28
Пирротин
Пирит
-
-
Лимонит
Итого
-
-
Магнетит
-
45.11
Кобальтин
-
-
Айкинит
Куприт
-
Валлериит
Малахит
-
-
Кубанит
-
66214.9
-
-
2345.7
-
-
-
-
-
-
Тиллит
Висмутин
-
1.3
-
0.025
Шеелит
Бурнонит
0.05
376.3
10.9
0.1
4.02
1.7
23.9
0.04
Станнин
Касситерит
Джемсонитбуланжерит
Блеклая руда
9.2
0.22
366.1
0.32
-
1944.4
282.0
60853.5
тонны в
хвостах
-
Галенит
As
Халькопирит
-
45.01
Вольфрамит
Арсенопирит
Сфалерит
% в минерале
-
Название
Минерал
Таблица 1. Продолжение
-
-
-
19363.1
-
-
-
-
-
-
3004.3
-
-
-
1082.6
2139.3
-
22.5
8770.9
160.3
-
3436.6
326.0
6.2
-
211.5
202.8
тонны в
хвостах
-
36.11
-
-
-
52.05
41.14
-
0.24
40.16
0.67
-
82.61
0.285
0.04
-
0.18
0.15
% в минерале
-
Pb
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
0.21
0.045
-
-
0.061
-
3.08
0.7
52.13
-
-
-
% в минерале
-
Zn
8309.6
-
-
-
-
-
-
-
-
4.4
2.3
-
-
13.3
-
128.1
29.1
8132.3
-
-
-
тонны в
хвостах
-
-
-
-
-
-
-
36.15
-
-
77.97
-
-
-
0.73
0.64
-
-
0.78
0.298
-
0.035
0.006
0.23
% в минерале
-
Элемент
Bi
7991.4
-
-
-
-
-
3007.7
-
-
4054.4
-
-
-
68.3
139.8
-
-
32.5
340.9
-
29.8
7.1
311.0
тонны в
хвостах
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
24.65
-
25.2
35.01
0.05
-
0.49
0.144
-
0.06
0.005
0.48
% в минерале
-
Sb
12189.8
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
1281.8
-
2358.7
7646.1
11.9
-
20.4
164.7
-
51.2
5.9
649.0
тонны в
хвостах
-
-
-
-
-
-
0.18
-
0.02
0.05
-
-
-
-
-
-
-
-
-
0.01
-
0.28
0.019
0.06
% в минерале
-
Ni
356.5
-
-
-
-
-
-
1.2
1.6
-
-
-
-
-
-
-
-
-
11.4
-
238.8
22.3
81.1
тонны в
хвостах
-
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ХАНЧУК и др.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
37.5
0.044
-
-
-
-
-
-
-
-
-
Галенит
Станнин
-
0.6
-
-
-
-
-
0.02
-
Шеелит
Бурнонит
Тиллит
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Висмутин
Кубанит
Валлериит
1974.0
-
-
-
-
56.0
88.8
-
-
10.95
22.75
23.37
0.85
-
13.04
0.005
45.72
0.049
0.1
28.13
-
31.8
0.71
-
0.15
0.17
% в минерале
-
Cu
64876.8
-
5824
12890.2
-
-
911.0
1419.6
729.1
44.2
-
678.1
0.3
4279.4
10.7
23.9
1170.2
-
36379.2
110.8
-
176.3
229.8
тонны в
хвостах
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
0.003
-
-
0.002
-
-
0.022
0.11
-
-
-
% в минерале
-
In
43.0
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
0.2
-
-
0.5
-
-
25.2
17.2
-
-
-
тонны в
хвостах
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
0.02
0.003
-
0.37
0.03
-
-
-
-
% в минерале
-
Элемент
Ag
54.8
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
4.4
0.7
-
15.4
34.3
-
-
-
-
тонны в
хвостах
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
0.78
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
0.7176
-
0.003
-
-
-
-
-
-
тонны в
хвостах
0.0624
-
Sc
-
-
-
-
-
-
% в минерале
0.001
-
-
-
-
-
1.5
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
0.5
0-
-0
1.0
-
-
-
-
тонны в
хвостах
-
-
Ga
-
-
-
-
-
-
-
-
0.002
-
-
0.0009
-
-
-
-
% в минерале
-
Примечание: В колонках «% в минерале» - усредненные содержания элементов. Прочерк – значения ниже предела чувствительности метода анализа.
-
Итого
-
-
-
Малахит
Лимонит
-
-
-
Магнетит
Куприт
1670.8
-
32.13
Айкинит
Кобальтин
-
-
-
-
-
Касситерит
Джемсонитбуланжерит
Блеклая руда
-
-
Халькопирит
-
-
Сфалерит
Пирит
35.3
0.03
Пирротин
229.8
0.17
Арсенопирит
тонны в
хвостах
-
Вольфрамит
Co
% в минерале
-
Название
Минерал
Таблица 1. Окончание
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКОЕ ОБОСНОВАНИЕ
27
28
0.4
0.35
0.4
0.03
0.15
0.21
0.16
0.1
0.05
0.09
0.09
0.06
0.06
0.08
0.05
Сфалерит
Халькопирит
Галенит
Станнин
Касситерит
Джемсонитбуланжерит
Блеклая руда
Шеелит
Бурнонит
Тиллит
Висмутин
Кубанит
Валлериит
Айкинит
Кобальтин
-
36135
1.2
Пирит
Итого
7227
0.84
Пирротин
1204500
12045
19272
14454
14454
21681
21681
12045
24090
38544
50589
96360
84315
96360
289080
202356
137313
0.57
Арсенопирит
26499
0.11
Вольфрамит
Название
СодерЗапасы в
жание в
хвостах,
хвостах, %
тонны
Минерал
-
-
-
-
-
-
-
-
80.21
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
75.28
% в минерале
W
39222.6
-
-
-
-
-
-
-
19274.4
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
19948.2
тонны в
хвостах
-
-
-
-
-
-
-
-
0.14
-
-
-
-
0.029
-
0.52
-
-
-
10.5
% в минерале
Mn
3345.1
-
-
-
-
-
-
-
33.7
-
-
-
-
27.9
-
501.1
-
-
-
2782.4
тонны в
хвостах
-
1.13
0.05
36.08
41.26
1.23
0.01
2.53
0.15
-
2.42
353247.5
-
-
-
9.6
136.1
-
-
-
30.51
-
-
-
-
97.7
27.80
-
-
-
-
-
-
0.5
% в минерале
5215.0
5963.7
277.5
2.2
304.7
36.1
-
1224.3
708.2
969.1
13.41
1.96
761.2
27436.1
11765.6
130230.5
117912.8
46659.0
3635.7
тонны в
хвостах
0.79
32.54
12.21
45.05
58.27
33.98
13.72
% в минерале
Fe
Элемент
Sn
44064.0
-
-
-
-
-
6614.9
-
-
-
-
35307.5
2009.1
-
-
-
-
-
-
132.5
тонны в
хвостах
Таблица 2. Состав и количество рудных минералов в лежалых песках хвостохранилища ЦОФ и прогнозные запасы металлов.
-
18.50
16.92
41.15
35.30
19.90
16.32
18.57
-
24.09
21.59
-
27.54
14.01
34.55
33.97
52.25
41.10
19.75
-
% в минерале
S
385630.1
2354.8
3241.6
5947.8
5102.2
4314.5
3538.3
2236.8
-
9285.3
10922.2
-
1990.3
13500.0
29130.8
32733.5
151044.3
83168.3
27119.3
-
тонны в
хвостах
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ХАНЧУК и др.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
0.24
2.28
Пирротин
Пирит
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
0.05
4.02
Джемсонитбуланжерит
Блеклая руда
-
-
-
45.11
Кубанит
Валлериит
Айкинит
Кобальтин
-
-
Висмутин
Итого
-
Тиллит
0.025
0.1
Касситерит
Бурнонит
0.04
Станнин
-
0.22
Галенит
Шеелит
0.32
Халькопирит
-
45.01
Арсенопирит
Сфалерит
-
% в минерале
Вольфрамит
Название
Минерал
Таблица 2. Продолжение
As
-
-
5445.6
76425.4
36.11
-
-
-
52.05
41.14
-
0.24
40.16
0.67
-
82.61
0.285
0.04
-
0.18
0.15
-
% в минерале
-
-
-
-
-
3.0
-
1549.5
25.3
36.1
2.9
212.0
269.8
-
6591.0
485.7
61804.6
-
тонны в
хвостах
Pb
124279.8
-
6959.1
-
-
-
11480.1
4955.3
-
92.5
20316.5
24.2
-
79603
240.3
38.5
-
364.2
206.0
-
тонны в
хвостах
-
-
-
-
-
-
0.21
0.045
-
-
0.061
-
3.08
0.70
52.13
-
-
-
-
% в минерале
Zn
51211.4
-
-
-
-
-
45.5
5.4
-
-
30.9
-
222.66
674.5
50232.5
-
-
-
-
тонны в
хвостах
-
-
36.15
-
-
77.97
-
-
-
0.73
0.64
-
-
0.78
0.298
-
0.035
0.006
0.23
-
% в минерале
Элемент
Bi
25893.2
-
6951.4
-
-
16904.7
-
-
-
281.4
323.8
-
-
751.6
251.3
-
101.2
12.1
315.8
-
тонны в
хвостах
-
-
-
-
-
-
-
24.65
-
25.20
35.01
0.05
-
0.49
0.144
-
0.06
0.005
0.48
-
% в минерале
Sb
31847.7
-
-
-
-
-
-
2969.1
-
9713.1
17711.2
18.1
-
472.2
121.4
-
173.5
10.1
659.1
-
тонны в
хвостах
-
0.18
-
0.02
0.05
-
-
-
-
-
-
-
-
-
0.01
-
0.28
0.019
0.06
-
% в минерале
Ni
970.5
21.7
-
2.9
7.2
-
-
-
-
-
-
-
-
-
8.4
-
809.4
38.5
82.4
-
тонны в
хвостах
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКОЕ ОБОСНОВАНИЕ
29
30
-
-
-
-
-
-
Галенит
Станнин
Касситерит
Джемсонитбуланжерит
Блеклая руда
Шеелит
0.02
-
-
32.13
Кубанит
Валлериит
Айкинит
Кобальтин
Co
-
-
4086.9
4513.4
10.95
22.75
23.37
0.85
-
13.04
0.005
45.72
0.049
0.1
28.13
-
31.80
0.71
-
0.15
0.17
-
% в минерале
-
-
2.9
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
129.5
60.7
233.4
-
тонны в
хвостах
Cu
58282.1
-
2110.3
3288.3
3377.9
184.3
-
1570.7
1.2
17622.3
24.8
36.1
2033.0
-
26812.2
684.2
-
303.5
233.4
-
тонны в
хвостах
-
-
-
-
-
-
-
-
0.003
-
-
0.002
-
-
0.022
0.11
-
-
-
-
% в минерале
In
126.0
-
-
-
-
-
-
-
0.7
-
-
0.7
-
-
18.5
106.0
-
-
-
-
тонны в
хвостах
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
0.02
0.003
-
0.37
0.03
-
-
-
-
-
% в минерале
Элемент
Ag
393.0
-
-
-
-
-
-
-
-
-
10.1
1.1
-
356.5
25.3
-
-
-
-
-
тонны в
хвостах
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
0.003
-
-
-
-
-
-
-
0.001
% в минерале
Sc
1.3
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
0.002
-
1.1
-
0.0009
-
-
-
-
-
% в минерале
-
-
-
-
-
-
0.3
тонны в
хвостах
Ga
1.5
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
0.7
-
-
0.8
-
-
-
-
-
тонны в
хвостах
Примечание: В колонках «% в минерале» - усредненные содержания элементов. Прочерк – значения ниже предела чувствительности метода анализа.
-
-
Висмутин
Итого
-
Тиллит
Бурнонит
-
0.044
Пирит
Халькопирит
0.03
Пирротин
-
0.17
Арсенопирит
Сфалерит
-
% в минерале
Вольфрамит
Название
Минерал
Таблица 2. Окончание
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ХАНЧУК и др.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКОЕ ОБОСНОВАНИЕ
их зерен составляют обычно сотые и тысячные,
редко десятые доли мм.
Согласно данным Солнечного ГОКа (Василенко и др., 19891) при обогащении руд методом
гравитационно-флотационной сепарации в
конечный продукт при извлечении трех-четырех
полезных компонентов уходило всего до 20% от
добытой рудной массы (т.е. кварц-турмалиновые
метасоматиты с рудной минерализацией). Большая же часть рудного вещества, со значительными концентрациями как профилирующих
для данного рудного района, так и попутных
ценных металлов, сбрасывалась в хвостохранилища. В результате технологических операций
(дробление, измельчение, флотация) первичные минеральные ассоциации и парагенезисы
дезинтегрировались и рассеивались по всей
массе отходов обогащения руд, сбрасываемых
в хвостохранилища. Это, в свою очередь, создало определенные сложности обнаружения и
идентификации рудных минералов и их количеств, при изучении минералогического состава
лежалых песков, особенно тех, которые имели
или приобрели тонкодисперсную размерность,
а также тех, которые присутствовали в других минералах в виде субмикроскопических включений
или мельчайшей эмульсионной вкрапленности
и мирмекитовых срастаний. Естественно, чтобы
получить полное представление о минеральном
составе рудной части хвостохранилищ необходимо располагать детальной информацией
о вещественном составе руд отрабатываемых
месторождений. Эти данные, полученные в ходе
собственных исследований, а также на основе
ана лиза литерат урных источников (Геология …, 1971; Минерализованные …., 1967; Гоневчук, Гоневчук, 2008 и др.), приводятся далее.
МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ
ХАРАКТЕРИСТИКА ПЕРВИЧНЫХ
РУД КОМСОМОЛЬСКОГО РАЙОНА
Как отмеча лось ранее, на хвостохранилищах СОФ и ЦОФ складированы продукты
переработки руд месторождений Солнечное,
Перевальное, Фестивальное и Придорожное.
Для этих месторождений выделены следующие
минеральные ассоциации, отражающие стадии
процесса минералообразования (Геология …, 1971):
1 – кварц-турмалиновая (дорудная), 2 – кварцкасситеритовая, 3 – кварц-касситерит-сульфидная,
4 – кварц-карбонатно-сульфидная, 5 – кальцитпиритовая (послерудная). В пределах рудных тел
наиболее широко развиты первые три ассоциации,
слагающие жилы мощностью до 1 м. Две последние
проявлены слабо и представлены маломощными
(0.5-5 см) прожилками, секущими ранние жилы.
Основная промышленная минерализация
рассматриваемого района связана с к варцкасситеритовой ассоциацией. Главными рудными минералами этой ассоциации являются
касситерит, арсенопирит, вольфрамит и шеелит.
Кварц-касситерит-сульфидная ассоциация представлена касситеритом, пирротином, арсенопиритом, халькопиритом, сфалеритом, галенитом,
сульфосолями свинца и меди, станнином и др.
В кварц-карбонатно-сульфидной ассоциации
рудные минералы – галенит и сфалерит, а в
кальцит-пиритовой – пирит. Приведем краткое
описание главных рудных минералов.
К асси тери т (SnO 2 ) на месторож ден и я х
Комсомольского района является главным промышленным минералом, где его содержание
достигает 20-25%. Он отлагался на всем протяжении кристаллизации кварц-касситеритовой
и кварц-касситерит-сульфидной стадий минералообразования. На это указывают и разная
морфология его кристаллов (аллотриоморфные,
игольчатые и пластинчатые выделения), и особенности внутреннего строения (наличие или
отсутствие зон роста, включений), и присутствие
его в разных парагенетических ассоциациях, и
широкие вариации в размере зерен. При косом
освещении отмечается зональная окраска зерен
(центральная часть имеет густой коричневый
цвет, а периферические части окрашены в более
светлые тона). Подобная зональность позволяет
предполагать, что процесс отложения касситерита был прерывистым, а условия его отложения
многократно менялись. Выделяется две генерации касситерита. Для первой характерны изометричные, близкие к идиоморфным (рис. 2а),
а также слабо удлиненные зернистые агрегаты,
чаще всего приуроченные к пустотам в кварце.
Реже касситерит первой генерации образует в нем
включения размером от 0.01 до 2-3 мм. Он встречается и в срастаниях с вольфрамитом, который
в виде прожилков пересекает его, а также с арсенопиритом, ровный характер границ с которым
указывает на их близодновременное выделение
(рис. 2б). Отдельные зерна касситерита первой
генерации катаклазированы и сцементированы
касситеритом и минера лами более поздних
стадий кристаллизации. Для касситерита этой
генерации характерны равномерные и темные
цвета внутренних рефлексов.
Касситерит второй генерации характеризуется
удлиненными и игольчатыми формами кристаллов, которые приурочены преимущественно к
зальбандам жил кварца, где он совместно с сульфидами (пирит, халькопирит, пирротин и др.) слагает
тонкие прожилки размером от 0.5-1.0 см до волосовидных. Характер срастания его с сульфидами
указывает на близкие условия их кристаллизации.
Касситерит второй генерации имеет более светлую
и зональную окраску внутренних рефлексов.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
31
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ХАНЧУК и др.
Усредненная (по 22 анализам) кристаллохимическая формула его – Sn0.99As0.0005Cu0.0005W0.00004
Sc0.0001Pb0.0002Sb0.0003Nb0.0002Ag0.00002In0.00003Ga0.00002O2.00,
из которой видно, что в касситерите в виде изоморфных примесей присутствует 10 химических
элементов.
Вольфрамит (Fe,Mn)WO 4 один из ранних
рудных минералов кварц-касситеритового парагенезиса, где его содержание составляет 5-7%.
Встречается в виде зерен таблитчатой формы
в к варце, размеры которы х измен яются от
первых миллиметров до 1-2 см. Реже вольфрамит слагает гнезда до 3-5 см, а также образует
скопления зерен в краевых частях обломков
метасоматитов, заключенных в кварце. Тесно
ассоциирует с касситеритом и арсенопиритом,
которые обрастают его выделения без признаков замещения. В процессе последующего
минералообразования вольфрамит испытывал
перекристаллизацию, особенно при замещении
его шеелитом по периферии табличек, по спайности, а также вдоль многочисленных трещинок
в зернах вольфрамита. При более значительной
степени замещения шеелит в вольфрамитовых
гнездах становится преобладающим и содержит
разрозненные зерна первичного, но уже не черного, а красновато-бурого вольфрамита. Нередко
наблюдается полное замещение вольфрамита
шеелитом, но форма выделений вольфрамита
сохраняется, а шеелит при светлой окраске имеет
розовый оттенок.
По химическому составу среди вольфрамитов выделяются как промежуточные разности, так и крайние члены изоморфного ряда
ферберит-гюбнерит. Усредненная его кристаллохимическая формула (по 7 анализам) следующая
– Fe0.51Mn0.50W0.99O4.0.
Арсенопирит (FeAsS) один из наиболее ранних и распространенных сульфидов. На его долю
приходится около 20% всех рудных минералов.
В минерализованных зонах распределен неравномерно: в одних является главным среди сульфидов, в других его количество мало. Встречается
в виде рассеянной вкрапленности метакристаллов в кварц-турмалиновых метасоматитах
и кварце, а также в срастаниях с другими минералами.
Арсенопирит почти всегда образует идиоморфные кристаллы, габитус которых меняется.
Для ранней стадии рудоотложения характерны
короткопризматические кристаллы, а для кварцкасситерит-сульфидной типичны длиннопризматические и игольчатые формы. Арсенопирит
тесно ассоциирует с касситеритом, с которым
имеет противоречивые взаимоотношения – чаще
он корродирует и цементирует раздробленные
кристаллы касситерита, иногда же наблюдается
ритмичное чередование арсенопиритовых и
касситеритовых зон, местами отмечается их
тесное срастание без признаков замещения одного минерала другим (обрастание касситерита
арсенопиритом).
Ранний арсенопирит образует тесные срастания и с вольфрамитом, с которым так же имеет
прямолинейные границы, что свидетельствует
о близодновременном их выделении. Особенностью арсенопирита ранней кварц-касситеритовой
стадии является его раздробленность (рис. 3а) и
цементация минералами более поздних стадий
кристаллизации (рис. 3б). Арсенопирит поздней
(кварц-касситерит-сульфидной) стадии встречается как в виде слегка раздробленных зерен,
которые цементируются пирротином, сфалеритом, халькопиритом, так и в виде кристаллов,
содержащих пойкилитовые вк лючения этих
минералов и других сульфидов. В отдельных
случаях отмечаются его тесные парагенезисы
с выше перечисленными минералами. В аншли-
à
á
Рис. 2. Взаимоотношения касситерита с сульфидами. Полированные шлифы, николи ║: а – идиоморфные
выделения касситерита (темно-серое), которые замещаются сульфидами (светло-серое), обр. КК-С 38, увел.
90; б – срастание касситерита (темно-серое) и арсенопирита – (светло-серое), КК-С 15/1, увел. 70.
32
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКОЕ ОБОСНОВАНИЕ
фах можно видеть нарастание идиоморфных
кристаллов арсенопирита на аллотриоморфные
выделения сфа лерита. Этот агрегат, в свою
очередь, цементируется мелкозернистым сфалеритом. С арсенопиритом тесно ассоциирует
кобальтин, самородный висмут, который в виде
каплевидных включений и неправильных выделений располагается в интерстициях между
кристаллами арсенопирита. Кристаллохимическая формула арсенопирита (среднее по 50
анализам) следующая – Fe0.97As0.95Cu0.001Co0.01Ni0.001
Pb0.0003Sb0.004Bi0.0002S1.06.
Шеелит (CaWO 4) широко распространен
в рудах. Его содержание в среднем составляет
4%. Криста ллизова лся он в раннюю кварцкасситеритовую стадию совместно с касситеритом и арсенопиритом, но несколько позже
последних, так как замещает их. Кроме того,
шеелит развивается по вольфрамиту и нередко
нацело замещает последний, наследуя при этом
форму его выделений. Он обычно образует
мелкую вкрапленность (до 0.25 мм), а иногда и
крупные бипирамидальные кристаллы (до 1 см)
в жильном кварце. Его кристаллохимическая
форм ула Ca 0.99 W 1.02 Fe 0.0 023Mn 0.0 021Cu 0.0 0 01Ti 0.0 0 01
Sr 0.001In0.00003O4.
Пирротин (FeS) также один из наиболее распространенных сульфидов (10%), но распределен
крайне неравномерно. Он слагает как мономинеральные жилы мощностью до 60 см, рассекающие кварцевые турмалиниты и касситеритарсенопиритово-кварцевые жилы, так и более
мелкие прожилки, а также образует вкрапления
в турмалинитах и кварце. Выделяется две генерации пирротина, причем, первая резко преобладает. Форма выделений пирротина неправильная, но изредка наблюдаются гексагональные
пластинки размером до 3-5 мм. Пирротин первой
генерации цементирует обломки раздробленного
арсенопирита и касситерита ранней стадии.
В свою очередь корродируется халькопиритом,
галенитом, джемсонитом. Взаимоотношения его
со сфалеритом не всегда ясны. Чаще пирротин
рассекается тонкими прожилками сфалерита,
который замещает его по периферии агрегатов,
образуя в них глубокие неправильной формы
бухтообразные заливы. Реже в пирротине встречаются линзовидные вк лючения сфалерита,
а под микроскопом видны прожилки пирротина,
секущего сфалерит. В пирротине, кроме того,
встречаются также обособления станнина с мелкозернистым касситеритом и халькопиритом.
Такие взаимоотношения позволяют считать, что
пирротин отлагался позднее арсенопирита и касситерита, которые он цементирует и замещает, но
раньше других сульфидов.
Пирротин второй генерации распространен
мало. Он отмечается в виде мельчайшей эмульсионной (пластинчатой и каплевидной) вкрапленности в сфалерите как продукт распада твердого
раствора, приуроченный преимущественно к
границам зерен сфалерита. Часто пирротин
ассоциирует с эмульсионными включениями
халькопирита.
Пирротин повсеместно подвергается дисульфидизации, что проявляется в образовании по
нему грубопластинчатых псевдоморфоз пирита
с мельчайшими червеобразными вростками магнетита или пирит-марказит-мельниковитового
агрегата. Рассчитанная кристаллохимическая
формула – Fe 0.91 As 0.003Cu 0.002Co 0.0003Sb 0.00004Pb 0.001
Ni0.00001Bi0.00002S1.08.
Пирит (FeS2) широко распространен в рудах. Его содержание составляет порядка 10%.
Он встречается как в кварцевых жилах, так и в
околорудных измененных вмещающих породах,
где образует вкрапленность идиоморфных кристаллов. Ассоциирует с арсенопиритом, границы
срастания с которым ровные, цементируется
пирротином и другими сульфидами. Часты слу-
à
á
Рис. 3. Морфология минеральных выделений арсенопирита и халькопирита. Полированные шлифы, николи ║: а – раздробленные зерна арсенопирита (белое), обр. КК-С 8, увел. 90; б – замещение арсенопирита
(белое) халькопиритом (светло-серое), обр. КК-С 27/2, увел. 120.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
33
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ХАНЧУК и др.
чаи замещения пирита халькопиритом с образованием довольно крупных кристаллов, в которых
наблюдаются звездчатые включения сфалерита,
характерные для продуктов распада твердых
растворов халькопирита. Кристаллохимическая
формула пирита (среднее по 8 ана лизам) –
Fe0.96As0.04Co0.0001Ni0.004Sb0.001Bi0.00003T l0.000001S1.97.
Выделяется и более поздний пирит (второй
генерации) в тесной ассоциации с марказитом и
мельниковитом. Этот парагенезис дисульфидов
железа образовался за счет разложения пирротина в результате воздействия поздних гидротермальных и поверхностных растворов.
Сфалерит(ZnS) составляет 7% среди рудных
минералов. По форме зерен, кристалличности
и характерным минеральным ассоциациям выделяется три его генерации. Сфалерит первой
генерации, образовавшийся в кварц-касситеритсульфидную стадию, наиболее распространен.
Он встречается в виде аллотриоморфных минеральных выделений и характеризуется наличием
обильных эмульсионных включений (продуктов
распада твердого раствора) халькопирита, пирротина и редко кубанита и валлериита в срастании
с халькопиритом. Каплевидные и пластинчатые
зерна таких продуктов располагаются обычно
по границам зерен, по трещинам спайности
и, сливаясь, образуют тончайшие прожилки.
В сфалерите отмечаются и реликты арсенопирита
и касситерита размером до 0.01 мм, а также развитие каемок станнина по сфалериту. Редко в сфалерите встречаются мелкие единичные и короткие прожилки касситерита шириной до 0.02 мм.
Сфалерит тесно ассоциирует с пирротином,
взаимоотношения с которым описаны выше.
Так же сложны взаимоотношения сфалерита
с аллотриоморфным халькопиритом. Чаще сфалерит корродируется халькопиритом и сечется
его прожилками, но иногда можно видеть и обратные соотношения; что свидетельствует об их
близком по времени образовании.
Сфалерит второй генерации распространен
не так широко и присутствует в виде звездчатых
выделений в халькопирите как продукт распада
твердых растворов. Его звездчатые выделения
сохраняются в метакристаллах пирита, заместивших халькопирит, что позволяет судить о времени
выделения продуктов распада твердых растворов.
Сфалерит третьей генерации характерен
для кварц-карбонатно-сульфидных прожилков,
пересекающих со смещением главные кварцкасситерит-сульфидные жилы. Сфалерит этой
генерации лишен продуктов распада твердого
раствора, что обусловлено более низкой температурой его образования. Он ассоциирует с пирротином, галенитом, халькопиритом, станнином.
Сфалерит образует довольно крупные гнезда
и кристаллы тетраэдрического облика либо
34
тонкозернистые сростки с галенитом, халькопиритом, станнином и поздним касситеритом. Как
и в кварц-касситерит-сульфидной ассоциации,
так и в кварц-карбонатно-сульфидных жилах
сфалерит кристаллизовался несколько позднее,
чем ассоциирующий с ним пирротин. Вместе
с галенитом он заполняет интерстиции в виде
пластинчатых агрегатов. Иногда сфалерит образует псевдоморфозы по кварцу.
В химическом отношении сфалериты всех
генераций относятся к высокожелезистой разности – марматиту, где содержание железа изменяется от 11.33 до 12.82%, что соответствует
в среднем 0.22 ат. в формуле. Рассчитанная его
кристаллохимическая формула (среднее по 10
анализам) – Zn 0.74Fe 0.22Mn 0.01Pb 0.0003Cu 0.01Sn 0.0003
Cd0.002In0.0001S1.02.
Халькопирит (CuFeS 2) распространен во
всех минерализованных зонах, где его содержание в среднем составляет 8%. Морфология
минеральных выделений, их размер, а также
приуроченность халькопирита к определенным
минеральным ассоциациям свидетельствуют
о том, что он выделялся неоднократно и образует
несколько генераций.
Халькопирит первой генерации отлагался
в к варц-касситерит-сульфи дн у ю ста дию и
кристаллизовался позже арсенопирита, о чем
свидетельствуют часто наблюдающиеся явления
коррозии и цементации раздробленного арсенопирита (рис. 3б). Аналогичные взаимоотношения
халькопирита установлены с турмалином, где он
проникает в его радиально-лучистые агрегаты
по трещинкам, а также развивается между его
игольчатыми кристаллами, корродируя и замещая их. Более сложные взаимоотношения
установлены для халькопирита со сфалеритом,
в котором халькопирит образует прожилки, гнезда, заливы и ксеноморфные выделения, часто замещая его по линиям двойниковых швов. Кроме
того, отмечаются и линзообразные обособления
халькопирита, содержащие в виде продуктов распада редкие звездочки и прожилки сфалерита.
Часто в агрегатах халькопирита наблюдаются
неправильные пойкилитовые включения галенита, а в агрегатах галенита присутствуют мелкие
зерна и прожилки халькопирита. Такой характер
взаимоотношений указывает на близкое или
одновременное выделение этих трех минералов.
Отмечается также тесная ассоциация халькопирита с поздним мелкозернистым касситеритом.
Иногда цепочки зерен касситерита располагаются по периферии агрегатов халькопирита.
Порой мелкие зерна халькопирита заключены
в массе касситерита. Халькопирит корродируется
станнином и иногда пиритом. При этом пирит
замещает его, образуя метакристаллы, сохраняющие реликтовые звездчатые включения сфалери-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКОЕ ОБОСНОВАНИЕ
та – продукты распада твердых растворов бывшего здесь ранее халькопирита.
Халькопирит второй генерации образует
эмульсионную вкрапленность в сфалерите в виде
микроскопических овальных и каплевидных зерен и пластинок, часто в срастании с пирротином
и кубанитом, а также линзовидные обособления,
расположенные вдоль границ сфалеритовых зерен. Значительно реже эмульсионные включения
халькопирита встречаются в позднем сфалерите
и станнине.
Ха лькопири т т ретьей генерации менее
распространен в рудах и связан с минералами
кварц-карбонатно-сульфидной ассоциации.
Он образует прожилковидные или мелкие неправильной формы выделения, рассекающие и
корродирующие сфалерит, пирротин, а также
минералы более ранних ассоциаций. Этот халькопирит, так же как и первый, образует тесные
сростки со станнином и галенитом. Он имеет
аллотриморфнозернистую структуру и лишен
эмульсионной вкрапленности сфалерита. В зоне
гипергенеза халькопирит иногда замещается
халькозином, ковеллином и изредка борнитом,
образующими прожилки и оторочки по халькопириту. Усредненная (по 14 анализам) кристаллохимическая формула халькопирита – Cu 0.83
Fe1.10Ag0.0002Pb0.003Sn0.02As0.004Sb0.0004Bi0.0002In0.0002S2.04.
Га ленит (PbS) состав л яет 5-7% от всех
рудных минералов. Он кристаллизовался как
в кварц-касситерит-сульфидную, так и в кварцкарбонатно-сульфидную стадии. При микроскопическом исследовании устанавливается,
что галенит всегда ксеноморфен по отношению
к другим сульфидам. Наиболее ранний галенит
слагает жилки, прожилковые зоны, рассекая
и корродируя другие сульфиды (арсенопирит,
пирротин, сфалерит, а в отдельных случаях
и станнин), а также образует обильную вкрапленность лапчатой формы (рис. 4а). В кварце
и турма линитах га ленит встречается в виде
линзовидных обособлений и прожилковидных
выделений, причем, как и халькопирит, он развивается по пластинчатым агрегатам турмалина.
Иногда вместе со сфалеритом галенит выполняет
интерстиции между пластинчатыми зернами
пирротина. Галенит также замещает сфалерит,
с сохранением бывшей ранее в сфалерите эмульсионной ха лькопиритовой вкрап ленности.
В галените в виде мельчайших каплевидных
выделений очень редко встречаются самородное
серебро и висмут. Галенит тесно ассоциирует с
буланжеритом.
Поз д н и й г а лен и т (к в арц-к ар б онат но сульфидной стадии) встречается в виде маломощных прожилков и ассоциирует с пирротином,
сфалеритом, корродируя их. Взаимоотношения
галенита с халькопиритом, как отмечалось выше,
сложные. Галенит и халькопирит пересекают
друг друга тонкими прожилками, но чаще более
поздним является галенит. Усредненная (по 17
анализам) кристаллохимическая формула галенита следующая – Pb0.94Zn0.02Fe0.05Sn0.002 Ag0.002
Bi0.002As0.01Sb0.003S0.97.
Станнин (Cu 2FeSnS4) присутствует в рудах
в количестве 5-7%. Он тесно ассоциирует с сульфидами кварц-касситерит-сульфидной стадии.
Встречается в виде аллотриоморфных зерен,
близких, к изометричным, в виде эмульсий,
прожилков, каемок, вростков. Весьма обычны
реакционные каемки станнина по периферии
раздробленных зерен касситерита ранней стадии
(рис. 4б). Наблюдается также как чередование
каемок касситерита и станнина или обрастание
касситеритовой каймы станниновой, так и образование станнина по зальбандам касситеритовых
прожилков, секущих сульфиды, что является
результатом реакционного (диффузионного)
взаимодействия. Иногда станнин цементирует
микродрузы кристаллов касситерита, нарастающие на включения кварца в сульфидах.
По отношению к сульфидам станнин относительно поздний минерал. Он выделялся
позже арсенопирита и пирротина, но раньше
галенита. Взаимоотношения его со сфалеритом и
халькопиритом носят сложный характер. В одних
случаях эти минералы срастаются без признаков
коррозии одного другим, что свидетельствует
о близком или одновременном их выделении,
в других часты пламеневидные вростки станнина в сфалерите, а также его эмульсионные
включения в сфалерите и халькопирите, представляющие продукты распада твердых растворов. Отмечается и диффузионное замещение
сфалерита станнином в виде тонких прожилков
и каемок с сохранением его внутреннего строения, а именно, полисинтетических двойников.
Такой тип замещения характерен для станнина
самой поздней к варц-карбонатной ста дии.
Рассчитанная кристаллохимическая формула
станнина – Cu2.31Fe0.94Zn0.08As0.03Sn0.82S3.83.
Тиллит (PbSnS2) обнаружен в незначительных количествах (менее 1 %) в рудах кварцкасситеритовой и кварц-касситерит-сульфидной
стадий. В первой он образует совместно с касситеритом тонкие (до 0.05 мм) оторочки вокруг
катаклазированных зерен арсенопирита, а также
проникает в него по трещинам. Во второй встречается в виде мелких пластинчатых выделений
в халькопирите размером до 0.01 мм, ассоциирующих с касситеритом.
Бурнонит (PbCuSbS3) редкий минерал. Его
количество менее 1%. Ассоциирует с сульфидами кварц-касситерит-сульфидной стадии.
Встречается в виде мелкой вкрапленности, гнезд,
достигающих в поперечнике 1 см, а также тонких
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
35
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ХАНЧУК и др.
прожилков, рассекающих зерна арсенопирита,
сфа лерита, пирротина. Тесно ассоциирует
с халькопиритом, с которым образует тесные срастания со следами взаимной коррозии, а также
содержит многочисленные включения округлых
халькопиритовых зерен. Характер таких взаимоотношений свидетельствует о его более поздней
кристаллизации по отношению к халькопириту.
В бурноните нередки ксеноморфные выделения
блеклой руды, размеры которых не превышают
0.01 мм, а также мельчайшая вкрапленность пластинок самородного серебра. Сам же бурнонит
рассечен тончайшими прожилками буланжерита. По трещинам в бурноните развиваются
розеточки ковеллина. Его кристаллохимическая
формула – Pb0.90Cu0.90Fe0.12Zn0.03Sb0.89As0.002S3.2.
Минералы группы джемсонита-буланжерита
(Pb4FeSb6S14 - Pb5Sb4S11) встречаются в небольшом
количестве (до 1%). Они ассоциируют с сульфидами
кварц-касситерит-сульфидной стадии и образовались на заключительных ее этапах. Из минералов
этой группы преобладает буланжерит, который
образует мелкозернистые, а также спутанные длинноигольчатые агрегаты, выполняющие пустоты в
кварц-касситерит-сульфидных рудах. Кроме того,
буланжерит встречается в виде выделений неправильной формы и агрегатов из пластинчатых зерен
по границам кристаллов кварца, а иногда образует
вростки в нем. В карбонате буланжерит выделяется
в виде пластинок и иголочек, располагающихся как
по границам его зерен, так и по трещинам спайности в нем. В виде многочисленных иголочек присутствует также в сфалерите и галените. Замещает
бурнонит и халькопирит.
Джемсонит встречается в виде войлокоподобных агрегатов, выполняющих промежутки
в крупнозернистом кварце. Рассчитанная кристаллохимическая формула его соответствует
Pb4.01Cu0.02Fe0.90Zn0.02Ag0.004Sb6.01As0.01Bi0.01S14.02.
Висмутин (Bi2S3) является редким минералом
(сотые доли процента). Он образует мелкую рассеянную вкрапленность или зернистые агрегаты
размером до 0.5 мм в кварце. Тесно ассоциирует
с халькопиритом и арсенопиритом, в которых он
образует тонкие пластинки длиной до 0.05 мм.
Иногда встречается в срастании с самородным
висмутом и галенитом, образуя в последнем
мелкие агрегаты неправильной формы.
Висмут самородный (Bi), как и висмутин,
встречается в ассоциации с сульфидами, концентрируясь преимущественно в виде мелких,
иногда обильных, каплевидных зерен в галените,
благодаря чему содержание висмута в последнем
достигает 5%. Более широко самородный висмут
распространен в арсенопирите. В нем он присутствует в виде пластинок и выделений неправильной формы, приуроченных, преимущественно,
к периферическим частям его гипидиоморфных
кристаллов или располагаясь в межзерновом пространстве арсенопиритовых агрегатов. Распределение висмута в арсенопирите неравномерное.
Блеклая руда (Cu12[As,Sb]4S13) крайне редка
(около 1%) в рудах и образует тонкие оторочки
по периферии выделений галенита и халькопирита. По химическому составу это теннантиттетраэдрит.
Кубанит (CuFe2S3) очень редкий минерал
(менее 1%). Встречается в срастаниях с халькопиритом и пирротином, совместно с которыми
образует эмульсионную и пластинчатую вкрапленность в сфалерите, являясь продуктом распада твердого раствора.
Валлериит (Cu2Fe4S7) образует зерна клиновидной формы размером до 0.02-0.06 мм внутри
эмульсионных включений халькопирита в сфалерите. Его содержание около 1%.
Серебро самородное (Ag) встречается в незначительном количестве (около 1 % от суммы
à
á
Рис. 4. Характер срастания касситерита с галенитом и станнином. Полированные шлифы, николи ║:
а – лапчатые формы галенита (белое), обр. КК-С 12/1, увел. 200; б – реакционные каемки станнина (светлосерое) по периферии раздробленных зерен касситерита (темно-серое) обр. КК-С 7, увел. 90.
36
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКОЕ ОБОСНОВАНИЕ
всех рудных минералов), как в виде зерен аллотриоморфной и каплевидной, так и пластинчатой
форм, размером до 0,01 мм, в галените, реже
халькопирите и бурноните.
Айкинит (PbCuBiS3) встречается очень редко
в виде микроскопических включений аллотриоморфной формы в галените.
Кобальтин (CoAsS) обнаружен в виде редких
идиоморфных зерен и их агрегатов, располагающихся по периферии выделений пирита, а также
в виде прожилков, пересекающих его. Вместе
с тем, кобальтин замещается халькопиритом и
пирротином.
Таким образом, данные минералогического
изучения руд Комсомольского района показывают, что в составе лежалых песков хвостохранилищ СОФ и ЦОФ присутствует большое
ра знообра зие рудны х минера лов, которые
представлены, главным образом, сернистыми
соединениями (сульфиды и сульфосоли), вольфраматами и оксидами.
СОСТАВ И ФОРМЫ НАХОЖДЕНИЯ
ХИМИЧЕСКИХ ЭЛЕМЕНТОВ
В РУДНЫХ МИНЕРАЛАХ
В составе рудных минералов, как следует из
рассчитанных по данным рентгеноспектральных
анализов их кристаллохимических формул, содержится широкий спектр важных в промышленном отношении химических элементов: Cu,
Pb, Cd, Zn, Fe, As, Bi, In, Co, Ni, Ga, Sc, Sr, W, Mn,
Sn, Sb, Tl, Ag, Hg. Всего 20 элементов, причем,
содержания одних составляют целые проценты,
других – десятые доли процента, а третьих – не
превышают тысячные доли процента. Почти половина из этих элементов (Fe, Zn, Cu, Pb, Sb, As
и Bi) образует собственные минеральные формы
(являются минералообразующими), а также присутствует в виде изоморфной примеси в других
минералах. Другая часть элементов (Cd, In, Ni, Ga,
Sc, Sr, Tl, Mn, Hg и др.) встречается только в виде
изоморфной примеси (табл. 3). Приведем данные
по распространенности и содержанию химических элементов в основных рудных минералах из
месторождений Комсомольского района.
Ин д ий. Ми нера лам и-кон цен т раторам и
индия являются касситерит, содержащий его
в количестве от 0.0005 до 0.0035%, сфалерит – от
0.01 до 0.28% и халькопирит – от 0.001 до 0.042%.
В незначительных количествах (0.003 %) индий
присутствует в шеелите. Во всех минералах отмечается значительный разброс содержаний индия.
При этом повышение содержания отмечается для
поздней сульфидной ассоциации – в халькопирите и сфалерите, где оно на порядок выше, чем
в касситерите.
Кобальт и никель. Концентрируются преиму-
щественно в арсенопиритах в количествах 0.04-0.8
и 0.01-0.45%, соответственно. Для кобальта, кроме
того, установлен и самостоятельный минерал –
кобальтин. В небольшом количестве эти элементы установлены в пирротине (0.02-0.04 и 0.0010.03%). В пиритах кварц-касситеритовой стадии
содержание никеля колеблется от 0.02 до 1%,
а кобальта – от 0.003 до 0.14%.
Су рьма. В ви де п ри меси п рису т ст вуе т
в большинстве рудных минералов, но содержания ее существенно меняются. Наибольшие ее
количества отмечаются в арсенопирите – 0.01-2%,
галените – 0.01-1% и халькопирите – 0.0030.254%. Незначительные содержания сурьмы
отмечаются в пирите (от 0.012 до 0.08%) и пирротине – 0.005%.
Висмут. Составляет характерную примесь
в арсенопирите, где его содержание изменяется
от 0.01 до 0.7%. Нередко в арсенопирите отмечаются выделения самородного висмута, очевидно
в результате распада первоначального твердого
раствора. В достаточно большом количестве
висмут присутствует в галените – 0.001-1.73%,
халькопирите – 0.03-0.55% и группе минералов
джемсонит-буланжеритового ряда – 0.41-0.75%.
В меньших количествах висму т отмечается
в пирите – 0.006-0.05% и пирротине – 0.006%.
Серебро. В ви де примеси прису тст вует
в галените и халькопирите, где его содержание
колеблется от 0.04 до 0.80% и от 0.01 до 0.14%,
соответственно. В незначительном количестве
(0.01-0.03%) серебро присутствует в минералах
джемсонит-буланжеритового ряда.
Мышьяк. Помимо арсенопирита, где его
содержание 41.56-46.38%, присутствует в виде
изоморфной примеси в пирите (0.5-4.8%), халькопирите (0.09-3.82%), пирротине (0.24%), станнине
(0.01-0.4%), галените (0.2-0.24%), бурноните (0.010.03%) и джемсоните (0.04-0.07%).
Свинец. В количестве от 0.1 до 1.35% установлен в халькопирите, что вероятно обусловлено
механической примесью. В арсенопирите его
содержание 0.03-0.58%, пирротине – 0.18%, сфалерите – 0.01 до 0.13%.
Цинк. Встречается в бурноните и джемсоните в количестве 0.03-0.06 и 0.03-0.08%. Более
высокие его значения отмечаются в галените
(0.09-0.9%) и станнине (3.08%).
Марганец. Постоянно присутствует в вольфрамите от 3.20 до 17.70%. В небольших количествах он присутствует в шеелите – 0.06-0.19%,
галените – 0.01-0.03% и сфалерите – 0.21-0.62%.
Железо. Характерная примесь рудных минералов, но количество его существенно меняется.
Наиболее высокие его значения зафиксированы
для сфалерита (11.33-12.82%) и вольфрамита
(5.61-20.59%). Существенные содержания железа
отмечаются в бурноните – 1-3%, джемсоните –
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
37
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ХАНЧУК и др.
Таблица 3. Формы нахождения экономически важных элементов в рудах
Форма
Элементы
Минералообразующие
Изоморфная примесь
Fe
Вольфрамит, арсенопирит, шеелит,
пирротин, пирит, халькопирит,
станнин, кубанит, валлериит
As
Арсенопирит, кобальтин
Pb
Zn
Bi
Sb
Сu
Ag
W
Mn
Ni
Co
Sc
Sr
In
Tl
Hg
Cd
Ga
Пирротин, пирит, халькопирит, галенит, станнин,
бурнонит, джемсонит, блеклые руды, касситерит
Галенит, бурнонит, джемсонит, тиллит, Арсенопирит, пирротин, сфалерит, халькопирит,
айкинит
блеклые руды, касситерит
Сфалерит
Галенит, станнин, бурнонит, джемсонит, тиллит
Арсенопирит, пирротин, халькопирит, пирит,
Висмутин, айкинит
галенит, джемсонит, блеклые руды
Арсенопирит, пирротин, пирит, халькопирит,
Бурнонит, джемсонит, блеклые руды
галенит, касситерит
Халькопирит, станнин, бурнонит,
Арсенопирит, шеелит, пирротин, сфалерит,
блеклые руды, кубанит, валлериит,
джемсонит, висмутин, касситерит
айкинит
Халькопирит, галенит, джемсонит, касситерит
Вольфрамит, шеелит
Вольфрамит
Шеелит, сфалерит, галенит
Арсенопирит, пирротин, пирит, кубанит,
халькопирит, валлериит, кобальтин
Кобальтин
Арсенопирит, пирротин, пирит, кубанит
Вольфрамит, касситерит
Шеелит
Шеелит, сфалерит, халькопирит, касситерит
Пирит
Халькопирит, галенит
Сфалерит
Халькопирит, касситерит
1.01-3.04% и галените – 0.17-2.52%, а малые – в
шеелите (0.10-0.16%).
Медь. В существенных количествах встречается
в арсенопирите (от 0.1 до 1.6%) и сфалерите (0.281.98%). Несколько меньше в пирротине – 0.13-0.16%,
джемсоните – 0.039-0.07% и шеелите – 0.005%.
Для руд месторождений Комсомольского
района отмечается еще целый ряд элементов,
входящих в кристаллические решетки минералов
в виде изоморфной примеси, определенных спектральным анализом. Это кадмий, постоянно присутствующий в сфалеритах в количестве от 0.11
до 0.39%, стронций, обнаруженный в единичных
пробах шеелита (0.05%), скандий, выявленный
в вольфрамите (0.001%) и касситерите (0.003%),
галлий, установленный в халькопирите (0.000250.001%) и касситерите (0.002%) и таллий, который
встречается в пирите (0.0002%).
ПРОГНОЗНЫЕ РЕСУРСЫ
Согласно приведенным данным изучения
вещественного состава хвостохранилищ уста38
Cфалерит, галенит, бурнонит, джемсонит, тиллит,
висмутин, айкинит, кобальтин, касситерит
новлено, что лежалые пески состоят из зерен
псаммитовой и алевритовой размерности, представленных ороговикованными породами (48%
для СОФ и 45% для ЦОФ), кварцем (соответственно 35% и 37%), турмалином (10% и 13%) и
рудными минералами (7% и 5% соответственно).
Количества рудных минералов, рассчитанные
нами пропорционально их содержаниям в первичных рудах и с учетом данных изучения керна,
приведены в табл. 1 и 2.
Основываясь на данных по среднему содержанию химических элементов в рудных минералах и количеству этих минералов в лежалых
песках хвостохранилищ, авторами был произведен подсчет ориентировочных запасов полезных
компонентов (по 22 элементам), имеющих ту
или иную промышленную ценность (табл. 1, 2).
Суммированные данные по каждому элементу
приведены в табл. 4.
Количество экономически важных элементов, содержащихся в хвостохранилище СОФ,
составляет 632398.8 т, а в хвостохранилище
ЦОФ – 1199767 т. Наибольше содержания имеют
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКОЕ ОБОСНОВАНИЕ
Таблица 4. Количество металлов в хвостохранилищах СОФ и ЦОФ.
Элемент
W
Mn
Fe
Sn
Sc
S
As
Pb
Zn
Bi
Cd
Ga
Sb
Ni
Co
Cu
Sr
In
Tl
Ag
Hg
Итого
СОФ
8868.4
744.864
234702.3
25192.1
0.8
181463.4
66215.0
19363.1
8309.6
7991.4
48.4
1.5
12189.8
356.5
1974.0
64876.8
2.6
43.0
0.2
54.8
0.2
632398.8
S, Fe, Cu, Pb, As, Sn, Zn, W, Sb и Bi, но и количества редких элементов также существенны.
В частности, на хвостохранилище ЦОФ количество Cd, присутствующего в сфалерите в количестве 0.31%, составляет 298.7 тонн, Sr, входящего
в шеелит (0.05%) – 12.1 тонн, Tl, установленного
в пирите в количестве 0.0002 % – 0.6 тонн, а Hg,
выявленной в халькопирите (0.0001%) и в галените (0.001%), составляет 1.1 тонну. На хвостохранилище СОФ запасы этих металлов следующие:
Cd – 48.4 т, Sr – 2.6 т, Tl – 0.2 т, Hg – 0.16 т.
На обоих хвостохранилищах сосредоточены
еще и огромные количества нерудных кремнийсодержащих минералов, которые могут быть
использованы для получения жидкого стекла,
белой сажи, а также в виде добавок в строительной индустрии (например, при производстве
кирпича). Количество этого сырья на хвостохранилище ЦОФ составляет: кварц – 8913300 т,
т у рма лин – 3131700 т, тонкоизмельченна я
вмещающая порода – 10840500 т. Для хвостохранилища СОФ эти цифры следующие: кварц –
3640000 т, т урма лин – 1040000 т, карбонаты – 41600 т, слюда – 26000 т и тонкоизмельченная вмещающая порода – 4992000 т.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
На основе минералого-геохимического исследования лежалых песков хвостохранилищ
Прогнозные ресурсы, т
ЦОФ
39222.6
3345.1
353247.5
44064.0
1.4
385630.1
76425.4
124279.8
51211.4
25893.2
298.7
1.5
31847.74
970.5
4513.4
58282.1
12.1
126.0
0.6
393.0
1.1
1199767
Итого
48091
4089.964
587949.8
69256.1
2.2
567093.5
142640.4
143642.9
59521.0
33884.6
347.1
3.0
44037.54
1327.0
6487.4
123158.9
14.7
169
0.8
447.8
1.3
1832165.9
Солнечного ГОКа осуществлен подсчет суммарных ориентировочных запасов полезных
компонентов (табл. 4), из чего следует, что как по
основным металлам, так и по редким элементам
их (хвостохранилища) можно считать техногенными месторождениями, которые практически
готовы к повторной переработке и извлечению
широкого спектра элементов.
Учитывая то, что отходы переработки руд
находятся на поверхности земли и горная масса
в них уже дезинтегрирована (а это резко снижает
затраты на их разработку), изученные хвостохранилища Комсомольского района следует рассматривать как дополнительный и относительно
дешевый, по сравнению с разработкой новых месторождений, источник минерального сырья.
Список литературы
Геология, минералогия и геохимия Комсомольского района. М.: Наука, 1971. 335 с.
Гоневчук Г.А., Гоневчук В.Г. Комсомольский
оловорудный район как вероятный аналог
Корн уол ла (А н гл и я) на Да л ьнем Востоке России // Вестник ДВО РАН. 2008. № 1.
С. 14-23.
Горная энциклопедия. В 5 томах. Том 5. СССР –
Яшма / Под ред. Е. А. Козловский. М.: Советская энциклопедия, 1991. 544 с.
Зверева В.П. Гипергенные и техногенные ми-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
39
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ХАНЧУК и др.
нера лы как показатель экологи ческого
состояния оловорудных районов Дальнего
Востока // Геоэкология. Инженерная геология. Гидрогеология. Геокриология. 2005.
№ 6. С. 533-538.
Калинин Е.П. Минерально-сырьевые ресурсы
в мировой экономике // Вестник. 2008. № 4.
С. 13-20.
Кемкина Р.А., Кемкин И.В. Вещественный состав
руд и минералого-геохимическая методика
оценки потенциального загрязнения окружающей среды токсичными элементами
(на примере Прасоловского Аu-Аg месторождения). Владивосток: Дальнаука, 2007.
212 с.
Комаров М.А., Алискеров В.А., Кусевич В.И. и др.
Горно-промышленные отходы – дополнительный источник минерального сырья //
Минеральные ресурсы России. Экономика
и управление. 2007. № 4. С. 3-9.
Крупска я Л.Т. Оценка воздействия горного
производства на почвы Дальнего Востока //
Влияние процессов горного производства
на объекты природной среды. Владивосток:
Дальнаука, 1998. C. 80-86.
Ломакин В.К. Мировая экономика. М.: ЮНИТИДАНА, 2007. 672 с.
Макаров А.Б. Техногенные месторождения минерального сырья // Соросовский образовательный журнал. 2000. Т. 6. № 8. С. 76-80.
Минерализованные зоны Комсомольского района. М.: Наука, 1967. 115 с.
Романова Э.П., Куракова Л.И., Ермаков Ю.Г. Природные ресурсы мира. М.: МГУ, 2006. 500 с.
Сотников В.И. Влияние рудных месторождений
и их отработки на окружающую среду // Соросовский образовательный журнал. 1997.
№ 5. С. 62-65.
Тарасенко И.А., Зиньков А.В. Экологические последствия минералого-геохимических преобразований хвостов обогащения Sn-Ag-Pb-Zn
руд. Владивосток: Дальнаука, 2001. 184 с.
Трубецкой К.М., Уманец В.Н., Никитин М.Б.
К лассификация техногенных месторождений, основные категории и понятия //
Горный журнал. 1989. № 2. С. 6-9.
MINERALOGICAL-GEOCHEMICAL SUBSTANTIATION FOR PROCESSING
OF TAILING DUMPS STALE SANDS AT THE SOLNECHNYI ORE-DRESSING
ENTERPRISE (KOMSOMOL’SK AREA, KHABAROVSK REGION)
A.I. Khanchuk1, R.A. Kemkina2,I.V. Kemkin1, 2, V.P. Zvereva1, 2
1
Far East Geological Institute, FEB R AS, Vladivostok, 690022
2
Far East Federal University, Vladivostok, 690090
The paper presents a mineralogical-geochemical characteristic of ores from Komsomolsk tin deposits
(Khabarovsk region) disintegrated fragments of which compose a productive part of tailing dumps stale
sand at the Solnechnyi ore-dressing enterprise. Calculation of probable ore with the economically important
metals was made using data on chemical composition of ore minerals and their content in a dump tails.
Taking into account that tails from ore processing with already disintegrated rock mass are on the ground
surface, the tailing dumps of Solnechnyi ore-dressing enterprise should be considered as an additional and
rather cheap source of mineral raw material.
Keywords: tailing dumps, anthropogenic (technogenic) deposits, ore minerals.
40
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
УДК 552.33:552.121
СОСТАВЫ МИНЕРАЛОВ ЛОПАРИТСОДЕРЖАЩИХ ПОРОД
ЛОВОЗЕРСКОГО ЩЕЛОЧНОГО МАССИВА И ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ
УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ МИНЕРАЛЬНЫХ ПАРАГЕНЕЗИСОВ
© 2012 Н.И. Сук, А.Р. Котельников, А.М. Ковальский
Институт экспериментальной минералогии РАН, Черноголовка,
Московская обл., 142432; e-mail: sukni@iem.ac.ru
Исследован ряд образцов лопаритсодержащих пород (луявритов, ювитов, фойяит-ювитов и т.п.)
Ловозерского щелочного массива, отобранных из дифференцированного комплекса и частично
из комплекса эвдиалитовых луявритов. С помощью микрозондового анализа изучены составы,
как породообразующих, так и акцессорных минералов.
Тренд составов клинопироксенов из этих пород соответствует низкотемпературной ветви тренда для клинопироксенов всех щелочных пород (в том числе и содалитовых сиенитов) Ловозерского массива. Это, по-видимому, связано с повышенной щелочностью (о чем свидетельствует
также состав амфиболов), а также с повышенным содержанием флюидных компонентов при их
образовании.
Показано, что щелочность амфиболов возрастает в ряду содалитовый сиенит – луяврит – эвдиалитовый луяврит – ювитовые породы. В этом же ряду пород возрастает средняя мольная доля калия в нефелине. На основе нефелинового геотермометра, предложенного Гамильтоном, делается
вывод о более высокотемпературных условиях образования нефелинов из луявритов.
Ключевые слова: клинопироксен, амфибол, нефелин, лопарит, минералогенез, Ловозерский щелочной массив.
ВВЕДЕНИЕ
Ловозерский щелочной массив на Кольском
полуострове является одним из крупнейших расслоенных интрузивов, с которым связаны гигантские месторождения лопарита. В строении
массива различными исследователями выделяются (рис. 1): комплекс эвдиалитовых луявритов, который слагает верхнюю часть массива и
состоит из чередующихся горизонтов лейкократовых, мезократовых и меланократовых разностей, а также эвдиалитовых луявритов, фойяитов и уртитов; мощный дифференцированный
комплекс, залегающий ниже, сложенный многократно повторяющимися трехчленными пачками фойяит-уртит-луявритов; комплекс нефелиновых, нефелин-гидросодалитовых и пойкилитовых сиенитов, сосредоточенных главным
образом в краевых частях массива и, возможно,
подстилающих породы дифференцированного
комплекса, а также комплекс жильных щелочных пород (Буссен, Сахаров, 1967; Власов и др.,
1959; Герасимовский и др., 1966; Елисеев, Федо-
ров, 1953). Лопаритовое оруденение приурочено главным образом к горизонтам уртитов, малиньитов, реже луявритов дифференцированного комплекса. В масштабе всего массива различными исследователями отмечается закономерное изменение состава лопаритов (Власов и
др., 1959; Ифантопуло, Осокин, 1979; Когарко и
др., 1996 и др.): в вертикальном разрезе интрузива снизу вверх возрастает содержание SrO, Nb2O5,
Ta2O5, ThO2, Na2O и падают концентрации CaO,
FeO, TiO2, Ce2O3, La2O3, Nd2O3, суммы редкоземельных элементов. По данным Л.Н. Когарко с
соавторами (1996) в лопарите эвдиалитовых луявритов и некоторых пегматитов по сравнению
с лопаритами дифференцированного комплекса
отмечается увеличение луешитового (NaNbO3) и
таусонитового (SrTiO3) компонентов.
Несмотря на большое количество опубликованного материала, для оценок параметров минералогенеза Ловозерского массива, на наш взгляд,
не хватает точных физико-химических данных,
которые можно получить, изучая парагенезисы
минералов. Поэтому основной целью данной ра-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
41
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СУК и др.
Рис. 1. Схема геологического строения Ловозерского щелочного массива (по материалам Я.М. Фейгина,
Н.А. Елисеева и др.) (Герасимовский и др., 1966). Нижний архей: 1 – гранитогнейсы. Протерозой:
2 – силлиманит-андалузитовые сланцы; 3 – ультраосновные породы. Палеозойский магматический комплекс: 4 – эффузивно-осадочные породы ловозерской свиты. Интрузивные породы Ловозерского массива:
5 – метаморфизованные нефелиновые сиениты; 6 – пойкилитовые гидросодалитовые сиениты, нефелингидросодалитовые сиениты и равномернозернистые нефелиновые сиениты; 7 – уртиты, фойяиты, луявриты; 8 – пойкилитовые содалитовые сиениты; 9 – эвдиалитовые луявриты; 10 – порфировидные луявриты;
11 – порфировидные ловозерит-мурманитовые луявриты; 12 – пойкилитовые содалитовые сиениты и тавиты. Изученные скважины расположены: скв. 904 – между г. Суолуайв и г. Пункаруайв; 447 – на сев. склоне
г. Карнасурт; 448 – на западном склоне г. Ангвундасчорр.
боты была оценка температур образования пород
массива с использованием различных минеральных геотермометров.
Мы исследовали лопаритсодержащие породы (луявриты, ювиты, фойяит-ювиты, уртиты и
т.п.), включая рудные горизонты, образцы которых были отобраны из скважин № 447, 904 и 448,
пересекающих породы дифференцированного
комплекса и располагающихся соответственно в
северной и южной и западной частях массива, и
из скважины 178, проходящей через породы комплекса эвдиалитовых луявритов (табл. 1, рис. 1).
Породообразующие минералы изученных разностей пород представлены нефелином, полевым
шпатом (альбитом, калиевым полевым шпатом),
клинопироксенами (эгирином, эгирин-авгитом),
щелочным амфиболом. Среди акцессорных минералов выделяются: эвдиалит, рамзаит, сфен,
42
апатит, содалит, карбонаты, сульфиды железа
(пирит и пирротин), мангано-ильменит. Лопарит в зависимости от количества, содержащегося в породе, может быть как породообразующим
(в рудных горизонтах), так и акцессорным минералом. В качестве вторичных минералов присутствуют натролит и анальцим.
Составы минералов определялись на рентгеновском микроанализаторе Camebax (Франция) с энергодисперсионной приставкой Link
A N10000 (А нгли я, Оксфорд), на цифровом
электронном сканирующем микроскопе Tescan
Vega TS5130MM (Чех и я), оснащенном YAG
детекторами вторичных и отраженных электронов и энергодисперсионным рентгеновским микроанализатором с полупроводниковым Si(Li) детектором Link INCA Energy (Англия, Оксфорд) с пересчетом результатов по
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СОСТАВЫ МИНЕРАЛОВ
Таблица 1. Изученные образцы пород Ловозерского щелочного массива.
Порода
№ образца
№ скважины
Глубина, м
лопаритсодержащий луяврит
С-79
447
1048
лопаритсодержащий луяврит
С-102
448
1021
лопаритсодержащий луяврит
ВК-54
178
450
лопаритовый луяврит
447-7
447
955
лопаритовый луяврит
904-46
904
739.5
лопаритсодержащий лейкократовый луяврит
904-50
904
822.6
лопаритовый трахитоидный луяврит
447-31
447
1208
лопаритсодержащий трахитоидный
эвдиалитовый луяврит
ВК-23
178
284
лопаритсодержащий луяврит-ювит
С-74
447
885
лопаритсодержащий ювит
С-103
448
788
лопаритсодержащий ювит
447-8
447
959
лопаритсодержащий ювит
904-26
904
465
лопаритовый ювит
904-42
904
711
лопаритсодержащий уртит
904-31
904
537
лопаритовый уртит-ювит
447-16
447
981
лопаритовый фойяит-ювит
904-34
904
580.5
лопаритовый фойяит-ювит
904-49
904
815
программе INCA Energy 200, а также на сканирующем электронном микроскопе Tescan
Vega II XMU (Чехия), оснащенном энергодисперсионным (INCA x-sight) и криста л лдифракционным (INCA wave) рентгеновскими
спектрометрами (Англия, Оксфорд). Использовалась программа качественного и количественного анализа INCA Energy 450.
СОСТАВЫ МИНЕРАЛОВ И
УСЛОВИЯ МИНЕРАЛОГЕНЕЗА
При изучении процессов минерало- и петрогенеза одной из главных задач является реконструкция физико-химических параметров этих
процессов. Поскольку составы минералов, слагающих породы массива, и их парагенезисы отражают как условия минералогенеза, так и условия образования породы в целом, в решении этой
задачи важную роль играет изучение минеральных парагенезисов, слагающих породы. Для этого нами изучались минеральные парагенезисы
щелочных пород Ловозерского массива, которые позволили оценить как температурный режим образования ряда минералов, так и флюидный режим в ходе их формирования.
Для количественных оценок РТ-параметров
за последние полвека были разработаны различные методы, базирующиеся на экспериментальном исследовании фазовых равновесий в различных системах. Среди них такой метод, как минеральная термобарометрия, основанная на рас-
пределении элементов (и изотопов) между сосуществующими фазами.
Для оценки температур образования исследуемых пород мы применяли ряд минеральных геотермометров, основанных на фазовых равновесиях, как темноцветных, так и лейкократовых минералов переменного состава (Bt-Cpx, Amph-Cpx,
Amph-Bt, Fsp-Ne, Fsp1-Fsp2). Используемые термометры основаны на данных Перчука (1970), Перчука и Рябчикова (1976) и Зырянова (1981). В случае двуполевошпатового геотермометра (Nekvasil,
1994) температуры определялись для давления
РS=3 кбар, что, по-видимому, является верхним
пределом давления летучих компонентов в условиях высоких температур при образовании интрузивных комплексов подобного типа. Температуры образования нефелина оценивали по содержанию избыточного кремнезема в нефелине (Дир
и др., 1966; Hamilton, McKenzie, 1960).
В нашей работе проводится исследование
главных породообразующих и некоторых акцессорных минералов, слагающих изученные нами
лопаритсодержащие породы Ловозерского щелочного массива, составы которых представлены в табл. 2-8. Подробно изученные породообразующие минералы (пироксены, амфиболы,
нефелин, полевые шпаты, лопарит) рассматриваются далее.
Клинопироксены. В лопаритсодержащих породах клинопироксены в основном представляют
собой твердые растворы эгирин-диопсидового
состава с преобладанием эгириновой состав-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
43
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СУК и др.
Таблица 2. Химические составы пироксенов и щелочных амфиболов из лопаритсодержащих пород Ловозерского щелочного массива
Компоненты,
мас.%
C-79*
C-102
ВК-54
Cpx1
Cpx2
Amph
Cpx1
Cpx2
Amph
Cpx1
Cpx2
Cpx3
Amph
(n=8)
(n=4)
(n=6)
(n=1)
(n=8)
(n=2)
(n=2)
(n=2)
(n=2)
(n=2)
SiO2
52.64
52.41
53.24
52.48
52.97
52.56
53.19
52.64
52.35
53.87
TiO2
1.71
2.15
1.30
1.84
2.63
1.39
2.46
2.16
1.99
0.91
Al 2O3
1.01
1.03
1.72
0.90
0.96
1.45
0.90
0.95
0.96
0.91
MgO
2.72
1.92
12.29
2.19
0.82
9.45
2.79
2.57
2.62
9.86
FeO
24.03
25.40
15.06
24.82
25.99
18.66
22.16
23.62
24.64
17.88
Na2O
11.85
12.85
10.30
11.72
13.48
8.96
12.19
11.79
11.52
10.05
K 2O
-
-
1.44
-
-
2.06
-
-
-
1.54
CaO
4.78
2.91
1.17
4.63
1.50
1.38
4.75
4.83
4.78
1.04
MnO
0.52
0.55
2.28
0.34
0.61
2.78
0.69
0.49
0.51
1.45
ZrO2
0.74
0.78
Не опр.
1.08
1.04
Не опр.
0.87
0.95
0.63
-
F
-
-
Не опр.
-
-
Не опр.
-
-
-
Не опр.
X Mg
0.165
0.117
0.558
0.135
0.052
0.439
0.178
0.160
0.157
0.476
X'Mg
-
-
0.600
-
-
0.477
-
-
-
0.476
Таблица 2. Продолжение
Компоненты,
мас.%
447-7
904-46
904-50
447-31
Cpx1
Cpx2
Cpx3
Amph
Cpx1
Cpx2
Cpx3
Cpx1
Cpx2
Amph
Cpx
Amph
(n=1)
(n=4)
(n=3)
(n=3)
(n=2)
(n=4)
(n=1)
(n=4)
(n=4)
(n=4)
(n=1)
(n=5)
SiO2
52.36
51.96
52.78
52.53
52.26
52.76
53.10
52.23
52.62
50.52
51.94
49.70
TiO2
1.79
1.91
2.44
1.28
1.75
1.66
3.02
1.70
2.80
2.33
3.56
2.29
Al 2O3
1.01
1.01
1.04
1.62
0.72
0.77
0.85
0.85
0.95
1.86
1.20
2.36
MgO
4.83
3.15
2.20
10.62
3.07
2.55
1.53
3.53
1.59
7.54
1.74
8.24
FeO
21.77
23.35
24.02
18.42
23.68
24.64
25.23
23.26
24.99
22.25
24.17
22.87
Na2O
9.86
10.42
11.53
8.98
9.68
10.72
12.66
9.58
11.93
8.86
11.86
8.41
K 2O
0.27
-
-
1.51
-
-
-
-
-
1.65
-
1.57
CaO
6.50
6.75
4.83
2.30
7.41
6.34
2.98
8.20
3.74
1.77
3.52
2.46
MnO
0.86
0.54
0.50
1.35
0.53
0.56
0.63
0.65
0.55
1.75
0.45
1.39
ZrO2
0.75
0.91
0.66
-
0.90
-
-
-
0.83
-
1.56
-
F
-
-
-
Не опр.
-
-
-
-
-
0.58
-
Не опр.
X Mg
0.276
0.190
0.138
0.489
0.184
0.153
0.095
0.208
0.100
0.359
0.112
0.377
X'Mg
-
-
-
0.519
0.758
-
-
0.784
-
0.386
-
0.434
44
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СОСТАВЫ МИНЕРАЛОВ
Таблица 2. Продолжение
Компоненты,
мас.%
ВК-23
C-74
C-103
Cpx1
Cpx2
Cpx3
Amph
Cpx1
Cpx2
Amph
Cpx1
Cpx2
Amph
(n=2)
(n=5)
(n=2)
(n=3)
(n=5)
(n=4)
(n=5)
(n=3)
(n=1)
(n=1)
SiO2
53.20
52.69
53.29
53.42
53.14
53.50
53.18
52.48
53.31
54.83
TiO2
2.10
3.39
2.47
1.32
2.78
0.43
0.96
1.85
3.05
0.41
Al 2O3
0.82
0.87
1.05
1.09
0.98
2.12
1.27
0.94
0.98
0.65
MgO
1.92
1.64
1.05
10.41
1.12
0.21
9.94
2.77
1.09
10.89
FeO
24.94
24.87
26.59
18.53
25.58
28.80
18.10
23.86
24.98
16.32
Na2O
12.62
13.26
14.29
10.11
13.83
14.59
9.51
11.21
13.03
9.44
K 2O
-
-
-
1.53
-
-
2.12
-
-
2.28
CaO
2.91
2.20
1.13
0.69
1.25
0.21
0.86
5.57
1.99
0.35
MnO
0.34
0.44
0.13
1.34
0.70
0.14
2.26
0.41
0.57
2.84
ZrO2
1.15
0.64
-
-
0.62
-
Не опр.
0.91
1.00
-
F
-
-
-
-
-
-
Не опр.
-
-
Не опр.
X Mg
0.119
0.103
0.065
0.483
0.071
0.012
0.465
0.169
0.070
0.503
X'Mg
-
-
-
0.514
-
-
0.496
-
-
0.548
Таблица 2. Продолжение
Компоненты,
мас.%
447-8
904-26
904-42
Cpx1
Cpx2
Cpx3
Cpx1
Cpx2
Amph
Cpx1
Cpx2
Amph1
Amph2
(n=9)
(n=7)
(n=4)
(n=2)
(n=2)
(n=3)
(n=6)
(n=6)
(n=2)
(n=4)
SiO2
52.31
52.45
53.59
53.80
53.58
52.62
53.24
54.19
55.59
53.25
TiO2
1.71
2.11
0.80
3.07
0.63
1.67
3.02
0.27
0.26
1.44
Al 2O3
0.92
0.87
1.94
0.84
1.45
1.10
0.96
2.91
0.52
1.20
MgO
2.78
1.70
0.73
0.85
0.18
7.59
1.08
0.29
10.41
7.99
FeO
24.12
25.70
28.02
26.21
29.48
21.00
26.17
27.81
16.22
20.06
Na2O
11.10
13.06
14.47
13.28
14.21
9.41
12.91
14.19
9.15
9.20
K 2O
-
-
-
-
-
1.68
-
-
2.50
2.16
CaO
5.72
2.83
0.34
0.93
0.18
0.57
2.05
0.18
0.49
0.53
MnO
0.51
0.51
0.11
1.02
0.29
2.98
0.57
0.16
3.91
3.23
ZrO2
0.83
0.77
-
-
-
-
-
-
-
-
F
-
-
-
-
-
1.49
-
-
0.95
0.91
X Mg
0.167
0.104
0.044
0.054
0.011
0.360
0.067
0.018
0.479
0.379
X'Mg
-
-
-
-
-
0.392
-
-
0.518
0.409
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
45
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СУК и др.
Таблица 2. Окончание
Компоненты,
мас.%
904-31
447-16
904-34
904-49
Cpx1
Cpx2
Cpx1
Cpx2
Cpx1
Cpx2
Cpx3
Amph
Cpx1
Cpx2
Amph
(n=2)
(n=2)
(n=4)
(n=5)
(n=1)
(n=2)
(n=3)
(n=3)
(n=2)
(n=6)
(n=3)
SiO2
53.77
53.83
51.50
52.68
52.89
53.14
53.92
53.77
51.88
52.74
52.35
TiO2
2.78
-
1.81
2.11
2.04
3.60
2.68
0.77
1.90
3.17
1.45
Al 2O3
0.93
1.75
0.92
1.39
0.94
0.93
1.16
0.79
0.89
1.04
1.16
MgO
0.83
-
1.93
0.69
2.49
0.94
0.86
9.43
2.55
1.33
9.18
FeO
26.86
30.27
27.15
28.35
24.92
24.68
26.24
17.31
25.40
26.21
18.95
Na2O
13.75
14.15
11.58
13.89
11.01
12.95
13.63
9.09
10.57
12.74
9.39
K 2O
-
-
-
-
-
-
-
2.12
-
-
1.65
CaO
0.50
-
3.90
0.32
5.11
1.93
0.94
0.99
5.50
2.30
1.09
MnO
0.58
-
0.39
0.57
0.60
0.62
0.57
3.45
0.46
0.47
2.10
ZrO2
-
-
0.82
-
-
1.21
-
-
0.85
-
-
F
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
0.66
X Mg
0.052
-
0.111
0.041
0.148
0.062
0.054
0.447
0.150
0.082
0.437
X'Mg
-
-
0.831
-
-
-
-
0.467
0.769
-
0.460
Примечание: XMg – мольная доля магния в пироксене или амфиболе: XMg = Mg/(Mg+Fe+Mn); X'Mg –
мольная доля магния в пироксене или амфиболе: X'Mg = Mg/(Mg+Fe2++Mn). Прочерки здесь и в следующих таблицах означают отсутствие компонента в образце или его содержание в количестве, меньшем предела обнаружения микрозондом. Анализы пироксенов нормированы на сумму 100%.
* Номер образца здесь и в следующих таблицах; n – количество замеров.
Таблица 3. Химические составы нефелина из лопаритсодержащих пород Ловозерского щелочного массива
Компоненты,
мас.%
C-79
C-102
ВК-54
447-7
904-46
904-50
447-31
ВК-23
(n=6)
(n=4)
(n=2)
(n=3)
(n=3)
(n=4)
(n=2)
(n=5)
SiO2
44.63
45.26
43.92
44.88
44.65
44.76
45.12
44.97
Al 2O3
31.64
30.82
32.28
31.60
31.63
31.98
31.28
31.23
FeO
1.11
1.76
0.49
1.18
1.48
1.12
1.48
1.26
Na2O
17.05
16.66
17.67
16.85
16.37
16.38
16.46
16.97
K 2O
5.57
5.50
5.64
5.49
5.87
5.76
5.66
5.57
XK
0.177
0.178
0.174
0.176
0.191
0.188
0.185
0.178
Таблица 3. Окончание
Компоненты,
мас.%
С-74
C-103
447-8
904-42
904-31
447-16
904-34
904-49
(n=5)
(n=4)
(n=8)
(n=4)
(n=1)
(n=5)
(n=2)
(n=1)
SiO2
43.60
42.92
42.69
42.48
42.66
42.90
42.65
42.41
Al 2O3
32.18
33.42
33.52
33.66
33.68
33.44
33.75
34.09
FeO
1.05
0.16
-
0.67
-
0.25
0.33
-
Na2O
17.13
17.00
17.01
16.28
17.31
16.32
16.26
16.22
K 2O
6.04
6.50
6.78
6.91
6.35
7.09
7.01
7.28
XK
0.188
0.201
0.208
0.218
0.195
0.222
0.221
0.228
Примечание: X K – мольная доля калия в нефелине: X K = K/(Na+K). Анализы нормированы на сумму 100%.
46
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СОСТАВЫ МИНЕРАЛОВ
Таблица 4. Химические составы полевых шпатов из лопаритсодержащих пород Ловозерского щелочного массива
Компоненты,
мас.%
C-79
C-102
ВК-54
447-7
904-46
Ab
Kfs
Ab
Kfs
Ab
Ab
Kfs
Ab
Kfs
(n=2)
(n=3)
(n=4)
(n=8)
(n=1)
(n=3)
(n=1)
(n=3)
(n=3)
SiO2
68.71
65.86
69.06
65.80
68.78
68.89
65.40
68.90
64.99
Al 2O3
18.72
17.88
18.86
18.06
18.86
18.96
18.27
19.22
18.11
Na2O
12.47
0.50
12.00
0.35
12.36
12.02
0.37
11.71
0.55
K 2O
0.10
15.76
0.08
15.79
-
0.13
15.96
0.17
16.35
XK
0.006
0.954
0.004
0.968
-
0.007
0.966
0.009
0.952
Таблица 4. Продолжение
Компоненты,
мас.%
904-50
447-31
ВК-23
C-74
C-103
Ab
Kfs
Ab
Kfs
Ab
Kfs
Ab
Kfs
Ab
Kfs
(n=5)
(n=3)
(n=2)
(n=1)
(n=3)
(n=5)
(n=4)
(n=4)
(n=2)
(n=1)
SiO2
68.82
65.03
69.20
65.48
68.65
65.80
68.70
65.74
68.61
65.96
Al 2O3
19.23
18.20
18.97
17.77
19.00
18.06
18.99
18.06
18.90
18.10
Na2O
11.85
0.36
11.67
0.39
12.17
0.39
12.16
0.43
12.41
0.20
K 2O
0.10
16.41
0.16
16.36
0.18
15.75
0.15
15.77
0.08
15.74
XK
0.006
0.968
0.009
0.965
0.010
0.964
0.008
0.961
0.004
0.98
Таблица 4. Окончание
Компоненты,
мас.%
447-8
904-42
447-16
904-34
904-49
Ab
Kfs
Ab
Kfs
Ab
Kfs
Ab
Kfs
Ab
Kfs
(n=4)
(n=2)
(n=3)
(n=3)
(n=4)
(n=2)
(n=4)
(n=3)
(n=5)
(n=3)
SiO2
68.67
65.58
68.79
65.00
69.37
65.38
68.90
65.45
68.77
64.79
Al 2O3
18.91
18.12
19.32
18.14
18.88
18.18
19.28
18.10
19.14
18.21
Na2O
12.34
0.35
11.77
0.46
11.62
0.40
11.73
0.36
11.95
0.31
K 2O
0.08
15.95
0.12
16.40
0.13
16.04
0.09
16.09
0.14
16.69
XK
0.004
0.968
0.007
0.959
0.007
0.963
0.005
0.967
0.008
0.972
Примечание: XK - мольная доля калия в полевом шпате; XK = K/(Na+K). Анализы нормированы на сумму 100%.
ляющей и с небольшим содержанием геденбергитового компонента (табл. 2). В пределах
каждого образца изученных пород выделяются
несколько генераций. Это позволяет построить
тренд изменения составов клинопироксенов,
как в пределах каждого образца, так и в целом
для изученных пород (Сук и др., 2005, 2007а; Suk
et al., 2009), который хорошо иллюстрируется
треугольной диаграммой Aeg-Di-Hd1 (рис. 2а).
Испол ь зуем ые в рабо т е си м вол ы м и нера лов:
Ab – а льбит, Aeg – эгирин, A rf – арфведсонит,
Amph – амфибол, Bt – биотит, Cpx – клинопироксен, Di – диопсид, Ed – эденит, Fsp – полевой шпат,
Gln – глаукофан, Hd – геденбергит, Kfs – калиевый полевой шпат, Lop – лопарит, Ne – нефелин,
Rbk – рибекит, Rich – рихтерит.
1
На диаграмме тренд составов клинопироксенов
изученных лопаритсодержащих пород соответствует низкотемпературной части тренда для
клинопироксенов щелочных пород (Перчук,
Рябчиков, 1976), а также низкотемпературной
ветви тренда для клинопироксенов содалитовых
сиенитов Ловозерского массива (Сук и др., 2002,
2003, 2007б). Это, по-видимому, связано с повышенной щелочностью, а также с повышенным
содержанием флюидных компонентов (в том
числе солевых) при их образовании. Аналогичные тренды составов были получены А.Н. Коробейниковым и К. Лаайоки (1993) и Л.Н. Когарко
с соавторами (Kogarko et al., 2006) для клинопироксенов из различных пород Ловозерского
массива. Отмечающийся в серии составов клино-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
47
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СУК и др.
Таблица 5. Химические составы лопаритов из пород Ловозерского щелочного массива
Компоненты,
мас.%
C-79
C-102
447-7
904-46
90450*
447-31
ВК-54
C-74
Lop1
(n=2)
Lop2
(n=3)
(n=15)
(n=7)
(n=3)
(n=3)
(n=5)
(n=5)
Lop1
(n=3)
Lop2
(n=1)
TiO2
42.12
39.33
41.01
41.84
44.18
43.55
42.92
37.98
40.86
42.07
FeO
0.65
0.52
0.50
0.58
0.15
0.51
0.56
-
0.44
0.67
Na2O
8.33
8.94
8.73
8.76
7.90
7.82
7.94
10.25
9.19
8.05
CaO
4.92
5.50
4.45
4.15
4.59
4.44
4.61
4.21
3.98
5.17
SrO
1.57
3.18
1.04
1.45
1.35
0.93
0.90
4.68
1.57
1.51
La2O3
10.00
8.08
10.22
9.79
9.87
9.57
10.66
8.38
9.06
9.25
Ce2O3
18.50
16.06
19.30
18.27
19.27
18.88
19.18
15.52
19.49
19.30
Pr2O3
0.91
1.22
1.57
1.49
0.93
1.37
1.17
1.37
1.53
2.07
Nd2O3
4.27
4.80
4.56
4.37
3.95
3.88
4.50
4.21
4.47
4.80
Nb2O5
8.06
11.42
7.44
8.18
7.33
7.16
6.92
12.35
8.93
6.69
Ta2O5
Не опр.
Не опр.
0.61
0.56
-
1.08
-
Не опр.
Не опр.
Не опр.
ThO2
0.67
0.95
0.57
0.56
0.48
0.81
0.64
1.05
0.48
0.42
Lop
0.556
0.461
0.594
0.576
0.580
0.583
0.602
0.457
0.578
0.578
Lu
0.165
0.216
0.161
0.179
0.154
0.167
0.145
0.237
0.185
0.135
Prv
0.238
0.246
0.217
0.206
0.229
0.225
0229
0.191
0.195
0.248
Tas
0.041
0.077
0.028
0.039
0.037
0.025
0.024
0.115
0.042
0.039
447-16
904-34
904-49
Таблица 5. Окончание
Компоненты,
мас.%
C-103
447-8
904-26
904-42
904-31*
(n=4)
(n=22)
(n=7)
(n=2)
Lop1
(n=3)
Lop2
(n=2)
(n=12)
(n=4)
(n=3)
TiO2
40.37
41.89
43.30
42.73
42.44
45.21
42.36
42.16
43.68
FeO
0.63
0.49
-
0.23
-
-
0.62
-
0.29
Na2O
9.28
8.76
8.40
8.12
8.40
8.20
8.12
8.15
7.84
CaO
3.90
4.03
3.89
4.36
3.99
5.19
4.22
3.98
4.82
SrO
1.45
1.35
1.75
1.70
1.83
1.82
1.34
1.83
1.33
La2O3
10.09
9.91
9.21
8.80
9.21
9.04
10.15
9.57
9.50
Ce2O3
18.50
18.70
18.16
18.63
18.81
18.37
18.84
18.02
18.88
Pr2O3
1.50
1.60
1.10
1.71
1.28
1.24
1.37
1.18
1.25
Nd2O3
4.62
4.47
4.25
4.27
3.88
3.80
4.49
3.81
3.94
Nb2O5
8.90
8.14
8.68
7.86
8.81
6.55
7.81
8.86
6.92
Ta2O5
Не опр.
Не опр.
0.59
1.32
0.90
-
Не опр.
1.67
0.91
ThO2
0.76
0.66
0.67
0.27
0.45
0.58
0.68
0.77
0.64
Lop
0.584
0.591
0.564
0.560
0.559
0.553
0.591
0.549
0.569
Lu
0.185
0.171
0.192
0.180
0.195
0.138
0.164
0.206
0.156
Prv
0.192
0.201
0.196
0.215
0.197
0.259
0.209
0.196
0.239
Tas
0.039
0.037
0.048
0.045
0.049
0.049
0.036
0.049
0.036
Примечание: анализы нормированы на сумму 100%. n – количество замеров. Lop – лопарит, Lu – луешит,
Prv – перовскит, Tas – таусонит.
*В единичных анализах обнаружено присутствие BaO в количестве: 0.42-2.88 мас.% (обр. 904-50) и 0.71-1.32
(обр. 904-31).
48
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СОСТАВЫ МИНЕРАЛОВ
Таблица 6. Химические составы зональных кристаллов лопарита из пород Ловозерского щелочного массива
C-79
C-102
904-46
Компоненты,
мас.%
центр
край
центр
край
край
центр*
зона 1
зона 2
(n=1)
(n=1)
(n=1)
(n=1)
(n=1)
(n=1)
(n=1)
(n=1)
TiO2
40.07
38.58
40.17
42.89
43.02
41.47
44.08
45.45
FeO
0.55
0.75
0.39
0.41
-
0.63
-
0.48
Na2O
8.49
9.14
9.12
8.42
8.29
7.20
8.16
7.57
CaO
5.95
5.69
4.32
5.73
5.27
4.24
4.76
5.79
SrO
2.73
3.57
1.35
0.82
2.51
1.89
1.41
1.59
La2O3
7.97
8.10
10.61
10.69
8.30
10.05
8.66
8.44
Ce2O3
16.74
15.27
19.57
19.84
16.47
18.13
18.47
18.07
Pr2O3
1.90
1.19
1.68
1.06
1.61
1.77
1.66
1.88
Nd2O3
4.79
4.12
4.63
4.18
4.82
4.73
4.29
4.39
Nb2O5
10.15
12.83
7.54
5.96
8.70
7.84
6.83
6.34
Ta2O5
Не опр.
Не опр.
Не опр.
Не опр.
-
1.01
1.07
-
ThO2
0.66
0.76
0.62
-
1.01
-
0.61
-
Lop
0.478
0.429
0.602
0.584
0.508
0.573
0.565
0.545
Lu
0.191
0.273
0.154
0.121
0.175
0.173
0.158
0.131
Prv
0.265
0.249
0.209
0.274
0.252
0.205
0.239
0.282
Tas
0.066
0.085
0.035
0.021
0.065
0.049
0.038
0.042
Таблица 6. Продолжение
Компоненты,
мас.%
ВК-23
крупный кристалл мелкий кристалл
904-50
904-26
зона 1
зона 2
зона 3
зона 1
зона 2
зона 1
зона 2
зона 1
зона 2
(n=3)
(n=5)
(n=2)
(n=10)
(n=4)
(n=3)
(n=1)
(n=4)
(n=2)
TiO2
44.76
42.47
41.33
39.72
37.64
39.55
36.83
43.86
41.70
FeO
0.80
0.53
-
-
-
-
-
-
-
Na2O
7.89
8.07
8.46
9.17
9.26
9.14
9.90
8.26
9.30
CaO
5.63
4.33
3.45
2.87
2.94
2.89
2.91
4.84
2.44
SrO
1.76
1.46
6.49
4.66
5.11
4.70
5.49
1.62
2.19
La2O3
8.92
9.70
8.82
8.85
8.32
8.77
8.18
9.21
9.39
Ce2O3
17.85
18.78
14.84
15.77
14.36
15.79
13.52
18.43
18.10
Pr2O3
0.69
1.39
-
1.25
1.10
1.30
1.25
0.94
1.44
Nd2O3
4.20
4.17
2.79
3.97
3.61
3.96
3.73
3.88
4.57
Nb2O5
6.04
7.55
12.27
12.60
16.78
12.75
17.56
7.42
9.80
Ta2O5
0.78
0.88
-
Не опр.
Не опр.
Не опр.
Не опр.
0.99
-
ThO2
0.68
0.67
1.55
1.14
0.88
1.15
0.63
0.55
1.07
Lop
0.537
0.577
0.427
0.488
0.422
0.485
0.406
0.549
0.596
Lu
0.136
0.169
0.244
0.254
0.320
0.256
0.331
0.168
0.215
Prv
0.280
0.215
0.163
0.137
0.133
0.138
0.130
0.240
0.127
Tas
0.047
0.039
0.166
0.121
0.125
0.121
0.133
0.043
0.062
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
49
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СУК и др.
Таблица 6. Продолжение
447-8
904-42
904-31
Компоненты,
мас.%
центр
край
центр
край
центр
край
зона 1
зона 2
зона 1
зона 2
(n=1)
(n=2)
(n=1)
(n=1)
(n=1)
(n=1)
(n=1)
(n=1)
(n=3)
(n=3)
TiO2
41.08
41.61
44.00
42.52
42.85
43.21
42.50
42.38
42.48
44.75
FeO
0.44
0.61
0.61
0.48
0.70
-
0.46
0.51
-
-
Na2O
8.59
9.01
8.45
8.69
7.92
8.12
7.69
7.84
8.27
8.18
CaO
3.94
4.04
4.63
4.08
4.43
4.90
4.74
4.35
4.07
5.31
SrO
1.39
1.33
1.67
1.28
1.84
1.81
1.75
1.54
1.91
1.75
La2O3
10.19
9.86
10.31
9.68
9.36
8.91
9.53
9.89
9.68
8.80
Ce2O3
18.96
18.11
19.42
18.85
18.73
18.45
18.17
18.36
18.73
18.33
Pr2O3
1.20
1.71
-
1.62
1.96
1.08
2.12
1.32
1.39
1.51
Nd2O3
4.10
4.58
3.84
4.07
3.96
3.84
4.96
4.10
3.85
4.12
Nb2O5
9.15
8.40
7.07
7.76
7.25
8.15
7.16
7.92
8.11
6.45
Ta2O5
Не опр.
Не опр.
Не опр.
Не опр.
1.00
1.53
0.92
1.07
0.91
-
ThO2
0.96
0.74
-
0.97
-
-
-
0.72
0.60
0.80
Lop
0.579
0.585
0.574
0.592
0.570
0.532
0.570
0.567
0.568
0.555
Lu
0.190
0.177
0.149
0.166
0.163
0.185
0.156
0.178
0.180
0.135
Prv
0.194
0.202
0.232
0.207
0.218
0.236
0.228
0.214
0.201
0.263
Tas
0.037
0.036
0.045
0.035
0.049
0.047
0.046
0.041
0.051
0.047
Таблица 6. Окончание
904-34
904-49
Компоненты,
мас.%
зона 1
зона 2
зона 3
центр
край
зона 1
зона 2
зона 3
(n=1)
(n=4)
(n=2)
(n=1)
(n=2)
(n=3)
(n=1)
(n=1)
TiO2
44.46
43.10
38.33
41.66
44.34
44.66
43.09
44.22
FeO
0.45
0.35
-
0.46
0.57
0.50
-
0.58
Na2O
7.55
8.45
10.10
7.76
8.04
7.82
7.96
7.57
CaO
5.68
4.19
1.94
4.33
4.79
5.58
4.07
6.30
SrO
1.82
1.52
1.91
1.20
1.22
1.42
1.49
1.74
La2O3
8.81
9.95
8.91
9.99
8.80
9.58
9.51
9.64
Ce2O3
18.12
18.54
16.36
18.12
18.57
18.74
18.74
16.67
Pr2O3
1.89
0.70
0.50
1.56
1.37
1.21
1.62
-
Nd2O3
4.55
4.03
3.54
4.10
4.00
3.72
4.24
4.26
Nb2O5
5.71
8.50
15.80
8.50
6.67
6.25
7.38
7.86
Ta2O5
-
0.28
0.56
0.86
1.13
-
1.12
1.16
ThO2
0.96
0.39
2.05
-
0.50
0.52
0.78
-
Lop
0.556
0.567
0.506
0.568
0.566
0.558
0.585
0.490
Lu
0.118
0.183
0.344
0.187
0.157
0.130
0.171
0.170
Prv
0.278
0.209
0.098
0.213
0.243
0.274
0.204
0.296
Tas
0.048
0.041
0.052
0.032
0.034
0.038
0.040
0.044
Примечание: анализы нормированы на сумму 100%.
В анализе отмечается содержание Gd2O3 1.04 мас.%.
*
50
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СОСТАВЫ МИНЕРАЛОВ
Таблица 7. Химические составы эвдиалитов из лопаритсодержащих пород Ловозерского щелочного массива
Компоненты,
мас.%
С-79*
C-102
ВК-54
904-46
ВК-23
С-74
(n=1)
(n=4)
(n=2)
(n=3)
(n=3)
(n=2)
SiO2
49.12
54.03
52.56
50.39
53.23
53.01
TiO2
-
0.60
1.00
0.71
0.57
0.30
Al 2O3
-
-
-
-
-
0.14
FeO
2.71
2.13
1.70
2.83
3.15
1.68
MnO
4.74
5.98
1.36
2.26
2.78
3.55
Na2O
11.52
10.78
17.49
11.84
13.18
12.06
K 2O
0.54
0.16
0.21
0.19
0.25
0.25
CaO
9.43
6.55
10.05
10.50
8.01
7.36
BaO
0.69
-
0.72
-
-
0.77
SrO
1.82
0.51
-
2.45
-
1.20
La2O3
0.75
0.76
-
0.57
0.75
0.71
Ce2O3
0.81
1.58
0.47
0.85
0.57
1.15
Nd2O3
0.58
0.68
-
-
-
-
Nb2O5
2.60
0.89
1.13
1.61
0.60
1.12
ZrO2
12.39
12.80
11.37
13.04
14.04
14.56
Cl
0.66
0.72
0.78
1.11
1.51
0.54
SO3
-
-
0.55
-
-
-
Таблица 7. Окончание
Компоненты,
мас.%
447-8
904-26
904-42
904-34
904-49
(n=1)
(n=3)
(n=3)
(n=2)
(n=4)
SiO2
52.24
49.06
48.40
54.92
51.90
TiO2
-
0.62
0.23
0.66
0.56
Al 2O3
-
-
-
0.39
-
FeO
0.75
2.72
0.88
1.20
2.09
MnO
2.80
4.89
4.99
3.63
2.32
Na2O
12.39
13.22
12.91
11.72
16.04
K 2O
0.17
0.25
0.23
0.25
0.24
CaO
10.12
7.59
7.70
7.43
9.85
BaO
1.33
-
0.77
-
-
SrO
1.44
2.11
2.95
-
-
La2O3
0.49
0.36
1.02
-
-
Ce2O3
1.02
0.79
1.78
0.75
-
Nd2O3
-
-
0.68
-
-
Nb2O5
1.73
1.77
2.38
1.13
-
ZrO2
12.59
14.55
13.44
15.60
14.30
Cl
0.72
0.84
0.49
0.72
0.87
SO3
0.38
0.34
0.56
-
-
Примечание: * анализ содержит MgO 0.40 мас.%.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
51
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СУК и др.
Таблица 8. Химические составы некоторых акцессорных минералов из лопаритсодержащих пород Ловозерского щелочного массива
КомC-79
C-102
447-7
447-31
904-50
904-26 904-31 904-42
поильменит сфен апатит рамзаит содалит апатит ильменит сфен рамзаит содалит рамзаит рамзаит
ненты,
(n=1)
(n=1) (n=3)
(n=1)
(n=6) (n=2)
(n=2)
(n=3) (n=3)
(n=3)
(n=1)
(n=4)
мас.%
SiO2
-
31.66
0.67
34.56
36.56
1.06
-
30.06
31.04
36.67
33.51
33.42
TiO2
50.63
39.30
-
41.93
-
-
51.47
41.91
32.17
-
46.80
44.42
Al 2O3
-
-
-
-
29.62
-
-
-
-
30.01
-
-
MgO
-
-
-
-
0.18
-
0.15
-
0.33
-
-
-
FeO
28.99
0.62
0.18
0.83
0.68
0.32
37.10
-
3.98
0.69
0.52
1.00
MnO
18.54
-
-
-
-
-
9.24
-
3.05
-
-
-
Na2O
-
1.55
0.93
18.30
25.34
0.96
-
1.88
11.66
25.15
17.33
17.46
K 2O
-
-
-
-
-
-
-
-
0.53
-
-
-
CaO
-
25.16
40.69
-
-
41.92
-
25.06
0.79
-
0.15
0.15
BaO
1.84
1.71
-
1.15
-
-
1.60
-
-
-
-
-
SrO
-
-
6.78
-
-
5.00
-
-
16.45
-
-
-
La2O3
-
-
1.54
-
-
1.98
-
-
-
-
-
-
Ce2O3
-
-
2.65
-
-
3.99
-
-
-
-
-
-
Pr2O3
-
-
-
-
-
0.45
-
-
-
-
-
-
Nd2O3
-
-
0.86
-
-
1.32
-
-
-
-
-
-
Nb2O5
-
-
1.05
2.67
-
0.74
0.44
1.09
-
-
1.69
3.55
ZrO2
-
-
-
0.56
-
-
-
-
-
-
-
-
UO2
-
-
0.45
-
-
-
-
-
-
-
-
-
P2O5
-
-
40.67
-
-
39.86
-
-
-
-
-
-
F
-
-
3.53
-
-
2.40
-
-
-
-
-
-
Cl
-
-
-
-
6.46
-
-
6.45
SO3
-
-
-
-
1.16
-
-
1.03
Примечание: анализы нормированы на сумму 100%.
пироксенов разрыв (разделение тренда составов
на две ветви) А.Н. Коробейников и К. Лаайоки
(1993) связывают с критическим нарастанием
флюидного давления. Наши данные позволяют
построить тренды составов клинопироксенов в
пределах одного образца, что выявляет последовательность кристаллизации и характеризует изменение физико-химических условий в процессе
формирования отдельной породы.
Вследствие небольшого содержания геденбергитового компонента в составе клинопироксенов использование минеральных геотермометров с их участием для изученных пород не представляется возможным, поскольку существующие клинопироксен-содержащие геотермометры
сделаны без учета данных по твердым растворам
щелочных клинопироксенов, в которых содержится большое количество трехвалентного железа (эгиринового минала). Однако, сопоставление
полученного тренда составов клинопироксенов
52
(рис. 2а) с трендом клинопироксенов из содалитовых сиенитов (рис. 2б) Ловозерского массива
(Сук и др., 2003, 2007б) позволяет предполагать,
что температуры образования клинопироксенов
в лопаритсодержащих породах не превышали
600-650°С. Такое сопоставление представляется
нам правомерным, так как образцы исследуемых
в настоящей работе пород и изученных нами
ранее содалитовых сиенитов отобраны из одних
и тех же скважин, располагаются в непосредственной близости по глубине и принадлежат
к одной и той же толще пород. Содалитовые
сиениты слагают прослои или линзы среди
фойяитов, луявритов и трахитоидных луявритов
дифференцированного комплекса массива. Это
позволяет предполагать сходные РТ-параметры
эволюции данных пород. Как указывалось ранее
(Коробейников, Лаайоки, 1993), клинопироксены Ловозера образуют единую эволюционную
серию, что свидетельствует о том, что и сами ука-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СОСТАВЫ МИНЕРАЛОВ
Рис. 2. Составы клинопироксенов из лопаритсодержащих пород (а) в сопоставлении с составами клинопироксенов из содалитовых сиенитов (б) Ловозерского щелочного массива (Сук и др., 2007а) (мол.%). Образцы
взяты из скважин (а): 1 – 447; 2 – 904; 3 – 448 и 178. Составы клинопироксенов (б): 4 – клинопироксены высокотемпературной ветви тренда (I); 5 – клинопироксены низкотемпературной ветви тренда (II).
Представленные температуры определены по минеральным геотермометрам, содержащим клинопироксен
(Сук и др., 2007а, 2007б; Suk et al., 2009).
занные породы представляют собой серию продуктов кристаллизации одной исходной магмы.
Щелочные амфиболы. В табл. 2 представлены составы щелочных амфиболов, которые
встречаются главным образом в срастаниях с
кристаллами клинопироксена. Характерным
является присутствие в амфиболах фтора. Составы амфиболов хорошо и л люстриру ются
диаграммой в координатах Ca/(Ca+Na+K) – Al/
(Al+Fe+Mg+Mn+Ti+Si) (Перчук, 1970; Перчук,
Рябчиков, 1976), представленной на рис. 3. В
соответствии с этой диаграммой амфиболы
изученных пород в основном представляют собой твердый раствор от рихтерит-рибекитового
до рихтерит-арфведсонит-рибекитового состава,
причем амфиболы из ювитовых пород отличаются от амфиболов из луявритов большим содержанием рибекитовой составляющей. Щелочность
амфиболов возрастает в ряду содалитовый сиенит
– луяврит – эвдиалитовый луяврит – ювитовые
породы (рис. 3) (Suk et al., 2009). При этом составы
амфиболов соответствуют общей направленности изменения составов клинопироксенов (рис.
2). С увеличением эгириновой составляющей в
клинопироксенах, уменьшается кальциевость
(увеличивается доля натрия) в амфиболах. Это
также свидетельствует о повышенной щелочности при формировании изученных пород. Магнезиальность амфиболов изученных образцов
колеблется от 0.600 до 0.386. Следует отметить
так же увеличение мольной доли марганца в
амфиболах, синхронное с ростом их щелочности.
Нефелин. Составы нефелина изученных образцов представлены в табл. 3. Средняя мольная
доля калия в нефелине из луявритов составляет
0.181, а из ювитов, уртит-ювитов и фойяитювитов – 0.213 (Сук и др.. 2007а), что выше,
чем средняя мольная доля калия в нефелине
содалитовых сиенитов – 0.16 (Сук и др.. 2007).
Температуры образования нефелина из содалитовых сиенитов, оцененные по содержанию
избыточного кремнезема в нефелине (Дир и др.,
1966; Hamilton, MacKenzie, 1960), соответствуют
~ 600-700 о С. Нефелины лопаритсодержащих
пород характеризуются большей калиевостью,
которая увеличивается от луявритов к ювитовым
породам. При этом в образцах с более калиевым
нефелином количество алюминия в нем также
возрастает. Содержание избыточного кремнезема в нефелине луявритов варьирует от ~ 4.5 до
6 мол.% (что по данным Гамильтона (Hamilton,
McKenzie, 1960; Дир и др., 1966) соответствует
температурам от 600 до 760°С), а в породах
типа ювитов, уртит-ювитов и фойяит-ювитов
составляет менее 3 мол.% (что соответствует
температурам ниже 500°С). Это отражает более
высокотемпературные условия образования
нефелинов из луявритов по сравнению с ювитовыми породами и сходные условия образования
с нефелинами содалитовых сиенитов. Кроме
того, количество железа в нефелине из луявритов
существенно выше, чем в нефелине из ювитовых
пород. При этом наблюдается прямая корреляционная зависимость содержания железа в нефелине и температуры образования, оцененной
по содержанию избыточного кремнезема.
Полевые шпаты. В табл. 4 представлены
составы полевых шпатов. Встречаются альбит и
калиевый полевой шпат, которые могли образовываться в результате распада полевошпатового
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
53
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СУК и др.
Рис. 3. Составы амфиболов из пород Ловозерского щелочного массива: 1 – из ювитовых пород (наши
данные); 2 – из луявритов (наши данные); 3 – из эвдиалитовых луявритов (наши данные); 4 – из луявритов (Власов и др., 1959; Семенов, 1972); 5 – из содалитовых сиенитов (наши данные); 6 – из эвдиалитовых луявритов (Семенов, 1972); 7 – из содалитовых
сиенитов (Власов и др., 1959; Семенов, 1972).
твердого раствора. Составы сосуществующих
альбитов и калиевых полевых шпатов позволяют
оценивать температуру их образования ~ 400°
(Nekvasil, 1994). Однако, эта температура не
является температурой кристаллизации полевого шпата из расплава, а определена из составов
сосуществующих фаз альбита и калиевого полевого шпата, образовавшихся при распаде их
твердого раствора. Для корректировки данных
по условиям их образования нами проводились
рентгеновские исследования щелочных полевых
шпатов из пород Ловозерского массива.
Расчет параметров элементарных ячеек
проводился для пространственной группы C1(-)
триклинной сингонии по 31-44 отражениям в
интервале углов 7-40 (teta) с использованием
программ LCC, PUDI.
Для полевого шпата состава K0.98Al0.98Si3.01O8
из трахитоидного луяврита были определены
следующие параметры элементарной ячейки:
a=8.598(1) [Å], b=12.972(1) [Å], c=7.215(1) [Å],
α =90.724(9) [°], β=115.921(10) [°], γ =87.870(8)
[°], V=723.2(2) [Å 3], а для калиевого полевого
шпата состава K0.96Na0.04Al0.98Si3.00O8 из фойяита –
a=8.604(1) [Å], b=12.970(1) [Å], c=7.228(1) [Å],
α=90.565(9) [°], β=116.111(6) [°], γ =87.923(8) [°],
V=723.7(2) [Å3]. Нанесение полученных данных
на диаграмму в координатах параметров b и c
элементарной ячейки твердых растворов (Na, K)полевых шпатов (Blasi, Blasi, 1994) показывает,
что природные полевые шпаты пород Ловозерского массива попадают в поле устойчивости
упорядоченного микроклина, что подтверждает
низкие температуры их формирования. По дан54
ным В.Н. Зырянова (1981) температура перехода
микроклин – ортоклаз составляет 375± 50°С, что
хорошо согласуется с нашими данными.
Лопариты. Лопариты представляют собой
твердые растворы нескольких миналов, (лопарита,
перовскита, луешита и таусонита). Как отмечалось ранее, в составах лопаритов в вертикальном
разрезе массива снизу вверх возрастает содержание Sr, Nb, Та, Th, Na и падают концентрации Ca, Fe, Ti, Ce, La, Nd (Когарко и др., 1996;
Сухарев, 1990). В таблице 5 представлены составы
лопаритов изученных нами пород. Sm, Gd и Lu в
изученных лопаритах микрозондовым анализом
не обнаружены. В некоторых образцах присутствуют лопариты разного состава (в табл. 5 их
составы обозначены как Lop1 и Lop2). На рис. 4а
составы изученных лопаритов отображены в виде
треугольной диаграммы лопарит (NaREETi2O6) –
перовскит (Ca2Ti2O6) + таусонит (Sr2Ti2O6) – луешит (Na2(Nb,Ta)2O6). Наиболее значимо лопариты
из пород дифференцированного комплекса и
комплекса эвдиалитовых луявритов различаются по содержанию Sr и Nb (более высокому в
породах комплекса эвдиалитовых луявритов)
и по содержанию Ti, Ce, La (более высокому в
породах дифференцированного комплекса).
В изученных образцах обнаружены зональные кристаллы лопарита (рис. 5), при этом составы зон различаются по содержанию редких
земель, титана, ка льция, ниобия, стронция
(табл. 6), иногда значительно. Наблюдается как
прямая зональность (с увеличением содержания
ниобия, стронция и в меньшей степени натрия
и уменьшением содержания титана и редких земель от центра к краю кристалла), так и обратная.
Такую зональность можно назвать ритмичной
или кольцевой (рис. 5б). Встречается и так называемая «пятнистая» зональность, при которой
отдельные зоны имеют неправильную форму
(рис. 5а). В пределах одного образца могут присутствовать как зональные кристаллы лопарита,
так и лопариты разного состава (табл. 5 и 6), по содержанию основных компонентов соответствующие выделенным зонам. Составы зон варьируют
по содержанию титана, ниобия, редкоземельных
элементов, стронция, тория (табл. 6). При этом
содержания титана, редкоземельных элементов
и тория находятся в прямой зависимости друг
от друга и в обратной от содержаний ниобия и
стронция. Для примера составы зон некоторых
кристаллов нанесены на треугольную диаграмму
(рис. 4б). Аналогичные типы зональности в кристаллах лопарита наблюдались Л.Н. Когарко с
соавторами (Kogarko et al., 2002). Возникновение
прямой кольцевой зональности авторы связывали с кристаллизацией в условиях понижения
температуры, а обратной – с одновременной кристаллизацией лопарита и таких минералов, как
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СОСТАВЫ МИНЕРАЛОВ
Рис. 4. Составы лопаритов из лопаритсодержащих пород Ловозерского щелочного массива. Составы незональных кристаллов лопарита (а) (по табл. 5). Примеры составов зональных кристаллов лопарита (б) (по
табл. 6). Одинаковыми значками показаны составы зон одного кристалла.
а
б
Рис. 5. Зональные кристаллы
щелочного массива: а –
а а лопарита из лопаритсодержащих пород Ловозерского
бб
образец 904-34; б – образец 904-49. Цифры у точек соответствуют номерам зон в табл. 6. Фотографии сделаны в отраженных электронах. Масштабная линейка соответствует 100 мкм (а) и 200 мкм (б).
лампрофиллит, Sr-апатит, пирохлор и других,
имеющих коэффициенты разделения Sr, Nb и
Na между кристаллами и расплавом большие,
чем лопарит. «Пятнистая» зональность могла
быть связана с частичной перекристаллизацией
лопарита после его образования.
Ранее нами (Сук, Котельников, 2008) экспериментально исследовалось образование
лопарита в сложных силикатно-солевых системах, содержащих карбонат, хлорид, фторид или
сульфат натрия, в широком диапазоне температур
(400-1200°С) и давлении 1-2 кбар. Проведенные
исследования выявили зависимость состава
лопаритов от физико-химических условий их образования (флюидного состава), а также показали
возможность кристаллизации лопарита в природе
в широком интервале температур. В кристаллах
лопарита обнаруживалась зональность, которая
проявлялась в изменении содержаний Ti, Nb,
La, Ce, Y, Ca, Sr и, вероятно, была связана с
кинетическими особенностями процесса кристаллизации. Наблюдалась как кольцевая (ритмичная), так и «пятнистая» зональность, сопоставимая
с зональностью лопаритов Ловозерского массива.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
55
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СУК и др.
На основании полученных экспериментальных
результатов можно предположить, что составы
и зональность лопаритов Ловозерского массива наряду с другими факторами также могли
быть обусловлены влиянием флюида сложного
состава на кристаллизацию лопарита из расплава.
Эвдиалиты варьируют по составу (табл. 7).
Большинство из них характеризуется присутствием редкоземельных элементов, ниобия, бария. Эвдиалиты из пород дифференцированного
комплекса содержат стронций в отличие от эвдиалитов из пород комплекса эвдиалитовых луявритов (образцы ВК-23 и ВК-54). Летучие компоненты представлены хлором и иногда SO3.
Содалит представляет собой хлор-содалит
с содержаниями SO3 1.03-1.16 мас.% (табл. 8),
что соответствует мольной доле серы в содалите 0.066-0.076. Таким образом, содалит изученных лопаритсодержащих пород резко отличается от содалитов из содалитовых сиенитов, изученных ранее (Сук и др., 2007), в которых он представлен главным образом нозеаном
(сульфат-содалитом).
Апатит представляет собой стронциевый
фтор-апатит с небольшим количеством редких
земель (табл. 8).
Среди других акцессорных минералов были
проанализированы также сфен, лоренценит,
мангано-ильменит (табл. 8) с содержаниями
MnO от 9.24 до 18.54 мас.%. Характерным является присутствие в составе мангано-ильменита
бария. Обнаружены единичные зерна пирохлора, лампрофиллита, ринколита, стенструпина,
селадонита.
В качестве вторичных минералов присутствуют натролит и анальцим. Это свидетельствует о протекании относительно низкотемпературных (<250°С) гидротермальных процессов.
Таким образом, полученные нами данные
отражают длительный процесс формирования
минера льных парагенезисов изу ченных пород с выделением несколько генераций отдельных минералов (в частности, клинопироксенов) до температур ~ 250°С, отражающих протекание постмагматических гидротермальных
процессов.
Составы изученных породообразующих и
акцессорных минералов свидетельствуют о повышенной щелочности при формировании исследуемых пород. Кроме того, минералы, в состав которых входят летучие компоненты, могут
служить индикаторами флюидного режима петрогенеза (Перчук, 1973). Среди изученных минералов таковыми являются содалит, эвдиалит,
апатит. Это может свидетельствовать о присутствии флюидов, содержащих воду, фтор, хлор и
в меньших количествах серу.
56
ВЫВОДЫ
1. Методом микрозондового анализа изучены составы породообразующих и акцессорных
минералов лопаритсодержащих пород Ловозерского щелочного массива, и выявлены их характерные особенности. Тренд составов клинопироксенов из этих пород соответствует низкотемпературной ветви тренда для клинопироксенов
щелочных пород (в том числе содалитовых сиенитов Ловозерского массива). Это, по-видимому,
связано с повышенной щелочностью (о чем свидетельствует также состав амфиболов), а также
с повышенным содержанием флюидных компонентов (в том числе солевых) при их образовании. Полученный тренд отражает последовательность кристаллизации и характеризует изменение физико-химических условий в процессе формирования отдельной породы.
2. Показано, что щелочность амфиболов
возрастает в ряду содалитовый сиенит – луяврит – эвдиалитовый луяврит – ювитовые породы.
В этом же ряду пород возрастает средняя мольная доля калия в нефелине. На основе нефелинового геотермометра, предложенного Гамильтоном, делается вывод о более высокотемпературных условиях образования нефелинов из луявритов по сравнению с ювитовыми породами.
3. Полученные данные отражают длительный процесс формирования минеральных парагенезисов изученных пород с выделением несколько генераций отдельных минералов (в частности, клинопироксенов) до температур ~250°С,
отражающих протекание постмагматических гидротермальных процессов.
4. Составы породообразующих и акцессорных минералов свидетельствуют о повышенной щелочности при формировании исследуемых пород, а также о присутствии флюидов, содержащих воду, фтор, хлор и в меньших количествах серу.
Авторы выражают благодарность сотруднику лаборатории физических методов исследования ИЭМ РАН А.Н. Некрасову за помощь в проведении микрозондовых анализов и подготовке
фотографий образцов.
Работа выполнена при финансовой поддержке Российского Фонда Фундаментальных Исследований, проекты №№ 01-05-64839, 06-05-64904,
07-05-00217 и НШ-3634.2010.5.
Список литературы
Буссен И.В., Сахаров А.С. Геология Ловозерских
тундр. Л.: Наука, 1967. 125 с.
В ласов К.А., Кузь менко М.В., Е ськова Е.М.
Ловозерский щелочной массив. М.: Изд. АН
СССР, 1959. 623 с.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СОСТАВЫ МИНЕРАЛОВ
Герасимовский В.И., Волков В.П., Когарко Л.Н.
и др. Геохимия Ловозерского щелочного массива. М.: Наука, 1966. 396 с.
Дир У.А., Хауи Р.А., Зусман Дж. Породообразующие минералы. М.: Мир, 1966. Т. 4. 482 с.
Елисеев Н.А., Федоров Э.Е. Ловозерский плутон и
его месторождения // Матер.ЛАГЕД АН СССР,
Геология докембрия. 1953. Вып. 1. С. 23-55.
Зырянов В.Н. Фазовое соответствие в системах
щелочных полевых шпатов и фельдшпатоидов. М.: Наука, 1981. 181с.
Ифантопуло Т.Н., Осокин Е.Д. Акцессорный лопарит из стратифицированной щелочной интрузии // Новые данные по минералогии месторождений щелочных формаций. / Отв.
ред. Семенов Е.И. М.: ИМГРЭ, 1979. С. 20-28.
Когарко Л.Н., Вильямс Т., Осокин Е.Д. Эволюция
составов лопарита Ловозерского массива //
Геохимия. 1996. № 4. С. 294-297.
Коробейников А.Н., Лаайоки К.есть ли отчество?
Нет Эволюция состава клинопироксенов из
интрузивных пород Ловозерского щелочного массива (петрологический аспект) // Геохимия. 1993. № 8. С. 1143-1150.
Перчук Л.Л. Равновесия породообразующих минералов. М.: Наука, 1970. 391с.
Перчук Л.Л. Термодинамический режим глубинного петрогенеза. М.: Наука, 1973. 320 с.
Перчук Л.Л., Рябчиков И.Д. Фазовое соответствие в минеральных системах. М.: «Недра»,
1976. 287 с.
Семенов Е.И. Минералогия Ловозерского щелочного массива. М.: Наука, 1972. 307 с.
Сук Н.И., Котельников А.Р., Ковальский А.М.
Условия минералогенеза Ловозерского щелочного массива (анализ минералов и эксперимента льные данные) // Всероссийский семинар «Геохимия магматических пород» и школа «Щелочной магматизм Земли»
20-21 марта 2002 г. Тез. докл. М.: ГЕОХИ РАН,
2002. С. 88-89.
Сук Н.И., Котельников А.Р., Чевычелов В.Ю., Ковальский А.М. Условия образования пород
Ловозерского щелочного массива по данным
геотермометрии // XXI Всероссийский семинар «Геохимия магматических пород» и школы «Щелочной магматизм Земли» 3-5 сент.
2003 г. Тез. докл. Апатиты: Изд-во Кольского научного центра РАН, 2003. С. 148.
Сук Н.И., Котельников А.Р., Ковальский А.М.
Условия образования пород расслоенных
щелочных комплексов (анализ минералов) //
«Происхождение магматических пород» //
Материалы международного (X всероссийского) петрографического совещания «Петрография XXI века», г. Апатиты 20-22 июня
2005 г. Апатиты: Изд-во Кольского научного
центра РАН, 2005. Т. 2. С. 245-247.
Сук Н.И., Котельников А.Р., Ковальский А.М. Лопариты в породах Ловозерского щелочного массива // «Минералогия Урала – 2007».
V Всероссийское совещание (Миасс, 20-25
авг уста 2007 г.). Сборник нау чны х статей. Миасс-Екатеринбург: УрО РАН. 2007а.
С. 285-288.
Сук Н.И., Котельников А.Р., Ковальский А.М.
Минеральная термометрия и состав флюидов содалитовых сиенитов Ловозерского щелочного массива // Петрология. 2007б.
Т. 15. № 3. С. 311-329.
Сук Н.И., Котельников А.Р. Экспериментальное
исследование образования лопарита в сложных флюидно-магматических системах //
ДАН. 2008. Т. 419. № 4. С. 543-546.
Blasi A ., Blasi C . A spects of al kal i feld spar
characterization: prospects and relevance to
problems outstanding // Feldspars and their
reactions. NATO ASI series / I. Parsons (ed.),
1994. V. 421. P. 51-101.
Hamilton D.L., McKenzie W.S. Nepheline solid
solutions in the system NaAlSiO4 – KalSiO4 –
SiO2 // Journal of Petrology. 1960. V. 1. Pt. 1.
P. 56-72.
Kogarko L.N., Williams C.T., Wooley A.R. Chemical
evolution and petrogenetic implications of loparite
in the layered, agpaitic Lovozero complex, Kola
Peninsula, Russia // Mineral. and Petrol. 2002.
V. 74. P. 1-24.
K o ga r k o L . N., W illia m s C .T., Wo ole y A . R .
Compositional evolution and cryptic variation in
pyroxenes of the peralkaline Lovozero intrusion,
Kola Peninsula, Russia // Mineral. Magazine.
2006. V. 70.№ 4. P. 347-359.
Nekvasil H. Ternary feldspar/melt equilibria: a
review // Feldspars and their reactions / Ed. I.
Parsons. NATO ASI series. 1994. V. 421. 650 p.
Suk N.I., Kotelnikov A.R., Kovalsky A.M. Ironmagnesium minerals from differentiated rocks
of Lovozersky alkaline massif // Geochemistry,
Mineralogy and Petrology. Sofia. 2009. V. 47.
P. 97-107.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
57
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СУК и др.
COMPOSITIONS OF MINERALS OF LOPARITE-BEARING ROCKS
OF LOVOZERSKII ALKALINE MASSIF AND PHISICS-CHEMISTRY
CONDITIONS OF MINERAL PARAGENESIS FORMATION
N.I. Suk, A.R. Kotelnikov, A.M. Kovalskii
Institute of experimental mineralogy R AS, Chernogolovka, Moscow district, 142432;
e-mail: sukni@iem.ac.ru
A number of loparite-bearing rocks samples of Lovozerskii alkaline massif (lujavrites, juvites, fojaite-juvites
ets) collected from differentiated complex and particulate from eudialite lujavrite complex have been
investigated.
The compositions of rock-forming and accessory minerals have been studied by microprobe analysis.
The trend of clinopyroxene compositions from these rocks corresponds to low temperature part of trend for
all alkaline rocks (and sodalite syenite particularly) of Lovozerskii massif. It is likely to connect with high
alkalinity (the amphibole compositions testify this fact, too) and with elevated content of fluid components
during their formation.
It has been shown that amphibole alkalinity increases in the sequence sodalite syenite→lujavrite→eudialitelujavrite→juvitic rocks. In this sequence the average mole fraction of potassium in nepheline increases too.
Based on the nepheline geothermometer proposed by Hamilton the conclusion about higher temperature
conditions of nepheline from lujavrites formation is making.
Keywords: clinopyroxene, amphibole, nepheline, loparite, mineralogenesis, Lovozerskii alkaline massif.
58
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
УДК 551.242.23.001.57
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ СТРУКТУРООБРАЗОВАНИЯ В
СПРЕДИНГОВЫХ ХРЕБТАХ АРКТИКИ И ПОЛЯРНОЙ АТЛАНТИКИ
© 2012 А.В. Кохан1, Е.П. Дубинин2, А.Л. Грохольский2
1
МГУ имени М.В. Ломоносова, Географический факультет, Москва, 119991; e-mail: kkkkk1987@mail.ru
2
МГУ имени М.В. Ломоносова, Музей Землеведения, Москва, 119991
Рассмотрены особенности структурообразования в рифтовых зонах ультрамедленных спрединговых хребтов Рейкьянес, Кольбейнсей, Мона, Книповича, Гаккеля. Каждый из них развивается
в специфической геодинамической обстановке спрединга, что отражается в строении их рифтовых зон. Анализ имеющейся информации о строении и особенностях структурообразования
рифтовых зон данных хребтов в сочетании с проведенными экспериментальными исследованиями позволил выявить геодинамические факторы, определяющие их строение и морфологию.
Ключевые слова: ультрамедленный спрединг, структурообразование, рельеф, экспериментальное
моделирование.
ВВЕДЕНИЕ
Спрединговые хребты с ультрамедленными
скоростями раздвижения (менее 20 мм/год)
занимают ~ 20 тыс. км из общей длины глоба л ьной систем ы сред и н но-океан и ческ и х
хребтов (СОХ) в 65-70 тыс. км. Исследования
последних лет позволили установить, что эти
спрединговые хребты характеризуются особенностями рельефа, глубинного строения
и механ измам и ак к рец и и коры, резко отличными от всех других хребтов, в том числе
и с медленными скоростями спрединга (Зайончек и др., 2010; Пейве, 2009; Соколов, 2011;
Cannat et al., 2006; Crane et al., 2001; Dick et al.,
2003; Michael et al., 2003). Значительная часть
таких хребтов располагается в субполярных
регионах: Арктическом (хребты Рейкьянес,
Кольбейнсей, Мона, Книповича и Гаккеля) и
Антарктическом (Американо-Антарктический
хребет, Юго-Западный Индийский хребет).
Кроме того, к этому же классу принадлежат
и сп ред и н г овые х реб т ы КрасноморскоА денского региона.
Система спрединговых хребтов Арктики и
прилегающих участков Полярной Атлантики
включает как активные в настоящее время спрединговые хребты, такие как хребет Рейкьянес,
хребет Кольбейнсей, хребет Мона, хребет Книпо-
вича и хребет Гаккеля, так и хребты, на которых
спрединг уже прекратился (Лабрадорский хребет
и хребет Эгир).
А ктивные спрединговые хребты Арктического региона являются естественным продолжением Срединно-Атлантического хребта
(САХ), вместе с которым формируют дивергентную границу между Евразийской и Североамериканской литосферными плитами. Полюс
раскрытия этих двух плит располагается в море
Лаптевых вблизи устья р. Лены и, в соответствие
с кинематическими принципами перемещения
плит по сферической поверхности Земли, все
спрединговые хребты должны располагаться
вдоль эйлерова меридиана. Однако это правило
выполняется далеко не всегда, что приводит к
наличию косого спрединга (например, хребты
Рейкьянес, Мона, Книповича).
Данная статья посвящена рассмотрению
спрединговых хребтов Арктики и Полярной Атлантики (рис. 1). Все они характеризуются ультрамедленными скоростями (Vспр < 20 мм/год) и
молодостью своего образования (начало спрединга относится к концу палеоцена-началу эоцена (60-58 млн. лет)). Структурообразование и
рельеф рифтовой зоны на каждом из хребтов отличаются и являются чуткими индикаторами
глубинных процессов и особенностей геодинамики спрединга.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
59
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОХАН и др.
Рис. 1. Батиметрическая карта акватории Северного Ледовитого океана и Северной Атлантики к северу от
ТР Байт (GEBCO_08 grid, ver. 20100927). Стрелками для каждого хребта показаны направления раздвижения плит и простирание рифтовой долины. 1 – хребет Рейкьянес; 2 – хребет Кольбейнсей; 3 – хребет Мона;
4 – хребет Книповича; 5 – хребет Гаккеля; 6 – палеоспрединговый хребет Эгир.
ОСОБЕННОСТИ
СТРУКТУРООБРАЗОВАНИЯ В РИФТОВЫХ
ЗОНАХ СПРЕДИНГОВЫХ ХРЕБТОВ
Хребет Рейк ьянес протягивается почти
на 1000 км, от 56°47' до 63°20' к юго-западу от
о. Исландии. Его южной границей служит трансформный разлом (ТР) Байт, северной – сдвиговая зона на п-ове Рейкьянес. Скорость спрединга
на хребте составляет от 18.5 мм/год в районе
Исландия до 20.2 мм/год в районе ТР Байт (DeMets
et al., 2010). Севернее ТР Байт наблюдается сложная система магнитных аномалий различного
простирания и сочетание массивов сегментированной и несегментированной литосферы.
Их наличие связывают с колебаниями наклонности спрединга на хребте, вызванными импульсами активности Исландской горячей точ60
ки (Меркурьев и др., 2009) Тренд рифтовой зоны
составляет 36° и образует с вектором регионального раздвижения плит (95°-100°) угол α в 60-65°
(DeMets et al., 2010) (рис. 2б, 2в).
Исследования рельефа дна и морфоструктурной сегментации хребта Рейкьянес показали закономерное изменение морфологии рифтовой зоны с севера на юг вдоль его простирания по
мере удаления от Исландского мантийного плюма (Гуревич, Меркурьев, 2009; Appelgate, Shor,
1994; Searle et al., 1998). Такое же закономерное
изменение было установлено с помощью сейсмических методов и в уменьшении толщины коры
(Jacoby et al., 2007; Smallwood, White, 1998; Weir et
al., 2001). Сейсмические исследования хребта показали, что толщина коры в районе 63° с.ш. составляет 13-14 км, а в районе 58° с.ш. – 7.5-8 км.
Эти значения превышают характерные сред-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
Рис. 2. Морфоструктурные особенности хребта Рейкьянес: а – батиметрическая карта (GEBCO_08 grid, ver.
20100927), стрелками показано направление раздвижения плит; б – структурный план участка хребта от
57° с.ш. до 62° с.ш. по (Searle et al., 1998) с дополнениями; в – кинематическая схема; (г-з) – батиметрические
профили по данным (Keeton et al., 1997). Местоположение профилей см. на рис. 2а. 1 – ось спрединга; 2 –
осевые вулканические хребты; 3 – бассейны НТС; 4 – вулканические постройки; 5 – разломы субпараллельные осевым вулканическим хребтам; 6 – разломы, субпараллельные рифтовой зоне хребта; 7 – внеосевые
разломы; 8 – разломы, ограничивающие рифтовую зону.
ние значения для медленно раздвигающегося
Срединно-Атлантического хребта, составляющие 7.1±0.7 км (White et al., 1992).
Важнейшей особенностью хребта Рейкьянес
на региональном уровне является смена морфологии и увеличение глубины дна рифтовой долины по мере удаления на юг от исландской термической аномалии (рис. 2г-з). В северной части
хребет характеризуется осевым поднятием, присущим быстроспрединговым хребтам (рис. 2г, 2д).
В районе 59° с.ш. происходит смена морфологии.
Данный район характеризуется переходным рельефом с хаотическим чередованием впадин и
возвышенностей (рис. 2е). Южнее располагается типичная для медленно-спрединговых хребтов осевая долина шириной до 15 км. Глубина
дна долины здесь изменяется от 2000 до 2500 м
(Searle et al., 1998) (рис. 2ж, 2з). На локальном
уровне существенно наклонный спрединг обусловливает образование вдоль всего хребта Рей-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
61
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОХАН и др.
кьянес системы закономерно расположенных
разломов и эшелонированных осевых вулканических хребтов (ОВХ) (Сборщиков, Руденко,
1985; Murton, Parson, 1993) (рис. 2б, в).
Простирание ОВХ составляет в среднем
15°-22°, изменяясь от 3° до 45° (рис. 2б). Длина ОВХ
колеблется от 5 до 40 км и сокращается при движении с севера на юг. Высота изменяется от 50
до 200 м на севере и от 200 до 600 м на юге хребта
(Appelgate, Shor, 1994). ОВХ образуются над разломами, которые, благодаря своему наклону к общему направлению простирания хребта Рейкьянес,
ограничены по длине шириной рифтовой зоны с
относительно небольшой мощностью хрупкого
слоя. Эти нарушения используются расплавом как
каналы для излияния на поверхность дна и последующего формирования ОВХ (рис. 2в). При этом
осевые разломы, простираются субперпендикулярно направлению спрединга, а внеосевые разломы, располагаются примерно параллельно оси
хребта Рейкъянес (Murton, Parson, 1993) (рис. 2в).
Между 55°50' с.ш. и 63°00' с.ш. Б. Аппелгейт и
А. Шор (Appelgate, Shor, 1994) выявили 86 вулканических хребтов (рис. 2б).
На всем своем протяжении рифтовая зона
хребта не нарушается ни одним трансформным
разломом. Здесь есть только четыре крупных нетрансформных смещения с амплитудой 8-18 км
и 16 мелких нетрансформных смещений с амплитудой смещения от 1 до 7 км (Appelgate, Shor,
1994; Searle et al., 1998).
Между 57°36' с.ш. и 57°51' с.ш. на хребте Рейкьянес расположен сегмент, который был детально изучен по программе комплексных геологогеофизических исследований RAMESESS (Peirce,
Sinha 2008; Sinha et al., 1998). Здесь впервые под
рифтовой зоной с медленным спредингом была
зафиксирована коровая магматическая камера.
Осевой вулканический хребет с центром на
57°45' с.ш. располагается над значительным
магматическим телом в коре, находящимся на
глубине 2.5 км ниже поверхности уровня дна.
Оно состоит из корово-мантийной смеси содержащей не менее 20% расплава с линзой расплава
на вершине тела (Sinha et al., 1998). Сейсмические,
магнитометрические, батиметрические и гравиметрические работы по программе RAMESSES
(Sinha et al., 1998; Pierce, Sinha, 2008), а также результаты численного моделирования (Дубинин и
др., 2011) показали, что подобные осевые камеры
контролируют реологическую и термическую
структуру литосферы и верхней части коры
рифтовой зоны хребта и, как следствие, характер
сегментации ее осевой зоны. Строение осевых
магматических очагов является функцией интенсивности магмоснабжения и прогретости
мантии, которые убывают к югу по мере удаления
от о. Исландия.
62
В результате при удалении от Исландской
термической аномалии наблюдается постепенное изменение характера рельефообразования
как на региональном, так и на локальном уровне. Изменение морфологии от осевого поднятия
к рифтовой долине происходит постепенно через зону с переходной морфологией и сопровождается закономерным изменением параметров
сегментов. С севера на юг наблюдается уменьшение длины осевых вулканических сегментов
и увеличение размеров поперечных НТС, а также сокращение величины перекрытий (рис. 2б).
Вулканические хребты в северной части хребта
с морфологией осевого поднятия оказываются в
среднем на 10 км длиннее, чем хребты, расположенные в зоне с морфологией рифтовой долины.
Хребет Кольбейнсей протягивается на 650 км
к северу от о. Исландия от 67° с.ш. до 71°40' с.ш.
Он представляет собой молодую рифтовую систему, сформировавшуюся в результате перескока оси спрединга отмершего хребта Эгир к
западу (рис. 3а). Наиболее древняя магнитная
аномалия, отслеженная в прилегающих акваториях – 13 (36-37 млн. лет назад) (Vogt et al., 1980).
С юга хребет ограничен сложноустроенной разломной зоной Тьорнес, чье формирование началось ~ 36-30 млн. лет назад (Riedel et al., 2006).
Общее простирание хребта составляет 15-22°.
Скорость спрединга изменяется от 1.85 см/год
(67° с.ш.) с направлением в 105° до 1.7 см/год
(71°40' с.ш.) с направлением в 110° (De Mets et al.,
2010). Таким образом, угол α составляет 80-85°.
В отличие от других хребтов региона, хребет Кольбейнсей сегментирован трансформными нарушениями (Appelgate, 1995). Это ТР Спар
(69° с.ш., 34 км смещения) и ТР Эгвин (70°40' с.ш.,
36 км смещения) (рис. 3а, 3г). Сегменты второго
порядка разбиваются нетрансформными смещениями с амплитудой не более 7-8 км. Спрединг на хребте развивается субортогонально.
Неовулканическая зона шириной 8-10 км представлена в южной части хребта системой подводных гор и конусов, занимающих вершинную
часть осевого поднятия шириной 40-50 км, высотой 300-500 м. Средняя часть хребта между
ТР Спар и Эгвин характеризуется редуцированной рифтовой долиной. Ее ширина изменяется от 3 до 13-15 км, глубина от 500 (на юге) до
1500 м (на севере). Днище долины занято неовулканической зоной шириной 4-12 км, с характерными скоплениями вулканических конусов
(рис. 3б, 3в). В северной части сегмента наблюдаются крупные вулканические хребты высотой 400-500 м, шириной 3-5 км. Для хребта характерна более глубокая и широкая рифтовая
долина (до 2.5 км и 15-20 км, соответственно).
Ее днище шириной 10-13 км занято вулканическими хребтами высотой до 700-800 м (Kodaira
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
Рис. 3. Морфоструктурные особенности хребта Кольбейнсей: а –батиметрическая карта (GEBCO_08 grid,
ver. 20100927), стрелками показано направления раздвижения плит; б-в – структурные схемы рифтовой
зоны хребта Кольбейнсей (Appelgate, 1995); г – изменение рельефа вдоль рифтовых зон хребта Рейкьянес,
о.Исландия и хребта Кольбейнсей, расстояние указано от центра Исландского плюма по (Hooft et al., 2006)
c дополнениями. 1 – ось спрединга; 2 – разломы; 3 – молодые лавовые потоки; 4 – вулканы.
et al., 1997). Сбросы ориентированы субортогонально растяжению (рис. 3б,3в).
Хребет Кольбейнсей демонстрирует асимметрию потока астеносферного вещества от
Исландского плюма. В южной части его осевая
зона выходит на поверхность (о. Кольбейнсей) и
отличается обильными проявлениями вулканизма вдоль всего простирания хребта, но мощность
коры здесь несколько меньше, чем на хребте Рейкьянес. В южной части она составляет 12.1±0.4 км,
а севернее 67°20' с.ш. сокращается до 9.4±0.2 км
(Hooft et al., 2006). Морфологические проявления вдольосевого астеносферного потока вещества также менее выражены в сравнении с хребтом Рейкьянес: рифтовая долина глубже, осевое
поднятие мельче и уже, однако осевые хребты
даже более выражены по причине ортогонального спрединга.
На вдольосевом профиле (GEBCO_08 grid,
ver. 20100927), проходящем через рифтовые зоны
хребтов Рейкьянес, Кольбейнсей и рифтовую
зону Исландии видны различия вдольосевой
расчлененности рельефа дна (рис. 3г). На хребте
Рейкьянес участок с морфологией осевого под-
нятия протягивается на 500 км от побережья
Исландии, аналогичный участок с осевым поднятием на хребте Кольбейнсей – на 400 км. Данный отрезок хребта Кольбейнсей резко заглубляется до 1800-1900 м на расстоянии 40-50 км
(ТР Спар). Крайний северный участок рифтовой
зоны хребта, вероятно, находится в зоне влияния горячей точки о. Ян-Майен, чем и объясняются его аномально низкие глубины. На хребте
Рейкьянес вдольосевой профиль заглубляется
от 0 до 1000 м на расстоянии 200 км от Исландского побережья. Каких-либо крупных нарушений на хребте нет, а небольшие нетрансформные смещения (НТС) обладают относительной
глубиной не более 200-500 м. Влияние Исландского плюма на рельеф и структурообразование
спрединговых хребтов к югу прослеживается на
800-850 км (осевое поднятие и переходная морфологиия, резкое заглубление оси), а в менее выраженной форме – и до 1200-1300 км (редуцированная рифтовая долина, отсутствие трансформных разломов, косой спрединг). К северу
влияние плюма прослеживается на 500-600 км.
Избыточное магмоснабжение и прогретость
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
63
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОХАН и др.
мантии наблюдаются вдоль всей осевой зоны
хребтов Рейкьянес и Кольбейнсей, о чем свидетельствуют повышенные значения толщины
коры. Таким образом, на профиле (рис. 3б) прослеживается различие во вдольосевой расчлененности рельфа рифтовых зон, наличие крупных нарушений 2-го порядка на хребте Кольбейнсей и их отсутствие на хребте Рейкьянес,
а также асимметричное влияние Исландского плюма.
Хребет Мона простирается на 600 км от
о. Ян-Майен (71° с.ш.) до соединения с хребтом
Книповича в районе 73°30' с.ш. и 8° в.д. (рис. 1).
Сочленение реализуется без трансформного смещения (рис. 4б). Рифтовая зона хребта имеет простирание в 60°. Направление спрединга составляет 115° (De Mets et al., 2010). Таким образом, угол
α составляет 55°. Скорость спрединга на хреб-
те – 1.6 см/год. Хребет не нарушен трансформными смещениями (рис. 4б). Рифтовая долина
достигает глубины 2500-3500 м, а ограничивающие ее фланговые горы – 1000-2000 м. С юга на
север рифтовая долина заглубляется от 2200 до
3500 м (Geli et al., 1994). Ширина рифтовой долины составляет 12-25 км. Ее днище шириной
10-15 км занято вулканическими хребтами высотой 300-500 м, аналогичными по строению с
обнаруженными на хребте Рейкьянес. Они выстраиваются по азимуту 30-35° субортогонально
направлению спрединга. Вулканические хребты
разделяются депрессиями длиной 30-50 км, шириной 15-20 км с простиранием, субпараллельным направлению растяжения или бортам рифтовой долины (рис. 4а, в, г) (Geli et al., 1994).
На основе данных экспериментального моделирования Дотей и Брюн (Dauteuil, Brun, 1993)
Рис. 4. Рельеф и структурные особенности хребта Мона: а ‒ батиметрическая карта хребта и прилегающих
акваторий; б ‒ батиметрическая карта участка рифтовой зоны, стрелками показано направления раздвижения плит (GEBCO_08 grid, ver. 20100927); в ‒ детальная батиметрическая карта осевой части рифтовой
зоны (Geli et al., 1994); г ‒ структурная схема осевой части рифтовой зоны (Пейве, 2009). 1 ‒ поднятия, субортогональные растяжению; 2 ‒ впадины, субпараллельные растяжению; 3 ‒ борта рифтовой долины;
4 ‒ положение осей локальных впадин в рифтовой долине; 5 ‒ линейные поднятия в рифтовой долине;
6 ‒ оси поднятий на флангах хребта; 7 ‒ оси впадин на флангах хребта; 8 ‒ направление раздвижения плит;
9 ‒ зоны аккомодации напряжений.
64
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
предположили, что данные депрессии являются зонами аккомодации напряжений на аккреционных вулканических сегментах без разрыва сплошности рифтовых структур. Их формирование произошло в результате перестройки спрединга с ортогонального на косой около
33 млн. лет назад. Зона деформаций из-за слабого прогрева литосферы и серпентинизации тонкой коры была и остается довольно узкой. Трансформные разломы не получили развития, а система из двух разнонаправленных структур развивается вплоть до настоящего времени.
Океани ческа я кора на хребте в районе
72°20' с.ш. и 1°30' в.д. редуцирована, ее мощность
составляет 4-4.5 км (Klingelhofer et al., 2000).
Хребет Книповича протягивается на 550 км
вдоль континентальной окраины архипелага
Шпицберген от 73°45' до 78°35' c.ш. (рис. 1). Хребет начал формироваться 30-35 млн. лет назад в
рамках древней сдвиговой зоны между хребтами Гаккеля и Мона в условиях сочетания сдвиговых и раздвиговых напряжений (Соколов, 2011;
Crane et al., 2001).
Долина хребта не нарушена трансформными смещениями (рис. 5а). Скорость спрединга
на хребте составляет 15-17 мм/год. Азимут простирания хребта меняется в районе 75°50' с.ш.
Севернее этой широты хребет имеет ориентировку 0°-7°(среднее 3.5°), а южнее 343°-350°(среднее 347°) (Curewitz et al., 2010) (рис. 5б). С учетом
предсказанного по модели кинематики литосферных плит MORVEL (DeMets et al., 2010) направления раздвижения плит для отрезка хребта в 307° отклонение от нормального направления спрединга (угол α) в северной части хребта
равно 53°, а в южной 37° (Curewitz et al., 2010). На
рис. 5б приведены кинематические параметры
спрединга по (Curewitz et al., 2010). Для северно-
Рис. 5. Морфоструктурные и кинематические особенности строения хребта Книповича: а – батиметрическая карта хребта и прилегающих акваторий (GEBCO_08 grid, ver. 20100927); б – морфоструктурная схема
(стрелками показаны кинематические параметры спрединга по (Curewitz et al., 2010)); в – кинематическая
схема. 1 – впадины; 2 – внеосевые следы магматических поднятий; 3 – поднятие внутреннего угла трансформного разлома Моллой; 4 – микроконтинент Ховгард; 5 – оси магматических поднятий; 6 – крупнейшие магматические поднятия относительной высотой более 500 м; 7 – бровки рифтовой долины; 8 – ось
спрединга; 9 – амагматические сегменты; 10 – магматические сегменты; 11 – региональное направление
раздвижения плит; 12 – кинематические компоненты спрединга (в центре вектор спрединга, по краям –
компоненты сдвига и растяжения); 13 – зона сжатия. 1М-6М – магматические сегменты, А-Е – амагматические сегменты. Цифры рядом с буквенными обозначениями амагматических сегментов показывают соотношение сдвиговых и раздвиговых напряжений в кинематике спрединга на каждом сегменте.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
65
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОХАН и др.
го участка хребта: простирание рифтовой зоны
хребта – 0°, направление раздвижения плит – 307°,
перпендикуляр к простиранию – 270°, 90° - α = 37°,
α = 53°. Для южного участка хребта: простирание рифтовой зоны хребта – 347°, направление
раздвижения плит – 307°, перпендикуляр к простиранию – 257°, 90° - α = 50°, α = 40°.
На хребте Книповича было выделено 5 поднятий (Зайончек и др., 2010; Crane et al., 2001),
к которым приурочены районы изменения простирания оси хребта (рис. 5б). Высота поднятий
составляет 0.5-1.1 км, их длина варьирует от 4.5 до
18 км, а ширина – от 3.6 до 13.7 км. Все поднятия
ориентированы субортогонально направлению
растяжения и прослеживаются во внеосевой морфологии в виде цепочек подводных гор протяженностью 30-50 км (Crane et al., 2001). Поднятия
разделяют глубокие троги глубиной 3.4-3.7 км.
Они характеризуются U-образным (на юге) или
V-образным (на севере хребта) поперечным профилем, с шириной по бровкам 15-20 км, а по днищу – 9-14 км (Crane et al., 2001). Океаническая
кора под рифтовой долиной хребта Книповича
в пределах трогов отличается аномально низкой
(3-3.5 км) мощностью (Kandilarov et al., 2010;
Ritzman et al., 2002). На участках поднятий мощность коры возрастает до 4.5-5 км (Kandilarov et
al., 2010).
На основании батиметрических и кинематических данных (Зайончек и др., 2010; Crane et
al., 2001; Curewitz et al., 2010; DeMets et al., 2010)
были составлены морфоструктурная и кинематическая схема хребта Книповича (рис. 5б, 5в).
Соотношение эффективных, или нормальных составляющих скорости с тангенциальными, или сдвиговыми скоростями, стабильно колеблется около единицы вдоль сегментов хребта.
Только сегмент, обозначенный буквой Б характеризуется значительным превышением сдвиговой компоненты над раздвиговой (0.66) (рис. 5в).
Соответственно на всем протя жении хребта неоднократно изменяется степень отклонения спрединга от ортогонального. Показатель α
равный разности между простиранием сегмента хребта и направлением раздвижения изменяется от 33° (сильно сдвиговый сегмент Б) до 63°
(сегмент Г в северной части хребта).
Северный участок хребта характеризуется более ортогональным спредингом. Среднее
простирание рифтовой зоны здесь составляет 0°,
угол α равен 53°. Южный участок характеризуется большей долей сдвиговой компоненты в
спрединге. Среднее простирание хребта здесь
составляет 347°, угол α равен 40°. Относительно
небольшие различия в кинематике растяжения
на данных участках хребта отражаются в рельефе рифтовой зоны. На севере хребта высота и
длина магматических сегментов больше, рифто66
вая долина глубже, изрезанность рельефа выше,
сдвиговые сегменты более короткие. Увеличение
сдвиговой компоненты приводит к сокращению
объемов дайкообразования и магмоснабжения,
нормального сбросообразования и, как следствие, к изменению морфологии хребта.
По данным (Сurewitz et al., 2010) для поднятий характерно преобладание разломов субортогональных растяжению. Их среднее простирание составляет 20-25°. Разломы длинные и хорошо выраженные. Для районов трогов характерно преобладание разломов, субпараллельных направлению растяжения (простирание по
азимуту в 5-10°).
В пределах поднятий в изобилии встречаются вулканические постройки центрального типа,
свежие лавовые потоки, очаги гидротермальной
активности (Зайончек и др., 2010; Crane et al.,
2001). Каждому из них соответствует минимум
мантийных аномалий Буге, причем относительное превышение прямо пропорционально величине минимума аномалии. Следы этих поднятий
прослеживаются вне оси на 50-60 км, что свидетельствует о стабильности сегментации хребта на
протяжении последних 10-15 млн. лет. В пределах
трогов вулканизм редуцирован и связан с короткоживущими вулканическими образованиями.
Таким образом, поднятия выступают в роли
магматических сегментов-ареалов проявления
сфокусированного вулканизма, мантийного апвеллинга и сбросовой тектоники, типичной для
рифтовых зон СОХ. В условиях высокой доли
компоненты сдвига в кинематике спрединга
хребта между поднятиями сформировалась система трогов – аналогов трансформных смещений. В пределах этих структур вулканизм сильно редуцирован, либо практически отсутствует. Расстояния между магматичными сегментами хребта Книповича варьирует в широких
пределах от 30 до 145 км (Crane et al., 2001; Okino
et al., 2002). На более медленном хребте Гаккеля расстояние между крупными вулканическими центрами увеличивается до 100-150 км, при
средней глубине рифтовой долины 4100 м, тогда как для более быстрого спредингового хребта
Мона со средними глубинами рифтовой долины
3000-3500 м поднятия в рифтовой долине хребта
встречаются через каждые 30-50 км.
Хребет Гаккеля формирует границу между
Евразийской и Американской плитами. Он простирается субширотно примерно на 1800 км от
6° з.д. до 125° в.д. Скорость спрединга на хребте варьирует от 14-15 мм/год до 6-7 мм/год, ее
значения наименьшего для всей системы СОХ.
Спрединг на протяжении большей части хребта
ортогонален, среднее простирание оси составляет
30-50°, среднее направление растяжения – 120-140°
(DeMets et al., 2010). Угол α составляет 80-100°.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
Исключение составляет участок, где хребет изгибается к северу и спрединг обладает сдвиговой
компонентой и угол α составляет 30-40°. Вдоль
всего протяжения хребет Гаккеля не нарушен
трансформными разломами, амплитуда крупнейших нетрансформных смещений не превышает 10-12 км.
На основании морфологических особенностей и глубинного строения на хребте были
выделены три суперсегмента: западный вулканический (ЗВС), центральный амагматический
(ЦАС) и восточный вулканический (ВВС) (рис.
6а-в) (Cochran, 2008; Cochran et al., 2003; Michael
et al., 2003). На более низком уровне сегментация
Рис. 6. Морфоструктурные особенности хребта Гаккеля: а ‒ батиметрическая карта хребта и прилегающей
акватории (GEBCO_08 grid, ver. 20100927), б ‒ структурная схема участка хребта; в ‒ вдольосевой профиль по
данным (Michael et al., 2003); г-ж ‒ поперечные батиметрические профили по данным (Cochran et al., 2003).
1 ‒ поднятия рифтовых гор; 2 ‒ перпендикулярные оси поднятия; 3 ‒ границы морфологических провинций
хребта; 4 ‒ вулканические центры; 5 ‒ бровки рифтовой долины; 6 ‒ оси перпендикулярных оси поднятий.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
67
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОХАН и др.
хребта сформирована чередующимися магматическими поднятиями и амагматическими
впадинами. В пределах ЗВС расстояние между
поднятиями составляет 20-30 км, в пределах ЦАС
было обнаружен только один крупный вулканический центр, в пределах ВВС расстояние между
ареалами вулканизма составляет 80-150 км.
Западный вулканический сегмент протягивается на 220 км от 7° з.д. до 3° в.д. (рис. 6б, 6в).
Скорость спрединга здесь варьирует от 15 до
13.5 мм/год. Днище рифтовой долины располагается на глубинах 3.8-4 км. Каждые 20-30 км в
его пределах наблюдаются крупные вулканические хребты высотой 1.2-1.5 км. Длина вулканических хребтов составляет 15-25 км, а ширина
днища рифтовой долины – 10-15 км. Количество
вулканов в рифтовой зоне достигает 55% от их
числа на участке САХ от 22 до 26° с.ш. Их плотность составляет 31/1000 км2, а средняя высота –
29.5 м, что в два раза ниже соответствующих показателей для САХ (Cochran, 2008). Борта долины состоят из серии крутопадающих сбросов и рифтовых террас. Крутизна бортов достигает 45-70°. В западной части ЗВС протяженная
стенка сбросового уступа высотой около 1000 м
достигает длины в 65-70 км. Ширина блоков
меньше, а высота сбросов больше на северозападном борту долины по сравнению с юговосточным, что, вероятно, связано с асимметрией
разломообразования. В результате драгирования
на дне рифтовой долины и на ее бортах были
подняты базальты (Michael et al., 2003). Данный
участок отличается нормальными значениями
аномального магнитного поля ΔТа в диапазоне
400-1000 нТл (Cochran et al., 2003). Толщина коры
на участке ЗВС по данным (Jokat, Schmidt-Aursch,
2007) составляет 2.5-4.9 км.
Протяженность ЦАС на участке от 3° в.д.
до 30° в.д. составляет около 300 км (рис. 6б, 6в).
Скорость спрединга здесь варьирует от 13.5 до
12.7 мм/год. При переходе через скорость спрединга в 13.5 мм/год в районе 3° в.д. рифтовая ось
резко заглубляется и достигает глубины 5450 м
(рис. 6в). На всем протяжении отрезка хребта наблюдается один крупный вулканический центр в
районе 19° в.д. и два редуцированных – в районе
13° и 17° в.д. (рис. 6д). На остальной части рифтовой долины не обнаружено свежих лавовых потоков и вулканических построек (Cochran, 2008;
Cochran et al., 2003). Вулканические постройки
располагаются только на бортах рифтовой долины. Отсутствие магматической активности наблюдается в условиях субортогонального растяжения. Днище рифтовой долины располагается на глубинах 5000-5500 км и состоит из серии удлиненных впадин (рис. 6а). Поперечный
профиль долины V-образный с пологими (крутизной не более 20-25°) и длинными склонами.
68
Ширина выровненного днища не превышает
5-10 км. Сбросовые нарушения на склонах встречаются крайне редко. Редуцированные вулканические центры выражены в рельефе изометричными постройками высотой не более 500-600 м,
диаметром 10-15 км.
При переходе от ЗВС к ЦАС наблюдаются изменения и во внеосевой морфологии. Уникальной формой внеосевого рельефа является система валообразных поднятий высотой 1.5-2 км,
с пологими симметричными склонами и узкими
(1-2 км) вершинными поверхностями (рис. 6г-ж).
Ширина таких поднятий достигает 12-20 км.
Сбросовые нарушения в их пределах наблюдаются редко, и каких-либо следов вулканической
активности не фиксируется. При драгировании
с их склонов были подняты серпентинизированные перидотиты. Вдоль оси сбросовые нарушения протягиваются на 50-70 км, повторяя
общее простирание рифтовой долины хребта.
На противоположном борту долины наблюдаются системы квестообразных поднятий, что свидетельствует об асимметрии наращивания валообразных структур. Идентичные структуры
были описаны М. Кеннэт с соавторами (Cannat
et al., 2006) во внеосевой морфологии амагматической части ультрамедленного Юго-Западного
Индийского хребта.
В пределах региона от 3° до 17° в.д. в отработанных драгах преобладают диабазы, габбро,
серпентинизированные перидотиты. Базальты были подняты только со склонов редуцированного вулканического центра 13° в.д. (Michael
et al., 2003). Геохимические характеристики базальтов, обнаруженных на склонах редуцированных вулканических центров, указывают на высокую истощенность, большую глубину и малую
долю плавления пород мантии. (Michael et al.,
2003). Это подтверждается малой толщиной коры
на участке ЦАС, которая составляет 1.3-2.5 км,
в среднем не превышая 2 км (Jokat, SchmidtAursch, 2007). Согласно данным гравитационного
моделирования (Cochran et al., 2003), кора с толщиной слоя 2 > 0.8-1 км наблюдается в пределах
ЦАС только в районе вулканического поднятия
19° в.д. Практически полное отсутствие магматической активности и в условиях относительно
пониженного прогрева литосферы может приводить к формированию очень толстой литосферы. В таких условиях расплав использует для
проникновения к поверхности краевые сбросовые разломы рифтовой долины. Действительно,
на флангах долины было зафиксировано 39 вулканических построек, тогда как в ее центральной части всего 9. Все постройки сосредоточены
в районе вулканических центров. Это составляет
5 % от числа вулканических построек на участке
САХ от 22 до 26° с.ш. (Cochran, 2008).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
Протяженность ВВС от 30° в.д. вплоть до
94° в.д. составляет около 600-750 км, восточнее
детальные исследования на хребте не проводились (рис. 6б, в). Плотность вулканических построек составляет 14.4 /1000 км2 , средняя высота – 22.9 м (Cochran et al., 2008). Скорость спрединга здесь варьирует от 10 до 12.7 мм/год. Количество вулканических построек составляет около 25% от встречающегося на участке САХ от 22°
до 26° с.ш. (Cochran, 2008).
Основной чертой рельефа является наличие
крупных поднятий, перпендикулярных рифтовой оси. Расстояние между ними варьирует от
50 до 150 км (рис. 6б). Во внеосевой морфолологии они прослеживаются в рельефе на 100-150 км
по обе стороны от оси, что соответствует возрасту
в 25-30 млн лет (Cochran et al., 2003; Jokat et al.,
2003). В пределах днища рифтовой долины этим
поднятиям соответствуют вулканические хребты
высотой до 1.5-2 км и длиной 20-35 км. Для днища
долины характерны глубины в 4.5-5 км, ширина
12-15 км. Склоны долины расчленены сбросами,
достигают крутизны в 45-60°. В районе 37° в.д.,
55° в.д., 85° в.д., 93° в.д. располагаются локальные
вулканические центры, не выраженные в рельефе за пределами рифтовой долины. Все поднятия
разделяются трогами с выровненным днищем и
свежими лавовыми потоками.
Региональное направление раздвижения
плит составляет на восточном участке хребта
Гаккеля 0° (DeMets et al., 2010). При этом хребет
имеет простирание 45-50°. Спрединг осложнен
небольшой сдвиговой компонентой ‒ угол α равен
45-50°. Вулканические поднятия ориентируются
субортогонально направлению растяжения, а
разделяющие их троги – субпараллельно ему.
Толщина коры локально возрастает в районе
вулканических поднятий. В прилегающих впадинах толщина коры минимальна и составляет
2.5-3.3 км (Jokat et al., 2003; Jokat, Schmidt-Aursch,
2007).
В пределах рифтовых гор и на флангах хребта поднятия типа аккреционных валов, характерные для ЦАС, не встречаются. Внеосевой рельеф представлен платообразными возвышенностями с глубиной вершинных поверхностей
около 3.5-4 км.
Таким образом, хребет Гаккеля демонстрирует три различных геодинамических обстановки ультрамедленного спрединга. В пределах ЗВС
процессы аккреции, рельефообразования и геологическое строение близки по своим характеристиками к медленно-спрединговым. Но вулканическая активность и толщина коры здесь ниже,
чем на САХ. Вероятно, это обусловлено молодостью данного участка хребта – его формирование происходило в период после аномалии 13
(36-37 млн лет назад) в результате расчленения
хребтом Гаккеля магматического плато ЕрмакМорисс-Джессуп (Глебовский и др., 2006), а также, возможно, относительно повышенной температурой мантии (Cochran et al., 2008). В пределах ЦАС спрединг амагматичен. Толщина коры
минимальна, и на поверхность дна экспонируются породы мантии. Вероятно, это обусловлено не только падением скорости спрединга ниже
13.5 мм/год, и интенсивности магмоснабжения,
но и наличием крупномасштабной мантийной
неоднородности (Goldstein et al., 2008) и относительно пониженной температурой мантии. Вулканическая активность в пределах ВВС несколько повышается, но остается ниже по сравнению
с ЗВС. Здесь наблюдается косой спрединг, который сокращает и без того низкий магматический бюджет. В условиях низкой магматической активности и косого спрединга вулканизм
фокусируется в удаленных на 50-150 км вулканических центрах соединенных магматически
слабо активными участками, субпараллельными растяжению.
МЕТОДИКА ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОГО
МОДЕЛИРОВАНИЯ
С целью объяснения наблюдаемой морфоструктурной сегментации данных спрединговых
хребтов нами было проведено экспериментальное моделирование, учитывающее особенности
их строения. При моделировании использовались установка и методики, описанные в работе
(Грохольский, Дубинин, 2006). Модельный материал представляет собой коллоидную систему,
основу которой составляют жидкие (минеральное масло) и твердые (церезин, парафин) углеводороды. Он отвечает условиям подобия, описанным в работе (Шеменда, 1983).
Скорость спрединга в модели составляла ~
1.67·10-5 м/с и 0.9·10-5 м/с. В модели изменялись
следующие параметры: ширина W зоны прогрева
(рифтовой зоны), толщина H хрупкого слоя коры
в осевой зоне, угол наклона рифтовой (ослабленной) зоны относительно направления растяжения. Эксперименты воспроизводили геодинамические условия рассмотренных хребтов. Для
хребтов Рейкьянес, Кольбейнсей, Мона, Книповича задавались наклонные ослабленные зоны
(косой спрединг). Их ориентировка составляла
80° относительно направления растяжения для
хребта Кольбейнсей, 55° – для хребта Мона и 65° –
для хребта Рейкьянес, 50, 40 и 35° – для хребта
Книповича. При моделировании хребта Книповича в модели задавалась ослабленная (рифтовая) зона геометрически повторяющая расположение хребтов Гаккеля, Книповича и Мона.
В случае хребтов Кольбейнсей и Рейкьянес воспроизводились геодинамические условия трех
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
69
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОХАН и др.
их провинций с различной морфологией. Условия провинций с морфологией осевого поднятия приближенных к о. Исландия, моделировались с минимальной мощностью хрупкого слоя и
максимальной шириной зоны прогрева: H=2 мм,
W=4 см; H=1 мм, W=4, 5, 6 см. Условия провинций с переходной морфологией моделировались
с параметрами: H= 3 мм и W=3 см; H= 2, 3 мм
и W= 2, 3 см. Для провинций с морфологией
осевой долины параметры составили: Н=3 мм
и W=2 см; Н=3, 4 мм и W=2, 2.5 см для хребтов Рейкьянес и Кольбейнсей соответственно.
Условия на хребте Гаккеля воспроизводились
в экспериментах со следующими параметрами:
ЗВС – W=4 см, H=4, 5мм, ЦАС – W=2 см, H=8 мм;
ВВС – W=3 см, H=6, 7 мм.
РЕЗУЛЬТАТЫ ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОГО
МОДЕЛИРОВАНИЯ
Хребет Рейкьянес. Образующиеся в процессе растяжения модели трещины носили
S-образный, эшелонированный характер. В процессе образования они занимали положение максимально ортогональное направлению растяжения, затем удлинялись и соединялись (рис. 7).
В пределах тонкой модельной литосферы и
относительно широкой ослабленной зоны трещины отличались значительными размерами,
хорошей выраженностью, эшелонированностью
и в то же время рассредоточенностью по всей ширине ослабленной зоны (рис. 7а). Мелкие трещины здесь практически отсутствуют. Изначально трещины закладывались под углом ~ 70-80°
к направлению растяжения. Уменьшение ширины ослабленной зоны приводило к уменьшению угла наклона образующихся трещин отно-
Рис. 7. Результаты экспериментов по моделированию структурообразования в осевой зоне хребта
Рейкьянес (фотографии, вид сверху). Эксперименты, воспроизводящие условия северной провинции
(а): H=1 мм, W=5; центральной переходной провинции (б): H=2 мм, W=2 см; южной провинции хребта
(в): H=3 мм, W=2 см.
70
сительно направления растяжения (рис. 7б, 7в).
При увеличении толщины хрупкого слоя в модели развивалась похожая картина. Если, наряду с
увеличением толщины хрупкого слоя, уменьшалась ширина ослабленной зоны, в модели формировалась более мелкая сегментация, то есть размер трещин и смещение между ними уменьшалось (рис. 7б, 7в). При моделировании юж ной провинции
хребта трещины носили ярко выраженный мелко
сегментированный характер (рис. 7в). Они отличались небольшими размерами, возрастала роль
небольших смещений между ними, развивающихся по типу нетрансформных. Мелкие трещины формировали более крупные сегменты и
закладывались ортогонально спредингу, местами под углом 75-80° (рис. 7в). В некоторых трещинах присутствовали короткие сдвиговые сегменты, которые простирались под углом к направлению растяжения. При увеличении хрупкого слоя
в ослабленной зоне до 3-4 мм и уменьшении ширины ослабленной зоны до 2 см трещины постепенно теряли первоначальные черты, отклоняясь от S-образной формы (рис. 7в). Все большую
роль начинали играть трещины небольшого размера, группирующиеся в скопления и реализующие растягивающие напряжения в модели.
Эксперименты показали различия в морфологии трещин в зависимости от толщины хрупкого слоя литосферы. Степень их сегментированности возрастает с возрастанием его мощности.
В реальных условиях по трещинам закладываются осевые магматические хребты, так как расплав
использует их для продвижения к поверхности.
В более крупном масштабе в модели трещины
соответствуют сегментации всей зоны нарушений. При движении на юг с увеличением мощности хрупкого слоя литосферы хребты становятся короче. Это соответствует результатам проведенных экспериментов (рис. 7).
Образующиеся в экспериментах эшелоны
S-образных трещин, вследствие наклона ослабленной зоны, смещались друг относительно
друга в одну сторону. Их простирание составляло 70-80° к оси растяжения (рис. 7), то есть они
стремились расположиться более ортогонально
к направлению растяжения, чем общее простирание ослабленной и утоненной рифтовой зоны.
Таким образом, особенности морфологии
рифтовой зоны хребта Рейкьянес и характер
структурообразования при разрушении хрупкой части литосферы изменяются по мере удаления от о. Исландия. Эти изменения в значительной степени обусловлены изменением степени прогретости мантии (шириной зоны прогрева), наличием или отсутствие коровых короткоживущих магматических очагов и толщиной
эффективно-упругого слоя осевой литосферы.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
Хребет Кольбейнсей. В модели при небольшом
наклоне широкой ослабленной зоны и небольшой толщине хрупкого слоя модельной коры в ее
пределах трещины закладывались практически
ортогонально растяжению. Формировались как
крупные трещины длиной до 4 см, принимавшие
слабо выраженную S-образную форму, так и небольшие трещины длиной 0.5-0.8 см, с четкими
сдвиговыми окончаниями. Величина смещений
между трещинами была минимальной. Сдвиговые трещины в их пределах не закладывались, а
сами смещения развивались по типу небольших
перекрытий с амплитудой не более 0.2-0.5 см
(рис. 8а). Похожа я картина наблюдается в
пределах южной части хребта Кольбейнсей,
где неовулканическая зона с вулканическими
постройками практически не смещается НТС
и состоит из длинных вулканических хребтов,
ориентированных субортогонально относительно направления растяжения (рис. 8г).
В пределах толстой литосферы и узкой
ослабленной зоны в модели трещины также закладывались практически ортогонально растяжению (рис. 8б, 8в). Сегменты трещин отличались прямолинейностью, S-образная форма трещин не отмечалась. При этом сегменты соединялись четко выраженными сдвигами как небольшого (0.3-0.5 см), так и крупного
(1-1.5 см) размера. Все смещения между сегментами отличались большой амплитудой (до
2-3 см) и развивались с формированием сдвиговых трещин.
Хребет Мона. Полученные результаты во
многом воспроизводили результаты экспериментов по моделированию условий структурообразования в южной провинции хребта Рейкьянес.
Важным отличием было формирование в структуре модели хорошо выдержанных сдвиговых
и сдвиго-раздвиговых зон между сегментами,
ортогональными направлению растяжения (рис.
9а-г). Эти сегменты формировались в процессе
наращивания модельной литосферы по типу развития литосферного клина (Malkin, Shemenda,
1991; Shemenda, Grocholsky, 1994) и постепенному
ортогональному выстраиванию первоначальных
трещин к направлению растяжения. Вдоль этих
сегментов, между зонами сдвига, происходила
аккреция валообразных поднятий. Сдвиговые
сегменты стабильно функционировали в процессе проведения экспериментов. Как правило,
они были выражены в рельефе модели в виде
линейных впадин.
Хребет Книповича. Эксперименты по моделированию структурообразования проводились,
как для всей транзитной зоны между хребтами
Мона и Гаккеля (угол α=33°), так и для отдельных сегментов хребта с характерными для них
углами α (40° и 50°).
В пределах ослабленной зоны модельного
хребта Книповича сегментация осевой зоны
отража ла существенно сдвиговый характер
деформаций. Важнейшим фактором, определяющим характер сегментации, является угол
наклона ослабленной зоны по отношению к на-
Рис. 8. Результаты экспериментов по моделированию структурообразования в рифтовой зоне хребта Кольбейнсей: а – эксперименты, воспроизводящие условия: южной провинции хребта: H = 2 мм,
W = 4 см; б – центральной провинции хребта: H = 3 мм, W = 3 см; в – северной провинции хребта:
H = 3 мм, W = 2 см; г – структурная схема рифтовой зоны хребта Кольбейнсей (Appelgate, 1995). 1 – неовулканическая зона; 2 – положение оси спрединга; 3 – сбросы.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
71
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОХАН и др.
Рис. 9. Результаты экспериментов по моделирование структурообразования в рифтовой зоне хребта
Мона: а,б – H=2 мм, W=4 см; в,г – H = 3 мм, W=2. Фотографии финальных стадий экспериментов
(а, в), дешифрированные фото (б, г). 1 – линии первоначального разрушения; 2 – положение оси спрединга;
3 – оси аккреционных валов; 4 – следы нарушений в рельефе поверхности модельной литосферы.
правлению растяжения. Была проведена серия
экспериментов, при которой этот угол менялся
от 10° до 50°. В результате моделирования было
установлено, что постепенно при увеличении
угла наклона длина сдвиго-раздвигов и раздвигов нарастает. Определяющими при наклоне в
10-20° являются чистые сдвиги. При наклоне в
20-25° наблюдается система сдвиго-раздвигов
с преобладанием сдвига. При наклоне в 25-35°
сдвиги и раздвиги характеризуются примерно
равным соотношением по длине. При угле >35°
раздвиги начинают преобладать, однако значительная компонента сдвига в их кинематике все
еще присутствует вплоть до угла 50°.
Во второй серии экспериментов была рассмотрена сегментация северного и южного участков хребта Книповича, морфологические и кинематические различия которых были описаны
ранее. Ослабленная зона, ориентированная под
72
углом в 40° моделировала южный участок хребта
(рис. 10а-в). Для нее было характерно наличие
протяженных косых сдвиго-раздвигов, ориентированных под углом в 10-15° к растяжению,
причем длина сдвигов в экспериментах была
большей. Главной отличительной особенностью
сегментации ослабленной зоны ориентированной под углом в 50° к направлению растяжения,
характерной для северного участка, является
наличие многочисленных эшелонированных
трещин преимущественно ортогональной ориентировки к направлению растяжения. При этом
практически пропадают структуры, которые
отвечают преимущественно за сдвиг (рис. 10г-е).
Рельеф дна, показанный на рис. 9в и 9е был получен в ходе детальной батиметрической съемки,
выполненной в 24-м, 25-м и 26-м рейсах НИС
«Академик Николай Страхов» (Зайончек и др.,
2010). Наиболее сложная сегментация наблю-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
Рис. 10. Результаты экспериментов по наклонному растяжению ослабленной зоны модельного хребта Книповича: а-в – ∠α=40°; г-е – ∠α=50°. Фотографии экспериментов (а, г) и дешифрированные фото (б, д); в, е –
батиметрические карты (Зайончек и др., 2010) на южный участок хребта с бассейном растяжения пуллэпарт в центральной части участка, и на северный участок хребта, соответственно. 1 – сдвиговые трещины;
2 – сдвиго-раздвиги; 3 – ось спрединга.
далась в серии экспериментов, моделирующих
геодинамическую обстановку всей транзитной
зоны от хребта Мона до хребта Гаккеля. При этом
соблюдалась общая кинематическая картина
региона, а угол наклона транзитной ослабленной
зоны составлял 30-35°. В этом случае в пределах
ослабленной зоны формировались структуры
типа «пулл-эпарт» – короткие бассейны растяжения, ориентированные либо ортогонально к
растяжению, либо под углом 10-20° к его вектору,
соединенные сдвигами и сдвиго-раздвигами. В
процессе эксперимента вначале закладывались
зоны растяжения (трещины отрыва). За ними
формирова лись сдвиговые трещины. После
соединения всех трещин в единую систему в
модели развивались структуры «пулл-эпарт».
Сегментация всей системы была нестабильна,
наблюдались многочисленные перескоки и отмирания отдельных элементов спрединговой
оси.
Хребет Гаккеля. Особенностью постановки
экспериментов по структурообразованию на
хребте Гаккеля является наличие ортогонального, очень медленного растяжения при наличии
узкой зоны прогрева и относительной толстой
осевой литосферы. Результаты экспериментов представлены на (рис. 11а, б). Первичное
разрушение происходило в виде практически
прямолинейной системы трещин. Развитие
трещин изредка сопровождалось образованием
перекрытий осей и изгибов трещин очень небольшого размера. Смещение оси по изгибам и перекрытиям не превышало 0.5-0.8 см. Длина трещин
не превышала 1-1.5 см. Характерные нарушения
наследовались в структуре наращиваемой коры
на протяжении всего эксперимента (рис. 11а, 11б).
Дальнейшая аккреция носила следующий
характер. Наращивание новой коры шло с образованием мощных валообразных поднятий, ширина которых достигала 2-2.5 см, а высота над
днищем модельной рифтовой долины – 2-3 см
(рис. 11а, 11б). Когда спрединг в модели выходил
на стационарный режим размер образующихся
структур нарастал по мере удаления от оси спрединга. В осевой части формировалась мелкоразмерная хаотичная сегментация с чередованием
впадин и разломов. По мере удаления от оси она
переходила в рельеф внеосевых аккреционных
валов все более крупного размера. Ось мигрировала в пределах наращиваемой литосферы, перескакивая в различных направлениях на расстояние, равное ширине аккреционных валов.
Однако в целом ее положение было достаточно
стабильным – она занимала срединное положе-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
73
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОХАН и др.
Рис. 11. Результаты экспериментов по моделированию структурообразования в рифтовой зоне хребта Гаккеля: а – фотография эксперимента, стрелками показано направление растяжения; б – дешифрированное
фото; в – батиметрическая карта участка хребта Гаккеля по данным (Cochran et al., 2003), стрелками показано положение крупных валообразных поднятий. 1 – перпендикулярные оси разломные зоны; 2 – участок
хаотичного рельефа модельной «рифтовой долины»; 3 – отмершие спрединговые оси; 4 – оси валообразных
поднятий; 5 – ось спрединга.
ние в структуре новообразованной коры в модели на протяжении всего эксперимента. На завершающих стадиях глубина формировавшейся
модельной рифтовой долины достигала 3-4 см.
Крупных смещений типа трансформных не наблюдалось, ось в общем виде занимала положение близкое к прямолинейному.
Наиболее отличительной особенностью ультрамедленного ортогонального спрединга оказалось наличие отчетливо выраженной фрагментации в виде субперпендикулярных оси спрединга нарушений. Эти структуры имели форму прямолинейных линеаментов и выражались в релье74
фе модели в виде понижений глубиной 1-1.5 см.
Их формирование носило унаследованный характер и было связано с первичной картиной
сегментации оси – изгибами и небольшими перекрытиями осей спрединга, которые прослеживались в структуре коры на протяжении всего эксперимента. Они располагались на расстоянии 6-8 см друг от друга. В природных условиях такие унаследованные разломные зоны могли послужить возможными районами формирования крупных вулкано-тектонических поднятий. Рельеф рифтовых гор хребта с закономерным чередованием поднятий и впадин (рис. 11в)
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
вероятно является поверхностным выражением
деформаций связанных с развитием литосферного клина и охватывающих прежде всего подкоровую часть литосферы (Malkin. Shemenda, 1991;
Shemenda, Grocholsky, 1994).
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Особенности морфологических и геологогеофизических характеристик расмотренных
ультрамедленных спрединговых хребтов и результаты экспериментального моделирования
позволяют выявить главные структурообразующие факторы, действующие в их рифтовых зонах. В случае хребта Рейкьянес определяющим
является фактор воздействия Исландской термической аномалии в условиях косого спрединга.
В результате по мере продвижения на юг от
Исландии изменяется температура мантии, магматический бюджет, толщина коры и ее хрупкой
составляющей. Это приводит к формированию
трех провинций, различающихся морфологией
рифтовой зоны и характером ее структурной сегментации. В экспериментах с различной толщиной хрупкого слоя модельной литосферы и шириной зоны прогрева была получена картина сегментации осевых трещин сходная с природной.
Структурообразование на хребте Кольбейнсей подчинено аналогичным закономерностям.
Но влияние Исландского плюма асимметрично. Рельеф хребта более расчлененный и заглубленный, спрединг развивается субортогонально, толщина коры меньше, чем в пределах рифтовой зоны хребта Рейкьянес. В рельефе рифтовой зоны благодаря субортогональному спредингу формируется система слабо эшелонированных вулканических хребтов, закладывающихся
по трещинам, более высоких и удлиненных, чем
на хребте Рейкьянес. В экспериментах была получена система протяженных слабо эшелонированных трещин, чей характер изменяется в зависимости от ширины зоны прогрева и толщины
хрупкого слоя коры.
В случае хребта Мона растяжение стабильно
развивается в условиях косого спрединга в пределах узкой зоны деформации без разрыва сплошности структур и образования трансформных
смещений. Это привело к формированию стабильной системы субортогональных растяжению
аккреционных сегментов и разделяющих их субпараллельных растяжению сдвиго-раздвиговых
зон аккомодирующих напряжения растяжения.
Проведенные эксперименты подтвердили данные предположение.
В случае хребта Книповича структурообразование обусловлено молодостью и неустойчивость хребта как формирующейся границы плит
в регионе. Сдвиговые и раздвиговые напряжения
конкурируют в кинематике растяжения каждого
сегмента хребта. В зависимости от их соотношения изменяется морфологический облик рифтовой долины каждого из сегментов. Экспериментальное моделирование показало, что даже при
незначительном изменении составляющих сдвига и раздвига и ориентировки сегментов хребта
характер структур, определяющих морфологию
рифтовой зоны, будет изменяться от сдвиговых
до сдвиго-раздвиговых. При этом формируются
бассейны растяжения типа пулл-эпарт, соединенные сдвигами и сдвиго-раздвигами различной длины. Первые выражены в рельефе в виде
ортогональных к оси растяжения вулканических
поднятий, вторые – в виде трогов и слабоудлиненных впадин с редуцированными проявлениями вулканизма.
В случае хребта Гаккеля отмечается самая
низкая из встречающихся скорость спрединга,
значительная толщина и относительно низкий
прогрев литосферы. Растяжение в отдельных частях хребта амагматично, в этом случае формируется система амагматических трогов с пологопадающими граничными сбросами. Вулканическая активность сфокусирована в отдельных магматических центрах. Их внеосевые следы расположены вкрест оси в виде крупных хребтов. Эти
хребты, предположительно, наследуют разломные зоны, образованные на стадии первоначального раскола литосферы региона.
Работа выполнена при поддержке РФФИ
(проект № 12-05-00528).
Список литературы
Глебовский В.Ю., Каминский В.Д., Минаков А.Н.
и др. История формирования Евразийского
бассейна Северного Ледовитого океана по
результатам геоисторического анализа аномального магнитного поля // Геотектоника.
2006. № 4 . С. 21-42.
Грохольский А.Л., Дубинин Е.П. Экспериментальное моделирование структурообразующих
деформаций в рифтовых зонах срединноокеанических хребтов // Геотектоника. 2006.
№ 1 . С. 76-94.
Гуревич Н.И., Меркурьев С.А. Влияние Исландского горячего пятна на осевую зону хребта
Рейкьянес: особенности морфологических
и геофизических характеристик // Вестник
КРАУНЦ. 2009. № 1. Вып. № 13. С. 63-74.
Дубинин Е.П., Грохольский А.Л., Кохан А.В., Свешников А.А. Термическое и реологическое состояние литосферы и особенности структурообразования в рифтовой зоне хребта
Рейкъянес (по результатам численного и экспериментального моделирования) // Физика
Земли. 2011. № 7. C. 30-43.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
75
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОХАН и др.
Зайончек А.В., Брекке Х., Соколов С.Ю. и др. Строение зоны перехода континент-океан северозападного обрамления Баренцева моря (по
данным 24, 25 и 26 рейсов НИС «Академик
Николай Страхов», 2006-2009 гг.) // Строение
и история развития литосферы. Вклад России в Международный Полярный Год. Т. 4.
М.: Paulsen, 2010. C. 111-157.
Меркурьев С.А., ДеМетц Ч., Гуревич Н.И. Эволюция геодинамического режима аккреции
коры у оси хребта Рейкьянес, Атлантический
океан // Геотектоника. 2009. № 3. C. 14-29.
Пейве А.А. Аккреция океанической коры в условиях косого спрединга // Геотектоника. 2009.
№ 2. С. 5-19.
Сборщиков И.М., Руденко М.В. Структура рифтовой зоны хребта Рейкъянес и Исландская
термальная аномалия // Геотектоника. 1985.
№ 2. С. 88-103.
Соколов С.Ю. Тектоническая эволюция хребта
Книповича по данным аномального магнитного поля // ДАН. 2011. Т.437. № 3. С. 378-383.
Шеменда А.И. Критерии подобия при механическом моделировании тектонических процессов // Геология и геофизика. 1983. № 10.
С. 10-19.
Appelgate B. Geophysical investigations of the
Reykjanes ridge and Kolbeinsey ridge seafloor
spreading centers. Ph. D. thesis. University of
Hawaii, 1995. 86 p.
Appelgate B., Shor A.N. The northern Mid-Atlantic
a nd Reykja nes R id ges: spread i n g center
morphology between 55°50’N and 63°00’N //
JGR. 1994. V. 99. P. 17935-17956.
Cannat M., Sauter D., Mendel V. et al. Modes of
seaf loor generation at a melt-poor ultraslowspreading ridge // Geology. 2006. V. 34. №. 7.
P. 605-608.
Cochran J.R. Seamount volcanism along the Gakkel
ridge, Arctic ocean // Geophys. J. Int. 2008.
V. 174. P. 1153-1173.
Cochran J.R., Kurras G.J., Edwards M.H., Coakley
B.J. The Gakkel Ridge: bathymetry, gravity
anomalies and crustal accretion at extremely
slow spreading rates // JGR. 2003. V. 108.
P. 2116-2137.
Crane K., Doss H., Vogt P. et al. The role of the
Spit z b er gen s he a r z one i n d et er m i n i n g
morphology, segmentation and evolution of
the Knipovich ridge // Marine Geophysical
Researches. 2001. V. 22. P. 153-205.
Curewitz D., Okino K., Asada M. et al. Structural
analysis of fault populations along the oblique,
ultra-slow spreading Knipovich Ridge, North
Atlantic Ocean, 74°30° N-77°50° N // Journal of
Structural Geology. 2010. V. 32. P. 727-740.
Dauteuil O., Brun J. Oblique rifting in a slow-spreading
ridge // Nature. 1993. V. 361. P. 145-148.
76
DeMets C., Gordon R., Argus D. Geologically current
plate motions // 2010. Geophys. J. Int. V. 181. P. 1-80.
Dick H., Lin J., Schouten H. An ultra-slow class of
spreading ridge // Nature. 2003. V. 426. P. 405-412.
GEBCO_08 grid, ver. 20100927, http://www.gebco.net
Geli L., Renard V., Rommevaux C. Ocean crust
formation processes at very slow spreading centers:
A model for the Mohns Ridge, near 72 N, based on
magnetic, gravity, and seismic data // JGR. 1994.
V. 99. P. 2995-3013.
Goldstein S.L., Soffer G., Langmuir C.H. et al. Origin
of a «Southern Hemisphere» geochemical signal
in the Arctic upper mantle // Nature. 2008.
V. 453. P. 89-94.
Hooft E.E., Brandstottir B., Mjelde R. et al. Asymmetric
plume-ridge interaction around Iceland: The
Kolbeinsey Ridge Iceland Seismic Experiment //
Geochem. Geophys. Geosyst. 2006. V. 7. P. 1-26.
Jacoby W., Weigel W., Fedorova T. Crustal structure
of the Reykjanes Ridge near 62°N on the basis
of seismic refraction and gravity data // J. of
Geodynamics. 2007. V. 43. P. 55-72.
Jokat W., Ritzmann O., Schmidt-Aursch M. et al.
Geophysical evidence for reduced melt production
on the Arctic ultraslow Gakkel mid-ocean ridge //
Nature. 2003. V. 423. P. 962-965.
J o k a t W., S c h mi d t- A u r s c h M . G e o phy s ic a l
characteristics of the ultraslow spreading Gakkel
Ridge, Arctic Ocean // Geophys. J. Int.. 2007.
V. 168. P. 983–998.
Keeton J.A., Searle R.C., Parsons B. et al. Bathymetry
of the Reykjanes Ridge // Marine Geophysical
Researches. 1997. V. 19. P. 55-64.
Kandilarov A., Mjelde R., Okino K., Murai Y. Crustal
structure of the ultra-slow spreading Knipovich
ridge, North Atlantic, along a presumed amagmatic
portion of oceanic crustal formation // Marine
Geophysical Researches. 2008. V. 29. P. 109-134.
Klingelhofer F., Geli L., Matias L. et al. Geophysical and
geochemical constraints on crustal accretion on
the very-slow spreading Mohns ridge // Geophys.
Res. Lett. 2000. V. 27. № 10. P. 1547-1550.
Kodaira S., Mjelde R., Gunarsson K. et al. Crustal
structure of the Kolbeinsey Ridge, North Atlantic,
obtained by use of ocean bottom, seismographs //
JGR. 1997. V. 102. P. 3131-3151.
Malkin B.V., Shemenda A.I. Mechanism of rifting:
consideration based on results of physical
modeling and on geological and geophysical data // Tectonophysics. 1991. V. 199. P. 193-210.
Michael P.J., Langmuir C.H., Dick H.J. et al. Magmatic
and amagmatic seaf loor generation at the
ultraslow-spreading Gakkel Ridge, Arctic Ocean // Nature. 2003. V. 423. P. 956-961.
Murton B.J., Parson L.M. Segmentation, volcanism
and deformation of oblique spreading centers:
a quantitative study of the Reykjanes Ridge // Tectonophysics. 1993. V. 222. P. 237-257.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
Okino K., Curewitz D., Asada M. et al. Preliminary
analysis of the Knipovich Ridge segmentation:
inf luence of focused magmatism and ridge
obliquity on an ultraslow spreading system //
Earth and Planet. Sc. Let. 2002. V. 202. P. 275-288.
Peirce C., Sinha M.C. Life and death of axial volcanic
ridges: Segmentation and crustal accretion at the
Reykjanes Ridge // Earth and Planet. Sc. Let.
2008. V. 274. P. 112-120.
Riedel C., Tryggvason A., Brandsdottir B. et al. First
results from the North Iceland experiment //
Marine Geophysical Researches. 2006. V. 27.
P. 267-278.
Ritzman O., Jokat W., Mjelde R., Shimamura H.
Crustal structure between the Knipovich Ridge
and the Van Mijenfjorden (Svalbard) // Marine
Geophysical Researches. 2002. V. 23. P. 379-401.
Searle R.C., Keeton J.A., Owens R.B. et al. The
Reykjanes Ridge: structure and tectonics of a
hot-spot-influenced, slow-spreading ridge, from
multibeam bathymetry, gravity and magnetic
investigations // Earth Planet. Sci. Lett. 1998.
V. 160. P. 463-478.
Sinha M.C., Constable S.C., Peirce C. et al. Magmatic
processes at slow spreading ridges: implications of
the RAMESSES experiment at 57°45’ North on
the Mid-Atlantic Ridge // Geophys. J. Int. 1998.
V. 135. P. 731-745.
Shemenda A.I., Grocholsky A.L. Physical modeling
of slow seafloor spreading // JGR. 1994. V. 99.
P. 9137-9153.
Smallwood J.R., White R.S. Crustal accretion at the
Reykjanes Ridge, 61-62° N // JGR. 1998. V. 103.
P. 5185-5201.
Vogt P., Johnson G., Kristjansson L. Morphology
and magnetic anomalies north of Iceland //
J. Geophysics. 1980. V. 47. P. 67-80.
Weir N.R. W., W hite R.S., Brandsdottir B. et al.
Crustal structure of the northern Reykjanes ridge
and Reykjanes peninsula // JGR. 2001. V. 106.
P. 6347-6368.
White R.S., McKenzie D., O'Nions R.K. Oceanic
crustal thickness from seismic measurements and
rare earth element inversions // JGR. 1992. V. 97.
P. 19683-19715.
GEODYNAMICAL PECULIARITIES OF STRUCTURE-FORMING
IN ARCTIC AND POLAR ATLANTIC SPREADING RIDGES
A.V. Kokhan1, E.P. Dubinin2, A.L. Grokholsky2
2
1
Lomonosov Moscow State University, Geographical faculty, Moscow,
Lomonosov Moscow State University, Museum of Earth Sciences, Moscow
The paper is dedicated to peculiarities of structure-forming in rift zones of ultra-slow spreading Reykjanes,
Kolbeynsey, Mohns, Knipovich and Gakkel ridges. Each of them develops in specific geodynamical
environment. Analyses of information covering structure-forming in rift zones of theses ridges together
with experimental studies let to distinguish key geodynamical factors defining morphology and formation
of structures of their rift zones.
Keywords: ultra-slow spreading, structure-forming, relief, experimental studies.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
77
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
УДК 553.04 (26)
ПЕРВЫЕ ДАННЫЕ О ГЕОЛОГИЧЕСКОМ СТРОЕНИИ ГАЙОТА БУТАКОВА,
МАГЕЛЛАНОВЫ ГОРЫ, ТИХИЙ ОКЕАН
© 2012 М.Е. Мельников1, С.П. Плетнев2, Т.Е. Седышева1,
Ю.Д. Захаров3, В.В. Иванов1, Т.А. Пунина3, В.Д. Худик3
1
Государственный научный центр Российской Федерации «Южное научно-производственное
объединение по морским геологоразведочным работам», Геленджик, 353470
2
Тихоокеанский океанологический институт ДВО РАН, Владивосток, 690048
3
Дальневосточный геологический институт ДВО РАН, Владивосток, 690048
По результатам геолого-геофизических исследований выявлены основные закономерности геологического строения гайота Бутакова. Дана общая характеристика морфологии гайота, как индивидуальные особенности отмечено низкое батиметрическое положение вершинной поверхности и
меридиональная ориентация основания. В строении осадочной толщи выделены комплексы пород
апта-турона, сантона-маастрихта, позднего палеоцена-эоцена, миоцена и нелитифицированные
плиоцен-четвертичные осадки. Показана широкая обнаженность на поверхности относительно
древних меловых пород. На основании анализа строения аномального магнитного поля, рельефа
дна, геологических особенностей сделан вывод о серьезной роли тектонических воздействий на
формирование геологической структуры гайота.
Ключевые слова: гайот, стратиграфия, разрывные нарушения, вулканотектонические, рельеф,
Магеллановы горы.
Изу чен ие под вод н ы х гор я в л яется как
серьезной прикладной задачей, так и важной
составной частью познания геологического
прошлого океана. Хотя наиболее общие представления о строении и происхождении подводных гор сформулированы достаточно давно
(Heezen et al., 1973) и работы в этом направлении продолжаются практически непрерывно
(Staudigel, Clague, 2010), наши представления об
этих объектах продолжают оставаться довольно
приблизительными. Именно поэтому мы полагаем, что любые новые данные об океанических
подводных горах весьма важны и способствуют
пониманию их природы.
Этой статьей мы продолжаем серию публикаций о геологическом строении детально изученных гайотов Магеллановых гор. Мы представили
новые данные о строении гайотов Федорова,
А льба, Грамберга, Ита-Май-Тай, Геленджик
(Мельников и др., 2006а, 2006б, 2007, 2009, 2010).
О гайоте Бутакова не появлялось никаких публикаций о проведении каких-либо работ, помимо
выполненных ГНЦ «Южморгеология». Гайот же
интересен яркими индивидуальными чертами
78
строения, существенно отличающими его от
других гайотов Магеллановых гор.
Гайот Бутакова, названный в честь адмирала
И.И. Бутакова (1822-1882), участника кругосветных плаваний на фрегатах «Паллада» и «Диана»,
замыкает цепь Магеллановых гор с юго-востока
и находится поблизости от структур поднятий
Маршалловых и Каролинских островов (рис. 1).
Вместе с гайотами Ита-Май-Тай и Геленджик он
образует своеобразный хребет субмеридионального простирания, который напоминает хребты
Эневеток, Ратак, Ралик поднятия Маршалловых
островов, расположенных к востоку.
Первые данные о морфологии и строении
гайота получены в трех рейсах НИС «Геленджик»
ГНЦ «Южморгеология», проводившихся в 20042010 гг. и направленных на выявление перспектив
железомарганцевого оруденения. В этот период
выполнена многол у чевая батиметри ческая
съемка, фототелевизионное профилирование,
гидромагнитная съемка и геологическое опробование ска льными драгами; пробурен ряд
неглубоких скважин. Полученные результаты
и являются основой предлагаемой статьи. Не-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПЕРВЫЕ ДАННЫЕ О ГЕОЛОГИЧЕСКОМ СТРОЕНИИ
Рис. 1. Обзорная схема гайотов восточного звена Магеллановых гор. На врезке прямоугольником показано
местоположение района.
которые данные, касающиеся в основном морфологии гайота, мы привели в предшествующих
публикациях (Анохин и др., 2011, Асавин и др.,
2007). Представленная статья посвящена строению осадочной толщи, структуре и возможной
истории развития гайота.
МЕТОДИКА
Работы проведены в рейсах 6-03 (2004 г.),
6-07 (2008-2009 гг.) и 6-08 (2009-2010 гг.), начальник рейсов Д.Д. Туголесов. Батиметрическая
съемка выполнена многолу чевым эхолотом
Simrad EM12 S-120 (площадь съемки 10700 км2),
модульная гидромагнитная съемка – морским
дифференциальным магнитометром «300М Sea
Spy Marine Magnetics» (2300 км профилей), фототелевизионное профилирование – комплексом
«Нептун-Ц» (более 580 км профилей) и геологическое опробование путем драгирования (~ 100
станций) и бурения неглубоких скважин (> 20).
Драгирование выполнялось коробчатыми и
цилиндрическими скальными драгами, бурение
– установкой ГБУ-1/4000 производства ГНПП
«Севморгео».
Изучение образцов горных пород проведено
комплексно-сопряженным методом (Методы...,
2010). Датирование осадочных пород выполнялось путем биостратиграфического анализа по
фораминиферам, наннопланктону, кораллам,
двустворчатым, брюхоногим и головоногим
мол люскам. Наиболее представительными
являются раковины планктонных и бентосных
фораминифер. Первичная обработка на эти
группы сделана по общепринятой методике с выделением фракции более 0.05 мм из исследуемой
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
79
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МЕЛЬНИКОВ и др.
породы. Определение возраста осадочных пород
проведено согласно ранее разработанным шкалам по планктонным фораминиферам для мела
и кайнозоя (Харленд и др., 1985). Глубоководное
бурение в океане доказало валидность этих шкал
с высоким стратиграфическим разрешением (от
сотен тыс. до 2 млн. лет) в разных точках Мирового океана. Наличие остатков макрофауны
обычно свидетельствует о регрессивной фазе развития гайотов, а обилие раковин планктонных
организмов в осадке – об относительно высоком
стоянии уровня океана.
РЕЗУЛЬТАТЫ
Рельеф дна. Гайот Бутакова имеет мерид иона л ьно-вы тя н у т у ю форм у основ а н и я,
оконт у риваемого изобатой 5000 м (рис. 2).
С севера и юга гайот соединен узкими перемычками с соседними подводными горами – гайотом
Геленджик на севере и гайотом Пали на юге
в пределах экономической зоны Каролинских островов. Основание гайота прослеживается до глубин
5500-5700 м, где его размеры составляют 170×75 км.
Вершина гайота сходна по форме с основанием, ее размеры 112×31 км. Бровка расположена на
глубинах от 2450-2625 м на севере до 2500-3000 м
на юге. Вершина образована двумя пологими
куполами. Северный имеет размеры 67×32 км,
ориентирован меридионально и расположен на
глубинах 1600-2660 м. Южный, при размерах
47×32 км, удлинен на северо-запад и локализован
на глубинах 1900-2900 м (рис. 3). Седловина между
куполами фиксируется на глубинах 2175-2300 м.
Оба к у пола, особенно юж ный, ослож нены
многочисленными вулканическими постройками. Последние в основном обладают диаметром
основания около 1.5-2 км и высотой 300-350 м,
однако у наиболее крупных поперечные размеры
достигают 25 км, а высота 800 м. Наименьшая
отметка над вершиной установлена над одним из
вулканических конусов северного купола -1185 м.
На юж ном к у поле м и н и ма л ьна я о т ме т к а
-1322 м – также зафиксирована над вулканической постройкой.
На вершине развиты уступы, редкие гребни
и ложбины. Уступы, амплитудой не более 100 м,
нередко группируются вдоль изобат, и суммарная
протяженность достигает 37 км. Такие структуры
наблюдаются на западе вершины в интервале
глубин 2300-2400 м. Ложбины представляют
собой долинообразные понижения между вулканическими постройками или на пологих склонах
северного и южного куполов. Они, вероятно,
являются путями транзита осадков в результате
гидродинамической и литодинамической активности. Уклоны поверхностей на вершине от 1 до
4°. На гребнях, ложбинах, уступах, вулканиче80
ских постройках крутизна поверхностей резко
повышается.
Тело гайота осложнено отрогами северного
и южного направлений (рис 3). Протяженность
северного около 20 км. На поверхности отрога
отмечены многочисленные уступы. Окончание
южного отрога увенчано вулканической постройкой. Размеры ее основания на глубине 4200 м
18.5×15.5 км, а высота 2400 м. Общая протяженность южного отрога с вулканической постройкой
около 35 км. От западного склона гайота отходит
отрог юго-западного направления протяженностью 18 км (рис. 3), а от восточного – небольшой
восток-северо-восточный отрог (15 км). На севере
восточного склона гайота расположен большой
террасовидный выступ, локализованный на
глубинах 3800-5800 м. Размеры 25×23 км. Бровка
выступа проходит по глубинам 4800-5200 м,
тыловой шов – 3800-4200 м (рис. 3).
Склоны гайота в целом имеют выпукловогнутый профиль с крутизной до 25° и более
от бровки до глубин 3500-4000 м. Глубже 4500 м
склоны выполаживаются до 4-7°, создавая вогнутый элемент профиля.
Среди осложняющих мезоформ на поверхности гайота имеют место вулканические конусы
и куполы, террасы, уступы, гребни и ложбины.
Вулканические структуры на склонах развиты
относительно равномерно, но не столь широко,
как на вершине. Их основания изометричны
с диаметром до 6.5 км и высотой до 500 м. Террасы тяготеют к южным склонам и поверхностям
отрогов.
Уступы (высотой 25-300 м) преобладают на
крутых склонах и отрогах гайота. В верхних
частях склонов отмечены структуры радиальных грабенов. Гряды, протяженностью до 8 км,
выражены в рельефе слабо, но распространены
относительно широко и равномерно. Ложбины
выражены отчетливее и локализованы между
вулканическими постройками. Их протяженность достигает 13 км.
Согласно интерпретации карты амплитуд
обратно рассеянного сигнала многолучевого
эхолота, неконсолидированные осадки покрывают около 70 % вершины. Свободными от них
остаются периферия вершины перед бровкой
склона и поверхности вулканических построек.
Обширная зона отсутствия осадков отмечена
в северной части южного купола. На этих поверхностях коренные породы покрыты мощными
железомарганцевыми корками. Подобные участки ранее отнесены к зонам эрозии с элементами
транзита осадков (Мельников и др., 2006а, 2007,
2009). Определяющим фактором транзита является придонная гидродинамическая активность.
На гайоте Бутакова такая ситуация отмечена
в пределах локальных вулканических построек.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПЕРВЫЕ ДАННЫЕ О ГЕОЛОГИЧЕСКОМ СТРОЕНИИ
Рис. 2. Батиметрическая карта гайота Бутакова: 1 – станции драгирования; 2 – буровые скважины; 3 – дночерпательная станция. Прямоугольниками показано местоположение участков гайота, представленных на
рис. 6, 7: сплошной линией – на рис. 6, пунктирной – на рис. 7.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
81
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МЕЛЬНИКОВ и др.
Рис. 3. Геоморфологическая схема гайота Бутакова: 1-11 – формы и элементы рельефа: 1 – бровка вершины,
2 – оси отрогов, 3 – оси гребней, 4 – оси ложбин, 5 – крупные протяженные уступы, 6 – уступы второго
порядка, 7 – границы крупных куполов, формирующих вершину, 8 – седловины, 9 – террасы (а – тыловые
швы, б – бровки), 10 – вулканические постройки, 11 – локальные впадины; 12 – номера крупных морфоструктур, упомянутых в тексте: 1 – северный купол, 2 – южный купол, 3 – северный отрог, 4 – южный
отрог, 5 – юго-западный отрог, 6 – восточный отрог, 7 – северо-восточный выступ, 8 – грабенообразная
структура; 13 – изобаты (м).
82
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПЕРВЫЕ ДАННЫЕ О ГЕОЛОГИЧЕСКОМ СТРОЕНИИ
На периферии вершины обычные признаки
гидродинамической активности – песчаные волны на поверхности осадков, фильтрующий прикрепленный бентос, гладкие блестящие поверхности корок – отсутствуют. Фототелевизионное
профилирование показало, что поверхности
покрыты остроугольными обломками пород, нередко с признаками гравитационного перемещения. В других случаях наблюдаются обнажения
коренных пород, слегка присыпанных осадками
и свободных от рудных корок. Судя по светлой
окраске и особенностям облика, это известковые
породы невысокой степени литификации. Однако, отмечены и поля лавовых потоков. Оба типа
пород опробованы бурением – вскрыты вариолитовые трахибазальты и органогенно-обломочные
известняки апта-сеномана. Удаление осадков с
вершины могло быть вызвано сейсмическими и
гравитационными причинами.
Части вершины, покрытые карбонатными
осадками, по аналогии с детально изученными
гайотами Магеллановых гор (Мельников и др.,
2006а, 2007, 2009), отнесены к поверхностям
транзита с элементами аккумуляции осадков.
Возможно, аккумуляция на гайоте Бутакова
более интенсивна, чем на соседних гайотах
Геленджик, Ита-Май-Тай, Грамберга и других,
поскольку песчаные волны на осадках здесь
развиты ограниченно, а на одном из участков
осадки по комплексу планктонных фораминифер датированы голоценом, что на гайотах встречается нечасто и является прямым признаком
современной аккумуляции.
Генезис поверхностей склонов гайота Бутакова также не вполне сходен с выявленным на
других гайотах, где они в целом характеризуются
денудационной природой. Верхние, наиболее
крутые у частки, имеют явно тектоническое
происхождение и характеризуются сбросовой
природой. Фотоизображения склонов фиксируют крутые поверхности, сложенные ненарушенными скальными выходами, лишенными
коркового покрытия и свободными от дресвянощебнистого материала. Имеют место признаки
зеркал скольжения. Эти обнажения преимущественно сложены базальтами. Выполаживание
склонов и накопление на них грубообломочного
материала фиксируется на глубинах 3700-4000 м.
Здесь начинают преобладать денудационные
процессы, с проявлениями эрозии, аккумуляции
или транзита. На сонарном изображении хорошо
выделяются зоны склоновых осыпей (площадью
до 47 км2), расположенных вкрест изобат.
Стратиграфия. Стратиграфический разрез
гайота Бутакова во многом сходен с описанными нами для других гайотов Магеллановых гор
(Мельников и др., 2006а, 2007, 2009). Гайот сложен вулканитами раннего мела и осадочными,
вулканогенно-осадочными породами раннего
мела (апта) – кайнозоя (рис. 4). Значительно
более широко, чем на других гайотах, обнажены
относительно древние меловые породы и более
ограниченно – кайнозойские.
Меловая система. Нижний отдел (K1).
Вулканические породы толеитщелочнобазальтовой ассоциации развиты на
гайоте чрезвычайно широко – эффузивные
породы, в том или ином виде, присутствуют
в материале ¾ станций опробования.
Пьедеста л гайота сложен толеитовыми
базальтами, многочисленные осложняющие
вулканические постройки на вершине и верхние
участки склонов – субщелочными и щелочными
базальтоидами. В.В. Авдониным (МГУ) среди
них выделены щелочные оливиновые базальты
и трахибазальты. Базальты нормальной щелочности отмечены на восточном борте северного
отрога. Обращает внимание отсутствие пикритов
и пикробазальтов, участвующих в строении других гайотов Магеллановых гор (Гайоты…, 1995;
Мельников и др., 2009).
Меловая система. Нижний и верхний отделы.
Аптский-туронский ярусы (K1 a - K 2 t).
Среди отложений этой толщи опробованы
рифогенные и планктоногенные известняки,
эдафогенные брекчии и обломочные породы.
Рифогенные органогенно-детритовые известняки подняты на единичных станциях в
северной части гайота на западном и восточном
склонах. У восточной бровки вершины скважина
39Б104 (рис. 2), вскрыла восемь сантиметров
мелкообломочного ракушняка. Порода светлоокрашена, хрупкая, состоит из мелких обломков
(менее 5 мм) раковин моллюсков и их детрита.
Присутствует примесь вулканокластического
материала. Вероятно, породы соответствуют
п л я жевым отложени ям. В цементиру ющей
массе содерж атся ракови н ы п лан к тон н ы х
фораминифер родов Rotalipora, Hedbergella,
Alanlordella, что позволяет датировать породу
аптом-сеноманом.
На станции 39Д65 поднята глыба органогеннообломочного известняка, в котором макрофаунистические остатки сцементированы наннофораминиферовой массой. Присутствуют фрагменты
игл морских ежей, двустворчатых и брюхоногих
моллюсков. Отмечены бентосные фораминиферы видов Orithostella cf. O. australiana Scheibnerova,
Patellina subcretacea Cushman and A lexander,
Dorothia trochoides (Marsson), Anomalinoides cf.
A. indica Sastri and Sastri, Lagena sp. Состав фауны
указывает на ее альбский возраст (Krasheninnikov,
Basov, 1983), а условия ее обитания соответствовали зоне внешнего шельфа – верхней батиали.
В других образцах этой станции обнаружена
макрофауна кампана-маастрихта с участием
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
83
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МЕЛЬНИКОВ и др.
Рис. 4. Стратиграфический разрез гайота Бутакова.
84
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПЕРВЫЕ ДАННЫЕ О ГЕОЛОГИЧЕСКОМ СТРОЕНИИ
многочисленных ювенильных раковин двустворчатых и брюхоногих моллюсков, двустворок
Arcopagia sp,, Trachycardium sp., Exogyra ostracina,
остатков кораллов Caryophyllia agatdalensis Floris.
Смешанный по возрасту состав фауны указывает
на то, что вершинная часть гайота неоднократно
находилась у поверхности моря в исследуемый
период времени.
На станции 39Д64-3 поднят обломочный
гравелито-песчанистый известняк. В нем присутствуют крупные фрагменты игл морских ежей,
каролины, мшанки и другие. Среди бентосных
фораминифер отмечены Lenticulina cf. L. nodosaria
(Reuss), Astacolus cf. A. calliopsis (Reuss), Patellina
subcretacea, Dorothia trochoides. В цементирующей массе присутствуют единичные раковины
планктонных фораминифер родов Hedberella и
Ticinella (?), указывая на его альбский возраст.
К этому возрастному комп лексу мож но
отнести и некоторые другие образцы мелководных известняков (ст. 39Д10, 39Д64-2 39Д126).
Органогенно-обломочный мелкозернистый
известняк с бровки восточного склона (39Д10)
включают тот же набор макрофауны, что и породы ст. 39Д65. В карбонатном цементе единичные
находки фораминифер рода Praeglobotruncana
указывают на их сеноман-коньякский возраст.
Планктоногенные известняки этого возрастного диапазона развиты весьма широко, особенно на южном куполе, где образуют обширные
выходы. В северной части гайота они встречаются
реже. Вероятно, в рассматриваемый период
южная часть гайота располагалась на больших
глубинах, и это обусловило формирование пелагических фаций.
В привершинной части юж ного от рога
поднят фосфатизированный известняк светлокремового цвета (39Д06), содержащий планктонные фораминиферы Hedbergella planospira
(Tappan), Rotalipora sp., что позволяет его датировать поздним альбом. Из бентоса отмечены
мелководные фораминиферы родов Astacolus,
Lenticulina. У бровки восточного склона поднят рыжевато-коричневый плотный слоистый
известняк (39Д105). В нем присутствуют раковины бентосных фораминифер Nonion sp. (зона
обитания – внутренний шельф). В отмывке
преобладает псаммит, присутствуют иглы ежей
и ювенильные раковины моллюсков. Все эти
признаки, и особенно рыжая окраска породы,
присущи апт-альбским осадкам, описанным
нами ранее на гайотах Ита-Май-Тай, Геленджик
и некоторых других (Мельников и др., 2010).
В южной части вершины (39Д53) поднята
грубообломочная базальтовая брекчия. В цементирующей массе присутствуют раковины планктонных фораминифер Hedbergella globierinelloides
(Subbotina), H. planispira, Planomalina cf. P. buxtorfi
Gandolfi, что позволяет уверенно отнести породу
к пограничным слоям раннего и позднего мела
(альб-сеноман). В керне скважины 39Б7/2 (верхняя часть южного отрога), ниже слоя обломков
туфов и базальтов, в интервале 7-20 см, вскрыты
массивные белые известняки с обильным комплексом планктонных фораминифер, по составу
соответствующим биозоне Rotalipora appenninica
(поздний альб-сеноман).
С бровки восточного склона драгой 39Д10
принесен светло-желтый известняк, содержащий
фораминиферы близкие по составу биозональному комплексу зоны Rotalipora cushmani (раннийсредний сеноман).
На м ног и х стан ц и я х юж ного к у пола и
на бровке северн ы х ск лонов оп робов а н ы
желтовато-белые наннофораминиферовые известняки с включениями измененных базальтов
и вулканического стекла. Нередко отмечается
переслаивание таких известняков с туфобрекчи ями. В эти х образцах (39Д39-Б, 39Д41-Г,
39Д51-Б, 39Д61-2-Г) выявлен представительный
комплекс планктонных фораминифер сеноманского возраста с участием видов родов Rotalipora,
Praeglolobotruncana, Whiteinella, Dicarinella,
Hedberella, Globigerinelloides, реже Planomalina,
Clavihedbergella, Schackoina. Род Rotalipora вымирает в конце сеномана, а роды Praelobotruncana,
Whiteinella и Dicarinella берут свое эволюционное
начало во второй половине сеномана (Корчагин,
2003). Сходные породы (39Д30-А, 39Д40-1-А,
39Д50-2-А, 39Д50-2-Б, 39Д65-В, 39Д66-В, 39Д97-1)
в значительной степени перекристаллизованы,
однако едини чные находк и раковин родов
Rotalipora и Whiteinella позволяют их отнести к
тому же сеноманскому возрасту.
Эдафогенные брекчии этого возраста распространены также довольно широко, особенно
по южной периферии вершины. В обломочной
части преобладают фрагменты эффузивов и
туфогенных образований. Цемент – тонкозернистый карбонатно-фосфатного состава.
На станции 39Д06 в отмывке брекчии встречены карбонатные стяжения причудливых форм,
указывающие на условия образования породы
в мелководной среде. В цементирующей массе
выделен тот же комплекс планктонных фораминифер (Hedbergella planospira, Rotalipora sp), что и
в известняках этой станции. Возраст – поздний
альб.
В скважине 39Б7/2 глубже известняков (2034 см) вскрыта эдафогенная брекчия, в которой
присутствуют виды фораминифер близкие по составу комплексу биозоны Rotalipora appenninica
(поздний альб-сеноман).
Сеноманская фауна фораминифер обнаружена в брекчиях южного купола: 39Д39, 39Д40-1,
39Д41 и 39Д52, и в восточной части северного:
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
85
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МЕЛЬНИКОВ и др.
39Б68 (5.5-34.5 см), 39Д90 (рис. 2). В образцах со
станции 39Д52 присутствуют раковина и иглы
мелового морского ежа, внутренние ядра неопределимых двустворчатых моллюсков, остатки
губки и одиночный коралл Trochocyathus sp., существовавший с позднего альба по маастрихт.
В керне скважины 39Б7/1 (16-22 см) описана эдафогенна я брек чи я с карбонатным
цементом и примесью вулканокластического
материала. В породе содержатся фораминиферы
рода Whiteinella, первые представители которого появляются во второй половине сеномана.
В средней части северного отрога гайота в цементе эдафогенной брекчии (39Д13) содержатся
фораминиферы Ticinella multiloculata (Morrow),
Praeglobotruncana sp., Globotruncana sp., что указывает на формирование породы в первой половине
позднего мела (сеноман-коньяк).
К обломочным породам этого возрастного
комплекса мы относим различные песчаники,
дресвяники и гравелиты, опробованные на
бровке восточного и южного склонов гайота.
На станции 39Д113-А подн ят песчанистый
гравелит – хрупкая пористая порода темнокоричневого цвета. В породе содержатся единичные раковины планктонных фораминифер
Biglobigerinella sp., Claviblowiella sp., что дает
основания датировать гравелит аптом-альбом.
Вероятно, к этому же возрасту можно отнести
тонкозернистый песчаник, вскрытый скважиной 39Б114-2 (11-37 см), пробуренной на бровке
южного склона. Песчаник мелкозернистый, массивный, серовато-коричневого цвета. Обломки
окатанные и угловатые, состав преимущественно
базальтовый. Цемент карбонатный базальный.
В породе отмечены мелкие пустоты, представляющие собой выщелоченные фрагменты двустворчатых моллюсков размером до 5 мм.
На бровке юго-восточного склона (39Д42-1)
поднят среднезернистый вулканомиктовый
песчаник с гравием, содержащий обломки гастропод, морских ежей и других органических
остатков. В отмывке много оолитоподобных образований. Присутствуют единичные раковины
планктонных фораминифер Clavihedbergella cf.
C. subcretacea (Morrow), обломки раковин рода
Schackoina. Формирование пород происходило на
рубеже раннего и позднего мела (альб-сеноман).
Рядом (39Д42-2) поднят сходный более грубозернистый песчаник. В цементе выделен комплекс
бентосных фораминифер альб-сеноманского
возраста: Lingulina cf. L. loryi (Berthelin), Lenticulina
nodosaria Reuss, D entalina sp., Patellina sp.
(Krasheninnikov, Basov, 1983), свидетельствующий
о накоплении осадка в условиях внешнего шельфа.
Сходные по литологическим признакам песчаники и алевролиты, не содержащие органических
остатков, отмечены на станции 39Д38.
86
На станции 39Д10 подн ят желто-серый
среднезернистый песчаник, состоящий из зерен
хорошо окатанного пирокластического материала. Цемент – карбонатный, фосфатизированный.
Содержащиеся в песчанике раковины Rotalipora
cushmani позволяют датировать его сеноманским
временем.
Среди близких пород этого возраста на других гайотах преобладают уплотненные глины,
алевролиты, редко – мелкозернистые песчаники
(Мельников и др., 2006б, 2007, 2009; Плетнев и
др., 2010). Алевролиты гайота Бутакова имеют
скорее туфогенную природу и генетически с глинами не связаны. Обломочные породы, очевидно,
формировались в относительно мелководных
условиях, о чем свидетельствуют не только
большая крупность обломочного материала, но
и периодическое присутствие макрофаунистических бентосных организмов.
Мощность сходных отложений апта-турона
на гайотах сопредельных районов, согласно
результатам глубоководного бурения, может
изменяться от 150 до 1180 м, в случае широкого развития биогермных рифовых известняков
(Premoli et al., 1993; Sager et al., 1993). В связи
с высокой частотой встречаемости пород этого
возраста на гайоте Бутакова, их мощность может
составлять несколько сотен метров.
Верхний отдел. Сантонский–маастрихтский
ярусы (К 2 st-m).
Отложения этого возрастного комплекса
встречаются реже апт-туронских и представлены
теми же литологическими типами – рифогенными и планктоногенными известняками, эдафогенными брекчиями, осадочными обломочными
породами, а также вулканокластическими образованиями.
На бровке восточного склона (39Д33) поднят бежеватый органогенно-обломочный известняк, состоящий из фрагментов раковин
моллюсков с примесью обломков базальтов,
известняков, сцементированных карбонатнофосфатным материалом. В образце выявлены
многочисленные скопления раковин аммонитов Phyllopachyceras sp., Zelandites aff. japonicas
Matsumoto, Hypophylloceras sp., Gaudryceras sp.,
что позволяет отнести формирование породы к
позднекампанскому-маастрихтскому времени.
На запа дном ск лоне (39Д127-1) подн я т
коричневато-серый органогенно-обломочный
известняк. Выделены обломки раковин двустворчатых, брюхоногих и головоногих моллюсков, мшанок, губок, отмечены ходы мелких
морских червей. Цемент карбонатно-глинистый
с примесью песчано-дресвяной фракции, представленной обломками измененных эффузивов.
Комплекс двустворчатых моллюсков включает
остатки Granocardium sp., Limaria sp., Fenestricardita
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПЕРВЫЕ ДАННЫЕ О ГЕОЛОГИЧЕСКОМ СТРОЕНИИ
sp., Neithea quadricostata, Fatina sp., Conbostrium sp.
Возраст фауны – меловой, возможно сантонмаастрихт. Находка аммонита Hypophylloceras
sp. су жает возрастной интерва л до позднего
кампана-маастрихта.
В подошве корок, поднятых драгой 39Д07,
выделены макрофаунистические остатки, включающие раковину моллюска-сверлильщика и
ростры белемнитов Dimitobelidae gen. et sp. nov. и
Dimitobelus (?) sp. (Zakharov et al., 2010). Белемниты существовали преимущественно в сенонское
(сантон-маастрихт) время. На бровке западного
склона (39Д17) поднят отпрепарированный роговой коралл Primnoa Lamouroux, существовавший
с мела по настоящее время.
Планктоногенные известняки этого возраста отмечены главным образом на вершине.
В сравнении с апт-туронскими известняками,
они развиты в южной и северной частях вершинного плато равномерно.
В железомарганцевой корке (39Б70; инт.
6.0-13.5 см) обнаружен известняк с планктонными фораминиферами вида Heterohelix globulosa
Ehrenberg (сантон-маастрихт).
В центре (39Д40-1) и на западе (39Д57) южного купола в микритовых фосфатизированных
известняках содержался кампанский комплекс
планктонных фораминифер – Globotruncana
сf. Gtr. bulloides (Vogler), Gtr. arca (Cushman),
Rugoglobigerina cf. R . pustulata Bronnimann,
R. rotundata Bronnimann, Globotruncanella sp.
В образце соседней станции 39Д39 известняк содержит единичные раковины отличной сохранности вида Contusotruncana contusа (Cushman),
также кампан.
Скважиной 39Б01 (14.0-20.5 см) в центре
южного купола, в разрезе корок между слоями
I-2 и R (?) вскрыт прослой фосфатизированного
микритового известняка. В нем присутствуют
планктонные фораминиферы Globigerinelloides sp.,
Hedbergella sp., Abathomphalus mayaroensis (Bolli).
По наличию последнего вида, возраст прослоя
датируется маастрихтом. В восточной части
северного купола (39Д95) драгирован светлокори чневый мелкообломочный известн як,
содержащий п ланк тонные фораминиферы
Abathomphalus mayaroensis, A. intermedius (Bolli),
Globotruncanella petaloidea (Gandolfi), Rugoglobierina
sp., что свидетельствует о маастрихтском возрасте породы. Близкая по составу фауна отмечена
в мраморизованном коричневато-розовом известняке, вскрытом скважиной 39Б73 (5-46 см)
на северо-западе вершины.
К этому же возрастному комплексу, очевидно, следует отнести и образцы с отпечатками
и обломками раковин фораминифер, позволяющих датировать породу поздним мелом.
Это кремово-белые, обломочные и массивные
известняки с восточной бровки гайота (39Д33 и
39Д33-1), и розоватые мраморизованные породы
(39Б74-1 инт. 11.5-30.0 см и 39Б73) на северозападе вершины.
Породы кампана опробованы преимущественно в пределах южного купола, а маастрихтские тяготеют к северному.
Эдафогенные брекчии этого возрастного
комплекса развиты ограниченно, но относительно равномерно по поверхности гайота. С южного
купола (39Д01) поднята известковая эдафогенная
брек чия. Преобладают п литчатые обломк и
плотных известняков, встречаются обломки
базальтов и туфов. Порода содержит фрагменты
мелководных морских ежей, малакофауны и
единичные раковинки фораминифер плохой
сохранности – двухкилеватые рода Globotruncana
и др., что позволяет датировать породу второй
половиной позднего мела (сантон-маастрихт).
К этому же возрасту следует относить брекчию с
северного отрога (39Д12), в цементе которой содержатся раковины фораминифер Globotruncana
lapparenti Brotzen (сеноман-маастрихт).
С восточного ск лона (39Д31-1) подн ята
эдафогенная брекчия с преобладанием в обломочной части базальтов с присутствием туфов
и известняков. В карбонатно-фосфатном цементе содержатся планктонные фораминиферы
Elevatotruncana cf. еlevatа (Brotzen), Hedbergella sp.,
что позволяет датировать породы кампаном.
Со склона южного купола (39Д120-1) поднята
эдафогенная брекчия с обломками базальтов, туфов, известняков. Присутствуют обломки железомарганцевых корок и конкреций (до 10%). Цемент содержит единичные раковины планктонных фораминифер Globotruncana cf. Gtr. bulloides,
Globotruncanita sp. – кампан-маастрихт. В центре
южного купола скважиной 39Б52 (12-39 см)
вск рыта слабосцементированна я брек чи я.
Состав обломков – базальты и туфы, цемент
карбонатно-глинистый. В забое (34-39 см) цемент
карбонатно-фосфатный с единичными находками зонального вида маастрихта Abathomphalus
mayaroensis. Такие же находки сделаны в цементе
брекчии в восточной части северного купола
(39Д95). Севернее, в брекчии (39Д23-1), наряду
с обломками базальтов присутствуют фрагменты
мелких двустворчатых и брюхоногих моллюсков,
раковин рудиста и двух кораллов Caryophyllia
sp. По кораллам порода может быть датирована
маастрихтом.
Вулканок ластические породы этого возрастного комплекса датированы в единичных
случаях. Туфоалевролит (туффит ?) с примесью
карбонатного материа ла поднят в западной
части вершины (39Д00). В нем выявлены единичные раковины планктонных фораминифер
Globotruncana bulloides, характерных для сантона-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
87
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МЕЛЬНИКОВ и др.
раннего кампана. На бровке юго-восточного
склона (39Д112) в туффите с известковым цементом И.А. Пуляевой выявлен наннопланктон вида
Arkhangelskiella specillata Vekchina, что позволяет
датировать породу кампаном-маастрихтом.
В северо-восточной части вершины (39Д22)
в пестроокрашенной плотной, прочной вулканогенной брекчии обломки представлены
база льтами с коркой зака ливани я. Цемент
– измененная вулканок ластика с примесью
карбонатного материала, в котором выделено
па леосообщество п ланктонных фораминифер: Abathomphalus mayaroensis, A. intermedius,
Globotruncanella petaloidea Gandolfi, Rugoglobierina
sp. (маастрихт).
Еще два образца отнесены к этому комплексу
пород условно. В туфогенной породе, драгированной на юго-западном отроге (39Д15), содержащей значительную примесь железомарганцевого
материала и карбонатных обломков, выявлены
единичные раковины рода Globigerinellodes (поздний мел). Плотный туфоалевролит с западного
борта южного отрога (39Д78-1) также отнесен
к позднему мелу.
Согласно резул ьтата м гл у боковод ног о
бурения на гайотах, мощность сходных сантонмаастрихтских отложений может изменяться от
100 до 380 м (Premoli et al., 1993; Sager et al., 1993).
На гайоте Бутакова, вероятно, мощность ближе
к нижней границе интервала.
Кайнозой. Палеогеновая система. Поздний
палеоцен–эоцен (Р12-Р2).
Породы этого диапазона представлены планктоногенными известняками, эдафогенными
брекчиями, вулканокластическими породами и
наиболее детально палеонтологически охарактеризованы. Опробованы и рифогенные известняки, однако к этому возрасту отнесены условно.
На станции 39Д15 органогенно-обломочный
известняк содержит многочисленные личинки
губок и ювенильные формы постмеловых двустворок родов Cyclocardia, Anadara, что позволяет
датировать породу кайнозоем.
П лан к тоноген н ые извест н я к и распространены довольно широко с преобладанием в
северной половине гайота Бутакова, на которую
приходится 80% определений.
В верхней части северного склона (39Д19)
подняты кремовые крепкие наннофораминиферовые известняки, с редкими определимыми раковинами планктонных фораминифер
Morozovella acuta (Toulmin), M. incinata (Bolli),
Acarinina acarinata Subbotina, что позволяет
считать возраст породы позднепалеоценовым.
С северного купола (39Д22 и 39Д26-1) подняты
сходные известняки повышенной плотности и
крепости, фосфатизированные, частично перекристаллизованные. Они содержат позднепа88
леоценовый комплекс фораминифер с участием
Acarinina cf. A. interposita Subbotina, Morozovella
quetra (Bolli), Subbotina triloculinoides (Plummer).
Более точно удалось датировать известняк с восточной бровки гайота (39Д33). Палеосообщество
– Morozovella conicatruncata (Subbotina), Acarinina
s.soldadoensis (Bronnimann) – соответствует середине позднего палеоцена (зона Р.4).
В восточной части вершины скважиной
39Б32 (5-37 см) вскрыт разрез микритовых известняков с прослоями погребенных конкреций.
В интервале 13-17 см обнаружены раннеэоценовые планктонные фораминиферы: Acarinina
pentacamerata (Subbotina), A . soldadoensis, A .
broedermanni (Cushman and Bermudez), A. primitiva
(Finlay), Subbotina pseudoeocaena Subbotina,
Morozovella formosa (Bolli), M. aragonensis (Nuttall)
(зоны Р.7-Р.8). В интервале 5-10 см доминирует
вид Morozovella caucasica (Glaessner) узкого возрастного диапазона – конец раннего эоцена (зона
Acarinina pentacamerata, P.9).
В центральной части вершины (39Д60) драгирован наннофораминиферовый известняк
с примесью вулканокластических обломков.
В нем выявлены планктонные фораминиферы Morozovella formosa gracilis (Bolli), M. quetra,
Acarinina broedermanni – конец раннего эоцена
(зона Р.9). В переотложении – меловая форма
Planomalina cf. P. buxtorfi. Такой же возраст
и мее т п ло т н ы й жел т ов ат о-бел ы й известняк – Morozovella spinulosa (Cushman), Acarinina
soldadoensis angulosa (Bronnimann) – с западного
ск лона гайота (39Д62). На севере западного
склона (39Д128) поднят кремовый микритовый
известняк с представительным комплексом фораминифер при участии Morozovella aragonensis,
Acarinina pentacamerata, Subbotina pseudoeocena –
конец раннего эоцена (зона P.9).
Скважиной 39Б129 (5-34 см) в юго-восточной
части северного купола вскрыт плотный фораминиферовый известняк. На уровне 21 см наблюдается отчетливый контакт, ниже которого
известняк насыщен примесью вулканокластического материала. Несмотря на литологические
различия, в интерва лах 13-18, 18-19 и 25-30
см керн содержит одновозрастный комплекс
планктонных фораминифер – Globigerinatheka
index index (Finlay), Morozovella cf. M. spinulosa,
M. aragonensis, – соответствующий первой половине среднего эоцена (зона Globigerinatheka s.
subconglobata, P.11).
В фосфатизированном известняке с северного отрога (39Д101) выделен обильный комплекс
фораминифер с участием Orbilinoides beckmanni
Saito, Globigerina lazonoi Colom, Globigerinatheka
index rubriformis (Subbotina), Turborotalia centralis
(Cushan et Bermudez), T. boweri (Bolli), Clavigerinella
e. eocanica (Nuttall), Catapsydrax dissimilis (Cushan
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПЕРВЫЕ ДАННЫЕ О ГЕОЛОГИЧЕСКОМ СТРОЕНИИ
et Bermudez) – середина среднего эоцена (зоны
Р.12-Р.13). Обильный комплекс определен и
в пористом известн яке с северного к у пола
(39Д95-1) – Acarinina bullbrooki (Bolli), A. spinoinflata
(Bandy), A. primitiva (Finlay), Turborotalia centralis,
T. boweri, Subbotina eocaena, Morozovella cf. M.
spinulosa – вторая половина среднего эоцена.
В кавернозном микритовом известняке южного
купола (39Д86) содержится комплекс фораминифер – Turborotalia cerntralis, Acarinina bullbrooki, A.
broedermanni, – конец среднего эоцена (зона Р.14).
Таким образом, известняки позднего палеоцена обнаружены только в северной части
гайота, а раннего и среднего эоцена – в северной
и центральной частях.
Эдафогенные брекчии этого возрастного
комплекса развиты широко и распространены по
гайоту относительно равномерно. Они отсутствуют только на севере западного склона.
На станции 39Д10 поднята эдафогенная
брекчия с преобладанием базальтов в составе
обломков. В цементе выявлен разновозрастный комп лекс п ланктонных фораминифер
с у частием позднемеловых форм Rotalipora,
P r a e g lo b ot r u nc a n a , п о з д н е п а л е о ц е н о в ы х
Morozovella subbotinae (Morozova) и плейстоценовых Globigerinoides sacculifer Brady и др. Условно
порода отнесена к позднему палеоцену, хотя она
могла быть сформирована и в позднем мелу.
Вероятно, более молодые формы связаны с позднейшим заносом раковин в трещины породы.
В скважине 39Б71 (0-55 см), на западе северного купола, вскрыт миндалекаменный базальт.
Верхние 20 см брекчированы и фактически представляют собой базальные слои осадочной толщи.
В карбонатно-фосфатном цементе содержатся
раковины фораминифер Acarinuna pseudotopilensis
Subbotina, A. acarinata Subbotina, A. mckannai
(White), Pseudohastegerina wilcoxensis (Cushman et
Ponton) – поздний палеоцен (зона Р.5).
Ск важ иной 39Б49 (8-50 см), в западной
части южного купола, вскрыты плотные пестроцветные брекчии. В цементе обнаружены
п ла н к т он н ые ф ора м и н иф еры с у час т ием
Morozovella aragonensis, Acarinina pseudotopilensis, A.
broedermanni, A. Bullbrooki – ранний эоцен. На севере (39Д24-1) и юге (39Д81) вершины подняты эдафогенные брекчии, содержавшие планктонные
фораминиферы Morozovella quetra, M. aragonensis,
Subbotina eocaena, Acarinina pentacamerata и другие,
что позволяет уверенно датировать породы серединой раннего эоцена (зона P.8). В юго-западной
части вершинного плато (39Д45) в брекчиях с
разнообразным составом обломков (базальты,
туфы, известняки, рудные фрагменты) в цементе определены виды фораминифер Acarinina
pentacamerata, A. s. soldadoensis, Pseudohastegerina
micra (Pole), Turborotalia centralis – конец раннего
эоцена (зона Р.9). В переотложении присутствуют
единичные меловые виды Acarinina mayaroensis.
К этому же возрасту отнесена брекчия (39Д61-1),
в составе которой определены виды Morozovella
formosa gracilis, M. quetra, Acarinina broedermanni.
В переотложении отмечена меловая форма
Planomalina cf. P. buxtorfi.
На севере (39Д103-2) и юге восточного склона
(39Д110) опробованы эдафогенные брекчии раннего эоцена. В первом случае эдафогенная брекчия
с преобладанием обломков базальтов содержит
единичные раковины хорошей сохранности вида
Morozovella caucasica. Во втором – в прочной брекчии с обломками; представленными базальтами,
туфами, фрагментами рудных корок, в фосфатизированном карбонатном цементе выделены
единичные раковины Acarinina pentacamerata.
В скважине 39Б52, где на забое керна брекчия
была датирована маастрихтом, в интервале 18-33
см в слабосцементированной брекчии выделены
виды Truncorotaloides topilensis (Cushman), Acarinina
broedermanni, Globigerinatheka index, Turborotalia
centralis, Subbotina pseudoeocena, определяющие
время формирования породы как средний эоцен.
В мелкообломочной эдафогенной брек чии
в центре северного купола (39Д25-1) в карбонатном фосфатизированном цементе выделены
виды Acarinina bulldrooki, Turborotalia centralis,
Planorotalites sp. – также средний эоцен. Среди
обломков отмечены фрагменты раковин двустворчатых моллюсков и иглы мелового морского
ежа. На юго-восточном склоне (39Д112-1) поднята
брекчия, также из отложений среднего эоцена.
Несколько образцов среднеэоценовых брекчий удалось датировать более узким возрастным
диапазоном. На западе южного купола (39Д53)
в цементе содержатся раковины фораминифер
Acarinina broedermanni, Hastegerina cf. H. bolivariana,
Pseudohasteerina micra – начало среднего эоцена
(зона Р.10). На северо-западном склоне гайота (39Д67 и 39Д67-1) в брекчиях определены
виды планктонных фораминифер Morozovella
aragonensis, Acarinina broedermanni, Turborotalia
centralis, T. boweri – первая треть среднего эоцена
(зоны Р.10-Р.11).
В цементе мелкообломочной брекчии с бровки восточного склона (39Д36-1) содержатся виды
фораминифер Acarinina bullbrooki, Orbilinoides
beckmanni, Globigerina lazonoi, Globigerinatheka
index, Turborotalia centralis, T. boweri. Порода
образована в середине среднего эоцена (зоны
Р.12-P.13). Такой же возраст определен для слабосцементированной брекчии с северного отрога (39Д101). В ней выделен обильный комплекс
фораминифер с участием Orbilinoides beckmanni,
Globigerina lazonoi, Globigerinatheka index rubriformis,
Turborotalia centralis, T. boweri, Clavigerinella e.
eocanica, Catapsydrax dissimilis. На северном куполе
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
89
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МЕЛЬНИКОВ и др.
(39Д95-1) в цементе брекчии выделены планктонные фораминиферы Acarinina bullbrooki, A.
spinoinflata, A. primitiva, Turborotalia c. cerroazulensis,
T. boweri, Subbotina eocenica, Morozovella cf. M.
spinulosa – породы формировались во второй
половине среднего эоцена.
В пределах грабенообразной структуры, разделяющей северный и южный купола вершины
(39Д107-1), драгированы брекчированные базальты, залеченные карбонатно-фосфатным материалом, в отмывке которого многочисленные
отпечатки раковин планктонных фораминифер.
Встречены единичные раковины Orbulinoides
beckmanni, что позволяет условно датировать
брекчию границей среднего и позднего эоцена.
Удалось определить возраст ряда образцов
вулканокластических пород этого возрастного
комплекса. Скважиной 39Б43 (21-51 см) на склоне
одной из вулканических построек южного купола вскрыт прочный, пестроокрашенный туффит.
Цементирующая масса образована измененной
пирок ластикой и карбонатным материалом.
В составе карбоната выделены единичные раковины Morozovella cf. M. aragonensis, что позволяет
датировать породу ранним эоценом.
С юго-западного отрога (39Д15) поднят
красновато-коричневый туфоаргиллит. Порода
крепкая, некарбонатная. В составе песчаноалевритовой фракции преобладают железомарганцевые микроконкреции, однако, встречаются
и единичные раковины фораминифер, среди
которых выделены Turborotala centralis, что позволяет датировать породу cредним-поздним
эоценом. Туфоалевролит в ядре конкреции со
станции 39Д100 в верхней части северного отрога
также отнесен к эоцену.
Очевидно, что подавляющая часть пород
рассмотренного комплекса сформирована в
интервале от позднего палеоцена до среднего
эоцена. Единичные определения показывают
возможность наличия и позднеэоценовых отложений. Сходная ситуация наблюдается и на других гайотах Магеллановых гор. Это заставляет
нас оставить первоначально выделенный возраст
комплекса – поздний палеоцен–эоцен. Мощность
позднепалеоценовых-эоценовых отложений, по
данным глубоководного бурения на гайотах сопредельных площадей, изменяется от 100 до 150 м
(Premoli et al., 1993; Sager et al., 1993).
Неогеновая система. Миоцен (N1).
Миоценовые отложения на гайотах Магеллановых гор развиты ограниченно и представлены
слаболитифицированными известняками, эдафогенными брекчиями, вулканокластическими
и вулканическими породами. На гайоте Бутакова
миоцен встречен на одной станции (39Д23-4). Это
коричневато-серые пористые гравелиты с карбонатным цементом. Преобладают гравийные
90
и крупнопесчаные зерна плотных известняков и
базальтов. Отмечены фрагменты двустворчатого
моллюска Neithea sp. кампан-маастрихтского
возраста. В породе определены эоценовые
(Morozovella aragonensis, Truncorotaloides topilensis)
и миоценовые (Pulleniatina primalis Banner) планктонные фораминиферы. В целом, возрастная
и дентификаци я г равелитов диск уссионна.
Разная степень сохранности эоценовых и миоценовых раковин позволяет предполагать, что
перемытые древние породы сцементированы
в позднем миоцене.
Неогеновая и четвертичная системы. Плиоценплейстоцен (N2-Q).
Обширные участки северной и южной части вершины гайота, поверхности ступеней и
нижние участки склонов покрывают плиоценчетвертичные нелитифицированные осадки.
Они подробно изучены на других гайотах Магеллановых гор (Гайоты…, 1995, Плетнев, 1990). По
составу это карбонатные, карбонатно-глинистые
и глинисто-карбонатные осадки. Карбонатная
часть представлена преимущественно наннопланктоном, фораминиферами и их детритом.
Наннофораминиферовый осадок, поднятый
на станции 39Д11 со ступени восточного склона,
содержит типичный тропический комплекс
планктонных фораминифер с участием видаиндекса плейстоцена Truncorotalia truncatulinoides
(Orbigny). Подобные отложения опробованы
и дночерпателем на северо-востоке вершины
(39Дч22). Фораминиферовый песок светлосерого цвета содержит разнообразную фауну
планктонных фораминифер квартера с участием
вида-индекса плейстоцена T. truncatulinoides.
Важной особенностью комплекса являются находки показательного вида Globorotalia fimbriata
(Brandy), позволяющие датировать осадок голоценовым возрастом.
Исследования осадков на других гайотах
Магеллановых гор показывают, что их возраст
в целом можно рассматривать как плиоценчетвертичный (Гайоты…, 1995, Плетнев, 1990).
Мощность отложений по данным геоакустических исследований можно оценить в десятки
метров (Мельников и др., 2010).
ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
Особенности структуры гайота были рассмотрены нами ранее (А нохин и др., 2011).
Поэтому здесь остановимся на наиболее важных
аспектах.
Строение аномального магнитного поля ΔТа
над гайотом Бутакова в целом обладает теми же
чертами, что и поле над другими гайотами Магеллановых гор (Брусиловский и др., 1992; Гайоты…, 1995; Мельников и др., 2009; Рашидов и др.,
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПЕРВЫЕ ДАННЫЕ О ГЕОЛОГИЧЕСКОМ СТРОЕНИИ
2009; Tae-Gook Lee et al., 2003). В его структуре
ведущую роль играют субширотные аномалии,
развитые непосредственно над гайотом (рис. 5).
В пределах окружающих межгорных впадин
поле спокойно в интервале от -60 до +90 нТл.
Имеют место и определенные отличия. Наряду
с отрицательными аномалиями существенную
роль играют и положительные. Интенсивность
отрицательных аномалий с севера на юг снижается весьма существенно. В пределах гайотов
восточного звена Магеллановых гор над наиболее северными – гайотами Федорова и Грамберга
– она достигает -1100 нТл. Южнее – над гайотами
Ита-Май-Тай и Затонского – от -500 до - 800 нТл.
Над гайотом же Бутакова интенсивность ано-
малий достигает лишь -300, редко -390 нТл, а
положительных +350, локально +450 нТл.
А нома лии приурочены к определенным
формам и элементам рельефа. Над южным и
северным склонами оси отрицательных аномалий грубо совпадают с простиранием изобат.
В южной части имеет место ряд сопряженных
отрицательных аномалий, проявляющихся как
единая аномальная зона, пересекающая южный
купол, с протяженностью до 110 км. Интенсивность максимальна в центральной части и
достигает -390 нТл. Еще одна отрицательная
аномалия, зафиксированная в центре гайота,
имеет восток-северо-восточное простирание и
локализована непосредственно над структурой
Рис. 5. Схема аномального магнитного поля ΔТа (по В.А. Лыгину): 1-3 – изолинии магнитного поля (нТл),
соответственно, положительные, отрицательные, нулевые.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
91
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МЕЛЬНИКОВ и др.
радиального грабена, имеющего то же направление. Интенсивность аномалии -240 нТл.
Между северной и центральной отрицательными аномалиями заключена крупная положительная. Она также представляет собой серию
аномалий, образующих угловую структуру. Южная ветвь пересекает гайот с запада на восток над
вершиной северного купола, где и фиксируется
максимальная интенсивность +480 нТл. Северная ветвь на востоке соединяется с южной, а на
западе заканчивается у подножия гайота.
Совместный анализ рельефа и аномального
магнитного поля над гайотом позволяет выделить три системы разрывных нарушений,
сходных с ранее описанными для этого региона
Н. Смутом (1989). Субширотная обычно является
наиболее древней. На гайоте она выражена в направлении структур южного купола и некоторых
выступов рельефа в северной части. К ней могут
быть отнесены короткие участки северного и
южного ск лона, выраженные в анома льном
магнитном поле. Структуры южного купола
подчеркнуты и направлением отрицательной
линейной аномалии.
Меридиональная – северо-восточная система – в рельефе выражена наиболее ярко: и
в самой ориентации гайота, и в направлении
большей части склонов, уступов на склонах и на
вершинной поверхности. Система практически
не выражена в аномальном магнитном поле – это
лишь перегибы изодинам в широтных аномалиях. Северо-западная система также выражена
в рельефе достаточно отчетливо – в направлении
изобат юго-западного и северо-восточного склонов, направлении некоторых отрогов, мезоформ
и их элементов рельефа. В магнитном поле к ней
может быть отнесена северная ветвь положительной линейной аномалии.
А на лиз линеаментов рельефа позволи л
выделить еще одну крупную структуру – грабенообразное понижение, разделяющее северный
и южный купола вершины (рис. 6). Простирание
северо-восточное, протяженность от западного до
восточного склона около 30 км, ширина 8-15 км.
Рис. 6. Структурно-геологическая схема центральной части гайота Бутакова: 1 – плиоцен-четвертичные нанофораминиферовые осадки; 2-3 – отложения верхнего палеоцена – эоцена: 2 – осадочные (планктоногенные известняки, эдафогенные брекчии), 3 – вулканогенные и вулканогенно-осадочные (туфы, туффиты,
вулканические брекчии); 4 – отложения сантона-маастрихта (планктоногенные известняки, эдафогенные
брекчии); 5 – отложения апта-турона (планктоногенные известняки, эдафогенные брекчии, гравелиты,
песчаники); 6 – нижнемеловые базальтоиды; 7 – бровка вершинной поверхности; 8 – границы южного и
северного куполов вершинной поверхности; 9 – гребни отрогов; 10 – локальные вулканические постройки;
11 – уступы; 12 – положение разрывных нарушений; 13 – границы разновозрастных образований; 14 – изобаты (м). Местоположение см. на рис. 2.
92
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПЕРВЫЕ ДАННЫЕ О ГЕОЛОГИЧЕСКОМ СТРОЕНИИ
У выхода грабена к запа дному ск лону расположен юго-западный отрог, трассирующий
направление структуры к западу. Днище грабена
пологое, ослож нено одиночными вулканическими постройками. Структура выражена
в магнитном поле отрицательной аномалией
северо-восточного простирания. Вероятно,
в формировании южного и северного куполов
важную роль игра ли тектонические факторы, а не только вулканическая активность.
Важно, что южнее структуры западный склон
гайота меняет падение на юго-западное, а восточный – на северо-восточное.
Согласно фототелевизионным наблюдениям, восточный и западный склоны, связанные с
меридиональной системой нарушений, сложены
монолитными ненарушенными породами. Обнажения свободны от каких-либо налетов рудного
вещества, что позволяет наблюдать их гладкие
поверхности, или, напротив, поверхности, исчерченные сериями прямолинейных борозд
(Анохин и др., 2011). Эти склоны характеризуются наибольшей крутизной в верхних частях (до
50° и более). Вкрест склона фиксируются многочисленные локальные уступы с перепадами до
20 м. Западный и восточный склоны сложены
наиболее древними породами – базальтами,
вулканокластическими породами, рифогенными и планктоногенными известняками апттуронского комплекса.
Выделяется серия меридиональных малоамплитудных уступов на вершине, трассирующих с
севера на юг единую структуру протяженностью
до 40 км. Уступы расположены в одном интервале
(2300-2400 м), субпараллельно бровке вершины,
на расстоянии 1-2 км от нее к центру. В уступе
обнажены кампан-маастрихтские известняки.
Меридиональная система формирует восточный и западный склоны гайота в северной
и центральной части, а северо-западная – в
южной. Здесь так же имеется серия уступов
в пределах вершины, формирующих единый
линеамент, протягивающийся вдоль бровки
ск лона более, чем на 30 км на том же уровне – 2300-2400 м. Однако, эта структура трассируется на большем удалении от бровки (3-5 км).
В уступе обнажены известняки еще более древнего, альб-сеноманского, возраста.
Между уступом и бровкой юго-западного
склона расположен еще один уступ протяженностью до 10 км в интервале 2650-2750 м. По
сместителю обнажены базальты. На этом участке
выделяются три ступени, сложенные разновозрастными отложениями. Нижняя, глубже 2750 м,
представлена раннемеловыми вулканитами.
Средняя, на глубинах 2400-2600 м, – планк тоногенными известн яками апта-т у рона.
Верхняя сту пень на западе юж ного к у пола
сложена п ланк тоногенными известн яками
сантона-маастрихта. Выше, уже без явно выраженных уступов, эти отложения перекрываются
известняками и брекчиями позднего палеоцена–
эоцена. То есть, в результате тектонических
движений, на ограниченной площади обнажен
весь разрез осадочной толщи гайота (рис. 7).
Хорошо выраженные участки уступа прерываются пологими долинообразными понижениями шириной 1.5-5 км и протяженностью
3-8 км. Их можно было бы назвать промоинами,
однако фотопрофилирование свидетельствует
об иной их природе. Обнаженные в их днищах
коренные породы на многих участках имеют вид
стиральной доски. Скважина 37Б104, заложенная
в подобной структуре, вскрыла апт-сеноманский
рифогенный известняк. То есть, в подобных понижениях обнажены наиболее древние породы
гайота, а сами понижения являются не промоинами, а путями смещения блоков пород. Такая
трактовка, безусловно, требует дальнейшего
подтверждения.
ОБСУЖДЕНИЕ
Проведенные работы показали, что гайот Бутакова обладает некоторыми ярко выраженными индивидуальными особенностями. Общими
чертами с другими гайотами Магеллановых
гор являются хорошо выраженная вершинная
поверхность, выпукло-вогнутый профиль склонов, осложненность многочисленными площадными и линейными мезоформами. Осадочный
чехол гайота Бутакова слагают те же возрастные
комплексы, что и на других детально изученных
гайотах Магеллановых гор – нижнемеловой,
апт-туронский, сантон-маастрихтский, позднепалеоценовый–раннеэоценовый, миоценовый
и плиоцен–четвертичный (Мельников и др.
2006а, 2006б, 2007, 2009, 2011; Плетнев и др.,
2010). В дизъюнктивных дислокациях – это
наличие трех основных систем: субширотной,
меридиональной – северо-восточной и северозападной.
Отличия же весьма важны. Гайот имеет
субмеридионально вытянутую форму основания. Другие гайоты изометричны (Грамберга,
Ильичева, Вулканолог и др.), имеют субширотное удлинение (Федорова, Говорова, Гордина,
Коцебу) или очень небольшое меридиональное
(Скорняковой, Пегас). У гайота Бутакова низко
расположена бровкой вершинной поверхности –
2500-3000 м. Средняя глубина положения бровки
других гайотов – 1400-1600 м. В восточном звене
Магеллановых гор этот показатель снижается
с севера на юг: 1800 (гайот Федорова, западная
постройка) – 2000 (Ита-Май-Тай) – 2200 (Геленджик), достигая минимума на гайоте Бутакова.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
93
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МЕЛЬНИКОВ и др.
Рис. 7. Структурно-геологическая схема юго-западного участка гайота Бутакова. Условные обозначения см.
рис. 6. Местоположение см. на рис. 2.
Важным отличием является сбросовый характер
западных и восточных ск лонов, характеризующихся большой крутизной, целостностью
слагающих поверхностей, обнаженностью на
склонах наиболее древних пород. На других
гайотах поверхность склонов имеет преимущественно денудационную природу.
Характерной особенностью гайота является широчайшая обнаженность относительно
древних (меловых) осадочных пород. Частота
встречаемости пород апт-туронского комплекса
достигает 40%, а совместно с породами кампанмаастрихтского комплекса ‒ более 60%. Встречаемость пород позднего палеоцена–эоцена
лишь 35%. На других гайотах Магеллановых гор
соотношение противоположное, поскольку кайнозойские породы перекрывают древние. В комплексе пород апта–турона место уплотненных
глин и алевролитов, развитых на других гайотах,
занято более грубозернистыми отложениями –
песчаниками от тонко- до грубозернистых, и
даже гравелитами.
Все приведенные данные свидетельствуют
о весьма высокой степени воздействия на гайот
Бутакова тектонических или вулканотектонических активизаций.
94
Как и на других детально изученных гайотах
Магеллановых гор, в строении гайота Бутакова
можно выделить три структурно-формационных
яруса. Нижний соответствует пьедесталу гайота
и представлен толеитами гавайской серии. Вторым, состоящим из субщелочных и щелочных
базальтов и трахибазальтов, построена верхняя
часть горного сооружения. Третий комплекс
представляет собой осадочную шапку и состоит
из мезозойских–кайнозойских осадочных пород.
Нам бл изк и представ лен и я ак а дем и к а
И.П. Герасимова (1986), полагавшего, что подводные сооружения талассократона Дарвина являются, прежде всего, тектоническими глыбовыми
горами, образовавшимися на океаническом дне
путем вертикальных перемещений отдельных
блоков. В пользу выраженного глыбового рельефа свидетельствуют крутые склоны и уступы
на гайотах Магеллановых гор. Последующие
ак т и визац и и вн у т ри п л и т ного маг мат изма
окончательно сформировали рельеф горных
сооружений.
Вероятно, изнача льно гайот развива лся
по сходной с другими крупными подводными
горами схеме. В первой половине раннего мела
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПЕРВЫЕ ДАННЫЕ О ГЕОЛОГИЧЕСКОМ СТРОЕНИИ
произошло воздымание меридионально ориентированных соприкасающихся блоков плиты,
сопровождавшееся обильными вулканическими
излияниями. Очевидно, вскоре после этого
события центральная часть гайота просела по
структурам грабена. Это обусловило различия в
развитии северной и южной частей вершины.
На рубеже раннего и позднего мела существовала подводная гора с расположением вершины у поверхности океана. Скорее всего, она
частично находилась в субаэральных условиях, о
чем свидетельствуют красноцветные изменения
вулканических пород, а также наличие пород
волноприбойной зоны – гравелитов, детритовых
ракушняков и других. В апт-туронское время
наиболее возвышенной частью горы была северная, где накапливались мелководные фации, а
в южной отлагались планктоногенные известняки верхнебатиальных условий.
Перерыв в накоплении осадочных толщ
в коньякское врем я, очеви дно, обусловлен
коньякской регрессией. К сантону произошло
погружение гайота – формируются преимущественно планктоногенные известняки и фациально связанные с ними эдафогенные брекчии.
Состав осадочной толщи на севере и юге гайота
сходен. Подобная ситуация сохранялась, вероятно, и в позднем палеоцене-эоцене.
На протяжении формирования осадочной
толщи происходят вулканотектонические активизации, результатом которых является возникновение осложняющих вулканических построек
различного возраста, а также дизъюнктивных
нарушений. Такие активизации, судя по возрасту
вулканокластических пород, происходили на
рубеже сантона и кампана, в маастрихте, раннем,
среднем и позднем эоцене.
После эоцена последовательность развития
событий не вполне ясна. Возможно, в олигоцене
или чуть позже гайот подвергся более мощным
вулканотек тони ческ им воздействи ям, чем
другие подводные горы региона, и погрузился
на большую глубину по сравнению с ними. Это
привело к преобладанию эрозии над аккумуляцией, что нашло свое отражение в олигоценовом
хиатусе. Именно такая ситуация привела к
низкому современному положению вершинной
поверхности и отсутствию отложений олигоцена. Еще одно мощное воздействие гайот мог
испытать и позже. Отсутствие оруденения на
ск лонах позволяет сделать предположение о
времени его проявления. Наиболее подходящим
кажется хорошо известное по всему Тихому
океану среднемиоценовое событие (Басов, 1989).
Однако, по нашим наблюдениям, на породах
этого возраста успевает сформироваться железомарганцевая корка мощностью до 1 см и более.
Здесь же склоны совершенно свободны от рудных
образований или имеют место лишь рудные налеты. Очевидно, эта тектоническая активизация
была постмиоценовой.
ВЫВОДЫ
1. Комплексный литобиостратиграфический
анализ позволил впервые стратифицировать осадочную толщу (апт-плейстоцен) гайота Бутакова
и восстановить палеогеографические обстановки
их осадконакопления. По экологическому составу ископаемой биоты в позднемеловой истории
гайота фиксируются два этапа высокого стояния
уровня океана (поздний альб-сеноман и поздний
кампан-маастрихт). Они по времени совпадают с
глобальными трансгрессиями на континентах.
2. Незначительная распространенность рифогенных известняков на исследуемом гайоте,
в сравнении с гайотами Федорова и Ита-МайТай, указывает на кратковременность пребывания вершины гайота Бутакова в фотической
зоне, что не позволило активно развиваться
рифостроителям.
3. На гайотах Магеллановых гор повсеместно,
в том числе и на гайоте Бутакова, фиксируется
олигоценовый перерыв осадконакопления. На
него указывают наши биостратиграфические
данные, а так же результаты глубоководного
бурения (Initial…, 1986; Lancelot et al., 1990) и
геоакустические исследования с высоким разрешением на гайоте Ита-Май-Тай (Мельников
и др., 2010).
4. На формирование гайота Бутакова весьма
существенное влияние оказали постседиментационные вулканотектонические активизации
в позднем мелу, палеогене и неогене. Очевидно,
именно они ответственны за глубокое положение
вершины гайота, сбросовый характер западных и
восточных склонов, широчайшую обнаженность
наиболее древних вулканогенных и осадочных
пород. В свою очередь, более низкий уровень
анома льного магнитного пол я может быть
обусловлен более глубоким батиметрическим
положением тела гайота.
Морские работы на гайоте Бутакова выполнены в рамках государственных контрактов РФ
№№ ПС-02-06/1931 от 28.10.2003, 20/01/101-33 от
17.04. 2007 и 29/01/101-8 от 15.12.2008.
Список литературы
Анохин В.М., Мельников М.Е., Седышева Т.Е. Некоторые особенности морфологии гайота Бутакова (Магеллановы горы, Тихий океан) //
Изв. Русского географического общества.
2011. Т. 143. № 4. С. 45-60.
Асавин А.М., Чесалова Е.И., Мельников М.Е.
Прогнозная ГИС модель формирования
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
95
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МЕЛЬНИКОВ и др.
железомарганцевых корок гайота Бутакова
(Магеллановы горы, Тихий океан) // Вестник
КРАУНЦ. Науки о Земле. 2007. № 2. Вып. 10.
С. 118-128.
Басов И.А. Стратиграфические перерывы в осадочном чехле северо-западной Пацифики
и их связь с геологическими событиями //
Геология дна Тихого океана и зоны перехода
к Азиатскому континенту. Владивосток: ДВО
ДАН СССР, 1989. С. 91-96.
Брусиловский Ю.В., Городницкий А.М., Соколов В.А.
Вулканотектоническая эволюция Магеллановых подводных гор в свете их геомагнитного изучения // Геотектоника. 1992. № 5.
С. 96-106.
Гайоты Западной Пацифики и их рудоносность /
Ю.Г. Волохин, М.Е. Мельников, Э.Л. Школьник и др. М.: Наука, 1995. 368 с.
Герасимов И.П. Проблемы глобальной геоморфологии. М.: Наука, 1986. 207 с.
Захаров Ю.Д., Плетнев С.П., Мельников М.Е., и др.
Первые находки меловых белемнитов в Магеллановых горах Тихого океана // Тихоокеанская геология. 2007. Т. 26. № 1. С. 36-51.
Корчагин О.А. К лассификация мезозойских
планктонных фораминифер. М.: ГЕОС,
2003. 90 с.
Мельников М.Е., Плетнев С.П., Басов И.А. и др.
Новые геологические и палеонтологические
данные по гайоту Федорова (Магеллановы
горы, Тихий океан) // Тихоокеанская геология. 2006а. Т. 25. № 1. С. 3-13.
Мeльников М.Е., Плетнев С.П., Басов И.А. и др.
Новые геологические и палеонтологические
данные по гайоту Альба (Магеллановы горы,
Тихий океан) // Тихоокеан. геология. 2007. Т.
26. № 3. С. 65-74.
Мельников М.Е., Плетнев С.П., Басов И.А. Седышева Т.Е. Новые данные о морфологии и
геологическом строении гайота Грамберга
(Магеллановы горы, Тихий океан) // Тихоокеанская геология. 2009. Т. 28. № 4. С. 105-115.
Мельников М.Е., Сапрыкин С.С., Хулапова Т.М. Геологическая интерпретация материалов фототелевизионного профилирования поверхности
подводных гор // Вестник КРАУНЦ. Науки о
Земле. 2006б. № 2. Вып. 8. С. 86-96.
Мельников М.Е., Туголесов Д.Д., Плетнев С.П.
Строение верхней части разреза осадочной
толщи гайота Ита-Май-Тай по данным геоакустического профилирования (Тихий океан) //
Океанология. 2010. Т. 50. № 4. С. 618-626.
Методы палеогеографических реконструкций /
Под ред. П.А. Каплина и Т.А. Яниной. Москва: МГУ, Географ. факультет, 2010. 429 с.
Плетнев С.П. Дополнительные биостратиграфи-
96
ческие данные о гайотах Западной Пацифики
(на основе анализа фораминифер) // Новые
данные о стратиграфии Дальнего Востока и
Тихого океана. Владивосток: ДВО АН СССР,
1990. С. 100-105.
Плетнев С.П., Мельников М.Е., Пунина Т.А.,
Захаров Ю.Д. Меловые отложения гайотов
Магеллановых гор (Тихий океан) // Меловая система России и ближнего зарубежья:
проблемы стратиграфии и палеогеографии.
Ульяновск: УлГУ, 2010. С. 283-286.
Рашидов В.А., Долгаль А.С., Новикова П.Н. Геомагнитные исследования гайотов Вулканолог и
Коцебу (Магеллановы горы, Тихий океан) //
Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле. 2009. № 1.
Вып. 13. С. 98-106.
Харленд У.Б., Кокс А.В., Ллевеллин П.Г. и др.
Шкала геологического времени. М.: Мир,
1985. 140 с.
Heezen B.C., Matthews J.L., Catalano R et al. Western
Pacific guyots. // Initial reports of the Deep Sea
Drilling Project. W. 1973. V. 20. P. 653-723.
Initial reports of the Deep-Sea Drilling Program. W.
1986. V. 89. 678 p.
Krasheninnikov V.A., Basov I.A. Stratigraphy of
Cretaceous sediments of the Falkland Plateau
Based on planktonic foraminifers // Deep-Sea
Drilling Project, Leg 71/ Init. Reports of the
DSDP. W. 1983. V. 71. P. 789-808.
Lancelot Y., Larson R.L. et al. Proceeding of the Ocean
Drilling Program. Initial reports // TX. 1990.
V. 129. 488 p.
Lee T.-G., Lee S.-M., Moon J.-W., Lee K. Paleomagnetic
investigation of seamounts in the vicinity of
Ogasawara Fracture // Earth Planets Space Latter.
2003. V. 55. P. 355-360.
Premoli S.I., Haggerty J., Rack F. et al. Proceeding of
the Ocean Drilling Program. Initial reports // TX.
1993. V. 144. 1084 p.
Sager W.W., Winter E.L., Firth J.V. et al. Proceeding
of the Ocean Drilling Program. Initial Reports //
TX. 1993. V. 143. 724 p.
Smoot N.C. The Marcus-Wake seamounts and guyots
as paleofracture indicators and their relation
to the Datton Ridge // Marine Geology. 1989.
V. 88. Р. 117-131.
Staudigel H., Clague D.A. The geological history of
deep-sea volcanoes // Oceanography. 2010. V. 23.
№. 1. P. 58-71.
Zakharov Y.D., Melnikov M.E., Pletnev S.P. et al.
Supposed deep-water temperature fluctuations
in the Central Pacific during latest Cretaceous
time: first evidence from isotopic composition of
belemnite rostra / Cephalopods. Present and Past
(eds. Tanabe K., Shigeta Y., Sasaki T., Hirano H.).
Tokai University Press. Tokyo, 2010. P. 267-285.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПЕРВЫЕ ДАННЫЕ О ГЕОЛОГИЧЕСКОМ СТРОЕНИИ
FIRST DATA ON GEOLOGICAL STRUCTURE OF THE BUTAKOV
GUYOT, MAGGELAN MOUNTAINS, PACIFIC OCEAN
M.E. Melnikov1, S.P. Pletnev2, T.E. Sedysheva1, Y.D. Zakharov3,
V.V. Ivanov1, T.A. Punina3, V.D. Chudik3
State Scientific Center, Federal State Unitary Enterprise Yuzhmorgeologiya, Gelendzhik, 353470 Russia
2
Il’ichev Pacific Oceanological Institute, Far East Branch, Russian Academy of Sciences,
Vladivostok, 690041 Russia Vladivostok, Russia
3
Far Eastern Geological Institute, Far Eastern Branch, Russian Academy of Sciences, Vladivostok, 690022
1
Geological and geophysical studies revealed principal regularities of the Butakov guyot geologic setting. The
guyot morphology is characterized by low bathymetric position of the summit plain and meridian orientation
of the base. Deposits are composed of rock complexes of Aptian-Turonian, Santonian-Maastrichtiаn, Late
Paleocene-Eocene, Miocene, as well as friable Pliocene-Quaternary sediments. Comparatively ancient
Cretaceous rocks are widely exposed on the surface. Analysis of the anomalous magnetic field, bottom
topography, and geology resulted in conclusion that tectonics affects considerably formation of the guyot
geologic setting.
Keywords: guyot, stratigraphy, disjunction dislocations, volcano-tectonic, relief, Magellan Seamount.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
97
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
УДК 550.834 (265.54)
НОВОЕ В СТРОЕНИИ КОТЛОВИНЫ И ТРОГА УЛЛЫНДО
(ЯПОНСКОЕ МОРЕ)
В.Л. Ломтев
Институт морской геологии и геофизики ДВО РАН, Южно-Сахалинск, 693022;
e-mail: lomtev@imgg.ru
По данным НСП, МОГТ и бурения рассматриваются новые черты строения котловины и трога
Уллындо (южная часть Японского моря) и их неоген-четвертичного осадочного чехла. Они возникли в позднем кайнозое (средний-поздний плейстоцен?) в результате контрастных тектонических движений, активного вулканизма и связанного с ним компенсационного опускания дна
на 2-2.5 км и инверсии приосевой части краевого прогиба Нактон (хребет Оки). Дельта, авандельта и фан Хуанхэ надстраивались в этом прогибе с выходом в Японское море. Образование
котловины Уллындо сопровождалось также оползанием края авандельты (два оползневых цирка), которое продолжается и в настоящее время (блоковые, возможно цунамигенные, оползни).
Ключевые слова: котловина, трог, чехол, авандельта, фан, вулканизм, оползень.
В статье по материалам непрерывного сейсмоакустического профилирования (НСП), метода общей глубинной точки (МОГТ) и бурения
рассматриваются новые черты строения котловины и трога Уллындо на юге Японского моря
(рис. 1, 2). Профили НСП получены в 1991 и 1993 гг.
на НИС «Проф. Гагаринский» во время совместных (ИМГиГ ДВО РАН – KORDI – Korean
Oceanological Research and Development Institute)
геолого-геофизических исследований (Аносов
и др., 2000; Ломтев, 2000; Suk et al., 1993). Сейсмопрофилирование проводилось на 6-7-узловом
ходу с электроискровым источником мощностью 12-14 кДж в частотном диапазоне 110-130 Гц.
Глубинность НСП в кайнозойском чехле не превышала 1-1.5 км при разрешающей способности
15-20 м.
За последние 50 лет в исследуемом районе
выполнены съемки НСП и МОГТ, отдельные и
ортогональные профили методом преломленных волн, бурение на шельфах и в котловинах
Ямато и Центральная, драгирование выходов
докайнозойского акустического фундамента и
вулканогенно-осадочных отложений кайнозойского чехла (Геологическое…, 1993; Основные…,
1978; Сигова, 1990; Чои, 1986; Chough et al., 1997;
Geological…, 1978; Yoon et al., 2002). По результатам этих работ опубликованы тектонические и
геологические карты с изопахитами осадочного
98
кайнозоя (до 2.5 км в котловине Уллындо), карты
аномальных, гравитационного и магнитного, полей, разработаны несколько альтернативных версий строения и истории развития впадины Японского моря (Основные…, 1978; Сигова, 1990; Чои,
1986; Geological…, 1978). Доминируют представления о кайнозойском (олигоцен-плейстоцен по
К. Тамаки (Tamaki, 1988)) рифтогенезе, связанном с мантийным диапиризмом (по Д. Каригу
(1974)), раздвигом и раскрытием этой тыловодужной впадины. Вместе с тем прослеживание субмеридиональных прогибов и массивов Корейского п-ова (Сино-Корейский щит) в Японское
море к поднятию Ямато, признаки предмиоценовой палеосуши и ряд нерешенных проблем в
истории осадконакопления, магматизме, нефтегазовой геологии указывают на необходимость
дальнейшего изучения этого региона.
МОРФОСТРУКТУРА РАЙОНА
Котловина и трог Уллындо располагаются во входящем структурном угле, образованном подводными окраинами Сино-Корейского
щита и Японской дуги. Из-за довольно сложного строения рельефа (рис. 3.1-7) их нередко называют бордерлендами (Основные…, 1978;
Geological…, 1978). В Цусимском (Корейском)
проливе их разделяет мезокайнозойский крае-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НОВОЕ В СТРОЕНИИ КОТЛОВИНЫ
Рис. 1. Обзорная батиметрическая карта (Атлас…, 1974) с положением сейсмопрофилей российскоюжнокорейских исследований (см. рис. 2, 3.1-7) в районе котловины и трога Уллындо и буровых скважин,
стратиграфические колонки которых представлены на рис. 5 и 6.
вой прогиб Нактон или Цусимский (Геология…,
1964; Сигова, 1990), открытый к северу во впадину Японского моря и к югу на шельф Тунгхай
(Geological…, 1978; Geology…, 1987). Прогиб выполнен вулканогенно-осадочными отложениями мезокайнозоя мощностью 8-10 км (Chough et
al., 1997; Yoon et al., 2002). Его фундаментом служат палеозой-докембрийские гнейсы и граниты
метаморфического пояса Хида на западном побережье о-ва Хонсю и докембрийские гнейсограниты массива Собэк на восточной окраине
Корейского п-ова (Геология…, 1964; Geology…,
1987). Подводные окраины Кореи и Японии
включают в себя шельф, аваншельф, верхний
уступ континентального склона и бордерленд,
опирающийся на ложе Центральной котловины
Японского моря с глубинами 2600-3000 м. Основными морфоструктурами бордерленда здесь являются котловина, трог и плато Уллындо, а также хребет Оки. Ниже по данным сейсморазведки и бурения рассматриваются новые черты их
строения и, вероятно, генезиса.
Хребет Оки. Соединяет о. Хонсю с подводным поднятием Ямато, разделяющим котловину Ямато и трог Уллындо (рис. 1-3.1). Вершина хребта уплощена, местами абрадирована
(аваншельф) с несколькими островами и скалами, включая двойной четвертичный вулкан
Чукто (Suk et al., 1993; профиль 139 на рис. 3),
имеющий в литературе и другие названия (скалы Лианкур на батиметрической карте Мирового океана (1977)). В строении хребта на профиле
112 (рис. 3.1) выделяются согласно деформированный неоген-четвертичный чехол с верхней,
контрастной и нижней, полупрозрачной толщами мощностью более 1-1.5 км и многочисленные конусы, возможно связанные, с внедрением крупных объемов вязкой, кислой магмы. Замечу, что последнее заключение важно подкрепить площадной съемкой НСП и по возможности МОГТ.
Накопление столь мощной толщи осадков
происходило в прогибе между плато Уллындо и
Японской дугой, что указывает на продолжение
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
99
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЛОМТЕВ
Рис. 2. Батиметрическая карта котловины и трога Уллындо (Японское море) с сечением изобат 500 м и схемой профилей НСП ИМГиГ ДВО РАН (Ломтев, 2000): 1 – плато Уллындо; 2 – Восточно-Корейский трог;
3 – подводная долина Вонсан (Suk et al., 1996); 4 – подводная гора Глебова; 5 – о. Уллындо с вулканом Нари;
6 – висячий осадочный бассейн Хупо (Аносов и др., 2000; Geology…, 1987); 7 – массив Собэк; 8 – висячий
осадочный бассейн Поханг (Аносов и др., 2000; Geology…, 1987); 9 – мезокайнозойский краевой прогиб Нактон и северный выход из Цусимского пролива; 10 – о-ва и вулкан Чукто; 11 – подводный хребет Оки, 12 –
Западно-Яматинский «залив» Центральной котловины Японского моря. Пунктир – профиль МОГТ, представленный на рис. 4 через скв. Долгораи-1 (черный треугольник (Chough et al., 1997)).
мезокайнозойского краевого прогиба Нактон к
северу в сторону Японского моря. Образование
хребта Оки видимо фиксирует инверсию прогиба, в основном, связанную с внедрением крупных объемов вязкой, кислой магмы в плейстоцене. Амплитуда постседиментационного воздымания дна соответствует высоте хребта и составляет ~ 1 км.
Трог Уллындо. Традиционно трог Уллындо
считают северной частью одноименной котловины, открытой через Западно-Яматинский «залив» (Антипов, 1987) в Центральную котловину Японского моря (рис. 1-3.1). Борта трога разновысотные (> 1-1.5 км) крутизной до 4-5о, днище широкое (12-35 км) с пологим (1-2°) региональным наклоном к западу (профили 135, 112
на рис. 3.2 и 3.1, соответственно). Вдоль основа100
ния западного борта проходит неглубокая подводная долина Вонсан (Suk et al., 1996) с 300-метровым палеоврезом. Трог обычно рассматривали как структуру растяжения и опускания земной коры типа рифта или рифтограбена (Сигова, 1990 и др.). Судя по профилям 112 и 135
(рис. 3.1-2) для него характерно разное строение
бортов, включая глубину залегания акустического фундамента, состав и возраст его пород (Геологическое…., 1993). Под днищем трога акустический фундамент залегает горизонтально и, судя
по погребенному, вероятно щитовому, вулкану
на профиле 112, имеет предмиоценовый(?) возраст и с учетом известных данных НСП по строению зон подводного вулканизма в регионах запада Тихого океана (Селиверстов, 1987) вероятно сложен потоками базальтов.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НОВОЕ В СТРОЕНИИ КОТЛОВИНЫ
3.1
3.2
3.3
3.4
3.5
3.7
3.6
Рис. 3.1-7. Подборка профилей НСП в котловине и троге Уллындо, выделенных на рис. 2. Вертикальный
масштаб в секундах двойного пробега (здесь и на рис. 4), горизонтальный – получасовые марки, равные
примерно 6 км. ЭК – экструзивный купол, АФ – акустический фундамент, влк. – вулкан. Линии со стрелками – предполагаемые разломы и смещения по ним.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
101
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЛОМТЕВ
Западный борт (плато Уллындо) в отличие
от восточного борта террасирован нормальными
сбросами с активным, опущенным крылом или
взбросами, если у них активно приподнятое,
висячее крыло. В последнем случае ожидаемо
изменение падения их сметителей с глубиной
на обратное (цилиндрические разломы (Хиллс,
1954)). Позднекайнозойские осадки налегают
на него с утонением и вык линиванием, что
обусловлено продольным заполнением прогиба
осадками (Сейсмическая…, 1982), которое, если
ориентироваться на палеоврез и долину Вонсан,
происходило с юга на север. Инверсия прогиба
Нактон и образование хребта Оки в плейстоцене привели к обособлению трога Уллындо как
остаточного прогиба.
Плато Уллындо. Представляет собой асимметричный в широтном сечении выступ докембрийских (архей-ранний протерозой) пород с
крутым восточным склоном, располагающийся
на продолжении массива Собэк в восточной
части Сино-Корейского щита (Геологическое…,
1993). Он разделяет Восточно-Корейский и
Уллындо троги и в основном драпирован маломощными потоками базальтов и позднекайнозойскими морскими осадками (профили 111,
112, 135 на рис. 3.1,2). Выходы фундамента на дно
местами абрадированы и находятся на разных
глубинах (разноглубинные бенчи аваншельфа),
что указывает на палеосушу и ее последующее
затопление морем в позднем кайнозое. Тектонические ступени и блоки фундамента с постседиментационными наклонами осадочных слоев
> 2° фиксируют фазу деформации (тектогенеза),
определившую переход от малоамплитудного
рельефа палеосуши к более контрастному рельефу окраинного моря. Почти непрерывное
прослеживание предмиоценовых(?) базальтов
и перекрывающи х и х позднекайнозойск и х
морских осадков на ск лон и вершину плато
Уллындо на профиле 112 позволяет определить
общую амплитуду контрастных тектонических
движений, достигающую 2-2.5 км.
Отметим своеобразный имидж придонных
осадков с интенсивными отражающими границами в прозрачном матриксе. Он не имеет аналога в
изученном районе и вероятно связан с переслаиванием морских осадков дальнего (прозрачный
матрикс) и ближнего транзита (переотложенные
продукты абразии и вулканизма палеосуши).
Котловина Уллындо (Цусима). В плане изометрична с двумя, южным и восточным, «заливами»
(рис. 1, 2). Ее борта высотой до 1 км и крутизной
7-11° изрезаны оврагами (по Ф.П. Шепарду (1976))
и долинами, включая Хуанхэ. На батиметрической карте (1977) последняя следует в обход
Корейского п-ова от современного устья в заливе
Бохай (Желтое море) в Цусимский пролив и впадину Уллындо (профиль 142 на рис. 3.5). Ширина
ложа котловины достигает 150 км. Как и днище
трога Уллындо оно имеет региональный пологий
наклон к западу, поэтому его глубины в этом
направлении увеличиваются от 1200 до 2200 м.
В строении котловины выделим узкую флексуру
южного борта с относительно спокойным, параллельным дну залеганием неоген-четвертичных
осадков, вскрытых скв. Долгораи-1 (рис. 3.5, 4),
вдоль которой мощность коры сокращается вдвое
Рис. 4. Временной (вверху) и интерпретированный временной разрез МОГТ через скв. Долгораи-1 с сокращениями (положение см. на рис. 2 (Chough et al., 1997)): I-III – осадочные сейсмокомплексы с возрастом
осадков 16-12, 12-6.5 и 6.5-0 млн. лет соответственно
102
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НОВОЕ В СТРОЕНИИ КОТЛОВИНЫ
с 30 до 14 км (Аносов и др., 2000), cтупенчатую
флексу ру запа дного борта с к лином предмиоценовых (?) базальтов (лавовый язык длиной
10 км) на профиле 140 (рис. 3.4), указывающий на
близлежащий вулканический или трещинный
центр излияний (продолжение массива Собэк),
структурные дамбы вдоль края Цусимского
шельфа (профиль 110) и у входа в трог Уллындо
(профи ль 108), несколько антик лина льных
складок и ступеней на ложе, две группы растущих конусов (профиль 115) близ о. Уллындо с
кальдерным четвертичным (1 млн. лет (Geology…,
1987)) вулканом Нари высотой 984 м (профиль
141). Последний по данным южнокорейских геологов сложен кислыми лавами (Geology…, 1987),
поэтому в работе (Suk et al., 1993) его считают
экструзивным. Стоящая рядом подводная коническая гора Глебова (рис. 2, 3.2) традиционно
считалась вулканом (Геологическое…, 1993).
Однако на профиле 138 (рис. 3.2) можно видеть,
что ее восточные цоколь и склон, включая линзу
контрастных турбидитов, слагают кайнозойские
отложения, поднятые при внедрении вязкой
магмы. Таким образом, изометричная в плане
форма котловины хотя бы отчасти обусловлена
компенсационным опусканием дна прогиба Нактон при оттоке крупных объемов магмы кверху.
Прослеж ивание ни ж ней толщи неогенчетвертичного чехла через флексуру западного
борта на профиле 140 и налегание его верхней,
турбидитно-оползневой, толщи (рис. 3.4) надежно
фиксируют тот факт, что еще недавно котловина
Уллындо была более мелкой и шире современной,
особенно к западу. В результате опускание ложа
здесь успела накопиться верхняя толща мощностью до 400 м (коррелятный комплекс), сложенная
контрастными надоползневыми турбидитами и
пластовыми оползнями (оползни-потоки) с прослоями турбидитов, частью ими эродированных
(рис. 3.3-7). С учетом перепада высот между
Цусимским шельфом и кровлей нижней толщи
общая амплитуда опускания составит 2-2.5 км.
При средней мощности надоползневых турбидитов 200 м (скорость распространения продольных
волн в них принята 1600 м/с (Аносов и др., 2000),
а скорость аккумуляции придонных осадков –
0.02-0.2 см/год (Hong et al., 1997) последняя
фаза углубления котловины Уллындо началась
1-0.1 млн. лет назад (средний-поздний плейстоцен), что независимо подтверждает налегание
надоползневых турбидитов на основание четвертичного вулкана Нари на профиле 141 (рис. 3.3)
и согласуется с выводами других исследователей
(Антипов, 1987; Ли Дюк Нам, 1990).
Отметим также веер отражающих границ
верхней толщи на профилях 115 и 130 (рис. 3.3-4),
который в отличие от ее горизонтального залегания на профиле 140, указывает на конседимента-
ционный режим движений верхнего уступа континентального склона.
СТРОЕНИЕ НЕОГЕНЧЕТВЕРТИЧНОГО ЧЕХЛА
Ранее по данным НСП было установлено,
что неоген-четвертичный чехол котловины и
трога Уллындо слагают контрастная, верхняя и
полупрозрачная, нижняя толщи (Geological…,
1978). На опубликованных картах изопахит
(Geological…, 1978) видно разрастание мощности
чехла на ложе, южном и восточном бортах котловины (до 2-2.5 км) и его утонение на западном
борту и подводном продолжении массива Собэк,
включая плато Уллындо (до 0.1 км и менее). Ранее
предполагали (Геологическое…, 1993; Основные…,
1978; Geological…, 1978), что в составе осадочного
чехла преобладает биотерригенная взвесь западной ветви теплого течения Куросио, следующей
в Японское море через Цусимский пролив, с
примесью местной пирокластики, выносов рек
и мелких каньонов. Однако существует и иная
точка зрения (Ломтев, 2000).
Авандельта Хуанхэ предполагается между
южным и северным выходами из Цусимского пролива по данным МОГТ, НСП и бурения (Ломтев,
2000). Основными признаками авандельты являются косослоистые сейсмофации (клиноформы
наращивания (Сейсмическая…, 1982)) и глинизация осадочного разреза к северу с выпадением
углей, конгломератов и ракушняка в меридиональном ряду скважин на рис. 4-6. Фронт авандельты фиксируют крупные, восточный (шельф
о. Хонсю) и южный (Цусимский шельф), оползневые цирки или «заливы» котловины (рис. 2).
К северу от него надстраивался фан или подводный конус выноса Хуанхэ.
Высота клиноформ авандельты на профиле
МОГТ в средней части разреза достигает ~ 500 м
со снижением кверху до 300 м (рис. 4). В скв.
Долгораи-1, пробуренной на фронте авандельты, мощность песчано-глинистого разреза с возрастом осадков моложе 16 млн. лет (средней миоцен – плейстоцен) составила 4.2 км (Chough et al.,
1997). Ее формирование в прогибе Нактон связано с выносами Хуанхэ, одной из крупнейших
рек Дальнего Востока, что видно по фациальному замещению пресноводных, аллювиальнодельтовых осадков в скв. Томи-1 и Сора-1 (рис. 1,
5) на южном выходе из Цусимского пролива морскими, глинисто-песчаными фациями авандельты (скв. Долгораи-1 (Chough et al., 1997; Yoon et al.,
2002)) и далее к северу более тонкозернистыми,
песчано-глинистыми осадками ее фана в скв. 1-4
(рис. 1, 6). Кроме того, на батикарте (1977) подводное продолжение Хуанхэ прослежено от устья в
заливе Бохай (Желтое море) в обход Корейского
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
103
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЛОМТЕВ
Рис. 5. Стратиграфические колонки СКВ. Томи-1 и
Сора-1 на южном выходе из Цусимского пролива (положение см. рис. 1; Geology…, 1987): 1 – конгломерат; 2
– песчаник; 3 – алевролит; 4 – аргиллит; 5 – каменный
уголь или лигнит; 6 – ракушняк; 7 – вулканиты; 8 –
кремни. Обстановки осадконакопления: А – шельфовые, Б – флювиально-дельтовые(?), В – флювиальнодельтовые, Г – дельтовые, Д – аллювиальные.
п-ова к северному выходу из Цусимского пролива (профиль 142 на рис. 3.5) и котловине Уллындо. Она эродирует западный фланг авандельты,
а ее выносы в основном и слагают придонные
надоползневые турбидиты верхней толщи в западной части ложа котловины (рис. 2, 3). Таким
образом, Тибет и равнинный Китай были главной областью сноса терригенных осадков, слагающих неоген-четвертичный чехол на юге и востоке впадины Японского моря.
Фан или подводный конус выноса Хуанхэ
надстраивался в неогене – раннем плейстоцене
на севере прогиба Нактон мористее авандельты Хуанхэ (Ломтев, 2000). В троге и котловине
Уллындо его западное крыло определяет региональный пологий наклон их дна к западу
(рис. 2). Это крыло фана надежно опознается на
профилях 135, 138 и отчасти 112 как придонный
клин контрастных осадков верхней толщи с
подошвенным несогласием (рис. 3.1, 2). Ниже
залегают горизонтально-слоистые осадки ниж104
ней, полупрозрачной толщи или так называемый
комплекс выполнения краевого прогиба Нактон.
Главная долина фана, судя по линзам осадков с
хаотической текстурой, намечается близ оси прогиба Нактон (вершина хребта Оки), то есть его
противоположное крыло находится восточнее
и вскрыто скв. 1-4 близ п-ова Симанэ (рис. 1, 6).
Оползни котловины Уллындо представлены
деструктурными (оползни-потоки) и структурными (блоковые оползни) типами (Ломтев,
1990, 2000). Оползни-потоки занимают почти
все ложе котловины (рис. 3.3-7), кроме участка,
прилегающего к вулкану Чукто. На южном крыле
структурной дамбы у входа в трог Уллындо (профиль 108) они выклиниваются. На профилях
НСП оползни-потоки слабоконсолидированных осадков авандельты (до 2-3 горизонтов)
переслаиваются со слоистыми, акустически
контрастными турбидитами и опознаются по
шероховатым (микроскладки) сейсмофациям,
пластовому строению (пластовые оползни) и
оползневому подошвенному срезу глубиной до
50 м (эрозия подстилающих турбидитов). Их
мощность измеряется десятками-первыми сотнями метров (профиль 104), которая уменьшается вниз по уклону ложа от южного и восточного
«заливов» котловины (оползневые цирки).
Обратим внимание на два разновозрастных блоковых оползня в южном оползневом
цирке, в том числе висячий, поскольку с одной
стороны они указывают на уплотнение разреза
авандельты Хуанхэ со временем, а с другой – его
современное регрессивное отступание к югу
(профиль 132 на рис. 3.5). К структурным относятся и два небольших оползня (осовы?) к
западу от него (профиль 110). Развитию оползней
в южном и восточном цирках способствуют
региональный наклон клиноформ авандельты в
сторону котловины (рис. 4), относительно низкое
сопротивление сдвигу (сцепление) слагающих
ее глинисто-песчаных осадков и, возможно,
коровая сейсмичность региона (Geology…, 1987).
Заметим, что на крутых склонах котловины Уллындо осадки со среднего-позднего плейстоцена
практически не накапливаются (профили 115,
130, 110, 132, 140 на рис. 3.3-5).
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
По результатам интерпретации данных
НСП, МОГТ и бурения обратим внимание на
разное геологическое строение бортов трога
Уллындо, нетипичное для классических рифтов
(Френд, 1970), почти изометричную, вероятно
компенсационную воронку одноименной котловины, инверсию мезокайнозойского краевого
прогиба Нактон, которые вызваны, вероятно,
внедрением магмы в неоген-четвертичный
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НОВОЕ В СТРОЕНИИ КОТЛОВИНЫ
Рис. 6. Cтратиграфические колонки скв. Тоттори-Оки, Касуми-Оки, Каназава-Оки и Тояма близ п-ова
Симанэ (о-в Хонсю) с сокращениями (положение см. рис. 1 (Itoh et al., 1997)): 1 – аргиллит; 2 – алевролит; 3 –
песчаник; 4 – туфы; 5 – риолит; 6 – андезит; 7 – базальт; 8 – глауконит. В основании колонок – глубина забоя
в метрах.
чехол. В результате в приосевой части краевого
прогиба Нактон возник хребет Ок и и обособился трог Уллындо (остаточный прогиб).
С учетом данных (Hong et al., 1997) по скорости
накопления придонных (надоползневых) осадков
приходим к выводу, что эти морфоструктуры
довольно молодые (Антипов, 1987; Ли Дюк Нам,
1990; Ломтев, 2000) и возникли, видимо в позднем
кайнозое (средний-поздний плейстоцен?).
Судя по данным бурения и сейсморазведки
можно зак лючить, что в строении неогенчетвертичного чехла котловины и трога Уллындо
преобладают выносы Хуанхэ, дренирующей
Тибет и равнинный Китай, а не биотерригенная взвесь западной ветви теплого течения
Куросио. В краевом прогибе Нактон они формировали дельту, авандельту, фан и комплекс
выполнения, а также оползни и надоползневые
турбидиты ложа котловины (коррелятная верхняя толща). Заметим, что авторы (Chough et al.,
1997; Yoon et al., 2002), детально изучавшие клиноформы по данным бурения скв. Долгораи-1 и
МОГТ, связывают их с проградацией Цусимского шельфа к северу, не учитывая последовательную смену фаций в прогибе Нактон с юга на се-
вер в скважинах на рис. 1, 2, 5, 6 и общепринятый средне-позднечетвертичный возраст шельфов Мирового океана.
У входа в трог Уллындо на профилях НСП по
скрытому угловому несогласию четко опознаются комплекс выполнения прогиба Нактон с горизонтальными границами (региофация ложа
и/или дистальная часть фана) и перекрывающие его отложения западного крыла фана Хуанхэ, имеющие пологий наклон к подводному продолжению массива Собэк.
Особо выделим проблему детального изучения и мониторинга висячих блоковых оползней
в южном и вероятно восточном оползневых
цирках котловины Уллындо, которые, возможно,
способны вызвать заметные цунами в бассейне
Японского моря, угрожающие портам Приморья
и Татарского пролива.
Автор благодарен М.Г. Гуринову (ИМГиГ)
за компьютерную подготовку графики статьи,
а также к.т.н. В.А. Рашидову (ИВиС ДВО РАН)
и рецензентам журнала «Вестник КРАУНЦ. Серия: Науки о Земле» – за полезные замечания и
критику, позволившие заметно улучшить стиль
работы и уточнить ряд положений.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
105
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЛОМТЕВ
ВЫВОДЫ
Представленные в статье данные НСП,
МОГТ и бурения и их интерпретация позволяют
предполагать, что котловина (изометричная компенсационная воронка) и трог Уллындо (остаточный прогиб с разным строением бортов) возникли в позднем кайнозое. Амплитуда вертикальных
смещений дна достигает 2-2.5 км. Мезокайнозойский краевой прогиб Нактон в неогене – раннем
плейстоцене с юга на север заполнялся выносами Хуанхэ, сформировавших дельту, авандельту, фан и так называемый комплекс выполнения.
Западное крыло фана Хуанхэ определяет региональный пологий наклон дна котловины и трога
Уллындо к западу. Опускание дна сопровождалось сползанием края авандельты Хуанхэ и формированием 2-3 оползневых горизонтов на ложе
и двух крупных оползневых цирков, врезанных в
шельфы о. Хонсю и севера Цусимского пролива.
Из-за очевидной цунамиопасности необходимо детальное изучение и мониторинг висячих
оползней в южном и восточном оползневых цирках котловины Уллындо.
Список литературы
Аносов Г.И., Сок Б.-Ч., Аргентов В.В. и др. Строение восточного шельфа полуострова Корея
по сейсмическим данным // Тихоокеанская
геология. 2000. Т. 19. № 2. С. 3-16.
Антипов М.П. Тектоника неоген-четвертичного
оса дочного чех ла дна Японского моря.
М.: Наука, 1987. 86 с.
Атлас океанов. Тихий океан / Отв. ред. Г.С. Горшков. Л.: ГУНиО МО СССР, 1974. 322 с.
Батиметрическая карта Мирового океана. М-б
1:10000000. М.: ГУГК при СМ СССР, 1977.
Геологическое строение западной части Японского моря и прилегающей суши. Владивосток: Дальнаука, 1993. 211 с.
Геология Кореи. М.: Мир, 1964. 264 с.
Кариг Д. Происхождение и развитие окраинных
бассейнов западной части Тихого океана //
Новая глобальная тектоника. М.: Мир, 1974.
С. 266-288.
Ли Дюк Нам. Основные черты неотектоники Кореи и генезис Японского моря // Тихоокеанская геология. 1990. № 5. С. 3-11.
Ломтев В.Л. Оползни на подводных континентальных окраинах в эпоху пасаденской орогении // Природные катастрофы и стихийные бедствия. Владивосток: ДВО АН СССР,
1990. Т. 2. С. 348-363.
Ломтев В.Л. Новые данные о строении котловины и трога Уллындо (Японское море) // Строение земной коры и перспективы нефтегазо-
106
носности в регионах Северо-Западной окраины Тихого океана. Южно-Сахалинск: ИМГиГ ДВО РАН, 2000. Т. 2. С. 54-74.
Основные черты геологического строения дна
Японского моря. М.: Наука, 1978. 264 с.
Сейсми ческая стратиг рафи я. В 2-х частях.
М.: Мир, 1982. 846 с.
Селиверстов Н.И. Сейсмоакустические исследования переходных зон. М.: Наука, 1987. 113 с.
Сигова К.И. Соотношение приповерхностных
и глубинных структур земной коры впадины Японского моря. Владивосток: ДВО АН
СССР, 1990. 112 с.
Френд Р. Рифтовые долины // Система рифтов
Земли. М.: Мир, 1970. С. 209-219.
Хиллс Ш. Очерки структурной геологии. М.: ИЛ,
1954. 174 с.
Чои Д.Р. Японская котловина как тектонический трог // Тихоокеанская геология. 1986.
№ 6. С. 24-33.
Шепар д Ф.П. Морска я г еолог и я. Изд. 3-е.
Л.: Недра, 1976. 488 с.
Chough S.K., Yoon S.H., Park S.J. Stratal patterns in
the southwestern margin of the Ulleung Basin off
Southeast Korea: sequence architecture controlled
by back-arc tectonism // Geo-Mar. Lett. 1997.
V. 17. № 3. Р. 207-212.
Geological investigations in the northern margin of the
Okinawa Trough and western margin of Japan Sea.
Tokyo: Geol. Survey of Japan, 1978. № 10. 80 р.
Geology of Korea. Seoul: Kyohak-Sa Publishing Co. &
Geol. Society of Korea, 1987. 515 p.
Hong G.H., Kim S.H., Chang C.S. et al. 210Pb-derived
sediment accumulation rates in the Southwestern
East Sea (Sea of Japan) // Geo-Mar. Lett. 1997.
V. 17, № 2. P. 126-132.
Itoh Y., Nakajima T., Takemura A. Neogene deformation
of the back-arc shelf of Southwest Japan and its
impact on the palaeoenvironments of the Japan
Sea // Tectonophysics. 1997. V. 281, № 1. Р. 71-82.
Suk B.-Ch., Anosov G.I. et. al. An oceanographic
study in the East Sea (the Sea of Japan) – Korea
and Russia cooperative research. Seoul: KORDI,
BSPN 00213-625-5, 1993. № 10. 280 p.
Suk B.-Ch., Anosov G.I., Semakin V.P., Svarichevsky
A.S. Bathymetry and morphotectonic elements in
the Ulleung basin, East Sea of Korea // Korean J.
Geoph. Res. 1996. V. 24. № 1. P. 1-10.
Tamaki K. Geological structure of the Japan Sea and
its tectonic implications // Bull. Geol. Surv. Japan.
1988. V. 39. № 5. P. 269-365.
Yoon S.H., Park S.J., Chough S.K. Evolution of
sedimentary basin in the southwestern Ulleung
Basin margin: Sequence stratigraphy and geologic
structures // Geosciences J. 2002. V. 6. № 2.
P. 149-159.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НОВОЕ В СТРОЕНИИ КОТЛОВИНЫ
NEW IN THE STRUCTURE OF ULLEUNG BASIN & TROUGH
(THE SEA OF JAPAN)
V.L. Lomtev
Institute of Marine Geology and Geophysics, FEB R AS, Yuzhno-Sakhalinsk
New peculiarities of Ulleung basin & trough (the Southern Japan Sea) and their Neogene-Quaternary
sedimentary cover structure are examined using data on SCP (seismic continuous profiling), CDP (common
depth point method) and drilling. They were formed in Late Cenozoic (Middle-Late Pleistocene?) as a result
of contrast tectonic movements, active volcanism and related subsidence of sea bottom on 2-2.5 km and
inversion of Nakton marginal trough axis (Oki Ridge). Hwang Ho delta, avandelta and fan were built over this
trough from south to north with exit to the Japan sea. The formation of Ulleung basin was accompanied by
sliding of avandelta edge (two slide cirques), which continues at present (block, possibly tsunamigenic, slides).
Keywords: basin, trough, cover, avandelta, fan, volcanism, slide.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
107
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
УДК 550.831.017
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ МЕТОДА КОНЕЧНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
ПРИ ИНТЕРПРЕТАЦИИ ДАННЫХ ГРАВИРАЗВЕДКИ
И МАГНИТОРАЗВЕДКИ
© 2012 А.С. Долгаль1, П.И. Балк2, А.Г. Деменев3, А.В. Мичурин1,
П.Н. Новикова1, В.А. Рашидов4, Л.А. Христенко1, А.Ф. Шархимуллин1
Горный институт УрО РАН, Пермь, 614007; e-mail: dolgal@mi-perm.ru;
2
Германия, Берлин;
3
Пермский государственный национальный исследовательский университет, Пермь, 614990;
4
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, 683006
1
Рассматриваются конечноэлементные технологии интерпретации данных гравиразведки и
магниторазведки, использующиеся для построения истокообразных аппроксимаций полей и
определения параметров их источников. Описан принципиально новый алгоритм истокообразной
аппроксимации гравитационного поля. Вычислительный процесс сводится к решению серии
задач одномерной оптимизации, в результате обеспечивается высокая степень совпадения наблюденного и модельного полей при числе источников, которое значительно меньше количества
точек задания поля. Представлена общая характеристика монтажного метода решения обратной
задачи гравиразведки, дано описание схемы построения монтажных алгоритмов, приводится
способ вычисления оценки достоверности интерпретационных построений на основе гарантированного подхода. Предложен алгоритм уточнения конфигурации возмущающих тел при
интервальном задании плотности (намагниченности), показана эффективность применения
высокопроизводительных вычислительных кластеров. Приводятся модельные и практические
примеры моделирования источников геопотенциальных полей.
Ключевые слова: гравиразведка, магниторазведка, конечноэлементный подход, монтажный метод,
моделирование, алгоритм.
ВВЕДЕНИЕ
Метод конечных элементов (МКЭ) ‒ численный метод, использующийся для решения
широкого круга задач механики твердого тела,
теплообмена, гидродинамики и др. В частности,
МКЭ является важнейшим инструментом построения геоэлектрических моделей сложных
геологических сред по измерениям нестационарных электромагнитных полей (Тригубович и др.,
2009). Суть МКЭ заключается в приближенной
замене континуальной задачи математической
физики на дискретную, что позволяет более
полно представить себе весь процесс ее решения,
избежать многих возможных ошибок и объективно оценить получаемые результаты (Розин,
1976).
Применение МКЭ в гравиразведке базируется на использовании дискретного (сеточного)
108
описания геоплотностной среды, когда объем
(носитель) аномалиеобразующих масс представляется в виде объединения некоторого числа
элементарных геометрических фигур (к примеру,
призм), плотность каждой из которых принимается постоянной. Необходимо отметить, что
основное внимание в данной статье будет уделено
именно интерпретации данных гравиразведки,
однако все основные теоретические положения
и выводы очевидным образом распространяются в область магниторазведки. Исключение
составляет оценка параметров источников интенсивных (>5000 нТл) магнитных аномалий,
обусловленных, в частности железорудными
залежами, при которой необходимо учитывать
взаимное влияние магнитных объектов.
Наиболее интенсивные исследования по
созданию методов решения обратных задач
гравиразведки (ОЗГ), базирующихся на исполь-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ МЕТОДА КОНЕЧНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
зовании сеточных моделей среды, проводились
в конце 60-х ‒ начале 70-х годов XX в. (Дядюра,
Шалаев, 1968; Ломтадзе, 1968; Перфильев, 1972;
Ша лаев, 1972 и др.). Следует отметить, что
им предшествовали работы А.А. Юнькова и
Е.Г. Булаха (Юньков, Булах, 1958). В середине
1970-х годов с небольшим интервалом по времени
выходят работы (Овчаренко, 1975) и (Страхов,
Лапина, 1976), в которых предлагался по существу новый метод решения нелинейной ОЗГ
в сеточных классах источников поля, названный
монтажным. Конструктивно этот принцип был
реализован в алгоритме регулируемой направленной кристаллизации (РНК).
В да льнейшем различные аспекты монтажных алгоритмов рассматривались в работах
(Балк, 1993; Балк, Балк, 1995, 1996; Булах, Корчагин, 1978; Долгаль, 1993; Завойский, Неисжал,
1979; Schäfer 1990; Schäfer, Balk, 1993). В цикле
работ П.И. Балка метод РНК был обобщен, а
сам монтажный подход распространен на постановки обратных задач с использованием
моделей многосвязной аномалиеобразующей
среды с различными значениями плотностей
парциальных источников, на задачи совместной
интерпретации различных компонент гравитационного и магнитного полей (Балк, Балк,
1996; Шефер, Балк, 1992), на структурно-рудную
обратную задачу (Балк, Балк, 1995), а также
в направлении расширения типов априорной
информации, доступных одновременному учету
при построении допустимых решений (Балк,
1993; Балк, Балк, 2000). Однако отмечалось, что
«в развитии теории и практики интерпретации
потенциальных полей в СССР и России (да и во
всем мире) не было уделено должного внимания
использованию конечно-элементного описания
изучаемой геологической среды» (Страхов, 1997,
стр. 109).
Начиная с 2008 г. авторами был создан ряд
новых а лгоритмов, базирующихся на МКЭ,
включающих в себя решение трехмерной ОЗГ
«рудного» типа (Балк, Долгаль, 2009), совместное определение конфигурации и физических
параметров источников (Балк и др., 2009), методы
регулируемой направленной раскристаллизации
(РНР) и регулируемой направленной перекристаллизации (РНП) (Долгаль, Мичурин, 2010;
Долгаль и др., 2011), построение аналитических
моделей геопотенциальных полей на основе
одномерной оптимизации (Долгаль, Шархимуллин, 2011), оценку достоверности результатов
количественной интерпретации (Балк, Долгаль
2010), решение обратных задач магниторазведки
(ОЗМ) при интервально заданной намагниченности (Новикова, Долгаль, 2012). В настоящей
работе представлены характеристики этих алгоритмов и результаты их применения.
ПОСТРОЕНИЕ АНАЛИТИЧЕСКИХ
МОДЕЛЕЙ ГЕОПОТЕНЦИАЛЬНЫХ ПОЛЕЙ
При решении интерпретационных задач
в гравиразведке используются аналитические
аппроксимации поля гармоническими функциями, в качестве которых выступают поля
элементарных источников (шаров, вертикальных
стержней и т. п.). Такие функции В.Н. Страховым
(1998) предложено называть «истокообразными».
Существуют различные алгоритмы истокообразной аппроксимации, позволяющие формировать
сеточные распределения масс, которые создают
аномальные эффекты, близкие к наблюденному
полю (Гравиразведка, 1990). Вопросам построения таких алгоритмов посвящена обширная
литература, но мы остановимся на некоторых
работах, представляющих, по нашему мнению,
наибольший интерес.
Для аппроксимации гравитационного поля,
заданного в n точках произвольного рельефа земной поверхности, В.И. Аронов (1976) предложил
использовать поле, создаваемое n точечными
массами, расположенными в узлах некоторой
пространственной решетк и, жестко привязанной к сети наблюдений. Оптимизируемыми
параметрами при этом являются массы точечных
источников. В.И. Старостенко (1978) принадлежит идея создания числовых моделей гравитационного поля с помощью устойчивых алгоритмов, основанных на принципе регуляризации
А.Н. Тихонова. Е.Г. Булах (2010) при построении
аналитической модели гравитационного поля
успешно использовал тела класса Сретенского и
метод градиентного спуска. В работах (Долгаль,
Пугин, 2006; Долгаль, Симанов, 2008) показано,
что применение принципов фрактальной геометрии позволяет заметно уменьшить минимально
необходимое число элементарных источников
пол я в ап прокси мац ион ной конст ру к ц и и.
Теория построения линейных аналитических
аппроксимаций геопотенциа льны х полей,
основанная на методе линейных интегральных
представлений, а также реализующие ее компьютерные технологии, весьма полно изложены
в монографии (Страхов и др., 2009).
При всей несхожести упомянутых подходов у
них есть одно общее начало – задача аналитической аппроксимации дискретных значений поля
силы тяжести сводится к решению систем алгебраических уравнений. В этой связи возникают
проблемы, связанные с нахождением устойчивых
приближенных решений систем уравнений большой размерности (порядка 104 и выше).
В работе (Долга ль, Шархимуллин, 2011)
был предложен принципиально иной подход
к истокообразной аппроксимации гравитационного поля, базирующийся на идеях МКЭ и
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
109
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ДОЛГАЛЬ и др.
допускающий радика льну ю декомпозицию
основной задачи, при которой она сводится к
последовательности задач одномерной минимизации. Суть данного подхода заключается в
следующем.
При аппроксимации гравитационного поля
u, заданного в N точках на криволинейной
земной поверхности z = z ( x, y ) , в нижнем полупространстве формируется конечное множество всевозможных положений элементарных
источников (масс) m, согласованное с сетью
задания исходных значений поля. Эти массы
m располагаются на разных уровнях глубин
S = {S k}, k = 1, 2, 3...K и представляют собой
трехмерные тела, имеющие простые аналитические выражения для вычисления гравитационных эффектов (например – шары). При
этом форма всех K поверхностей размещения
масс одинакова и повторяет форму рельефа поверхности измерений z = z ( x, y ) . Аномальный
эффект источников обозначим u', первоначально
u 0' = 0, т.е. аппроксимационная конструкция еще
не содержит источников.
Вычислительный процесс имеет два цикла:
внешний и внутренний. Пусть un' – приближение
поля u, достигнутое на n-ой итерации. Внутренний цикл (n + 1)-ой итерации заключается
в нахождении значения массы mj для каждого
j-го источника на уровне S k, при этом выполняется вычисление значений фу нк циона ла
F( m j ) =
å
N
i =1
(ui - uimj - uni' ) 2
N . Далее среди
элементов {mj} выбирается единственный, на
котором достигается минимальное значение
функционала Φ(mj). На внешнем (n+1)-ом итерационном цикле элемент mj присоединяется
к аппроксимационной конструкции, а его поле
аддитивно включается в новую модель приближения поля u'n+1. По мере аппроксимации более
высокочастотных компонент поля, осуществляется постепенный переход с нижних уровней
S на верхние, более близкие к поверхности наблюдений. Условием такого перехода является
выполнение неравенства F( m j ) -F( m j +1 ) £ d ,
где δ – малая величина, характеризующая минимально допустимую скорость итерационного
процесса. Построение модели прекращается при
выполнении условия F( m j ) £ e , где ε – заданная
точность решения (обычно соизмеримая с точностью используемых данных гравиметрической
съемки).
В целом, проблема оптимальности интерпретационных алгоритмов здесь стоит менее остро,
чем в случае количественной интерпретации
гравитационного поля, и потому выбор той или
иной схемы вычислительного процесса здесь
достаточно широк и не стеснен какими-то априорными ограничениями. Методы, реализующие
110
идею конечноэлементного подхода, вполне могут
кооперироваться с классическими методами решения условно-экстремальных задач, если такая
кооперация эффективна.
Приведем пример апробации алгоритма на
практическом примере. На рис. 1а представлено
аномальное гравитационное поле, измеренное
на резко расчлененном рельефе земной поверхности. При этом перепад высотных отметок
рельефа составляет 300 м (рис. 1б), а амплитуда
наблюденного поля – около 15 мГал. Поле задано
в N = 500 точках земной поверхности, при заданном значении невязки ε = ±0.05 мГал его удалось
аппроксимировать полем всего 216 точечных
масс (рис. 1в).
Рис. 1. Наблюденное гравитационное поле в пределах горной части Урала (а), рельеф земной поверхности (б), модельное гравитационное поле (в): глубина шаров, создающих модельное поле: 1 – 265 м;
2 – 530 м; 3 – 1060 м; 4 – 2120 м.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ МЕТОДА КОНЕЧНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
Так как предложенный алгоритм допускает
очевидное распараллеливание вычислений, то
в дальнейшем необходимо оценить потенциальную эффективность его реализации на многопроцессорных компьютерных системах. Одной
из областей его применения может стать формирование баз данных для геоинформационных
систем. Вместо массива значений наблюденного
гравитационного или магнитного поля более
рационально хранить лишь аппроксимирующую
его конструкцию, имеющую существенно меньшую размерность, то есть перейти от цифровых
карт полей к их аналитическим аппроксимациям. Преимущества такого подхода обсуждались
в работе (Страхов, 1997). В числе прочего, он
дает возможность восстанавливать поле в произвольно выбранных точках пространства вне
источников, а также выполнить асимптотически оптимальные по точности трансформации,
учитывающие различия в аппликатах z точек
измерений.
МОДЕЛИРОВАНИЕ ИСТОЧНИКОВ
ПОТЕНЦИАЛЬНЫХ ПОЛЕЙ В КЛАССЕ
КОНФИГУРАЦИОННОГО
РАСПРЕДЕЛЕНИЯ МАСС
Сущность монтажного метода составляет
нера зры вное ед и нст во конфи г у рац ион ного (конечноэлементного) способа описания
плотностной среды и специального способа
построения приближенного решения в классе
таких моделей, не связанного с нелинейными
методами оптимизации. Необходимо пояснить,
что регулярным замощением плоскости называется представление этой плоскости совокупностью правильных замкнутых многоугольников
(элементов замощения) ωα, плотно прилегающих
друг к другу по целой стороне; конфигурационным
распределением масс называется распределение
масс постоянной плотности σ по области Ω,
являющейся объединением некоторого числа
элементов замощения ωα .
Основные операции в классе конфигурационных распределений масс выполняются с
использованием понятий ядра Я[Ω], оболочки
О[Ω], внутреннего ядра Я 0[Ω] и границы Г[Ω]
конфигурации Ω: Я[Ω] – суть множество элементов ωα∈ Ω; О[Ω] – множество всех элементов
ωα∉ Я[Ω], граничащих с элементами ядра Я[Ω];
Я 0[Ω]– множество элементов ωα∈ Ω, граничащих
только с элементами этого же ядра; Г[Ω] – множество элементов Я[Ω], не вошедших в Я0[Ω] (рис. 2).
Проблема выбора замощения W = wa аналогична традиционной проблеме выбора класса
и параметрической размерности модели источников поля и также требует компромиссного
решения: с одной стороны, увеличение размеров
элементов замощения ωα снижает вычислительные затраты на поиск допустимого решения и
повышает его устойчивость; с другой – степень
дискретизации геологического пространства
должна быть такой, чтобы при оценке допустимого значения невязки подбора поправкой за
погрешность конечноэлементного представления источников можно было пренебречь. Опыт
показывает, что общие соображения и интуиция
вполне достаточны для выбора приемлемого замощения (к тому же, у интерпретатора остается
в резерве имитационное моделирование).
В простейшей постановке ОЗГ для изолированного тела ΩT известной плотности σT > 0,
монтажный принцип решения обратной задачи
состоит в том, чтобы, отправляясь от заданной
связной конфигурации Ω0, выстроить конечную
последовательность Ω0, Ω1, Ω2..., имеющую пределом некоторую конфигурацию Ω*, поле которой
при подобранной плотности σ* ≈σT, согласуется
с измерени ями г равитационного пол я ∆g k ,
k = 1, 2..., n. Поясним, что в монтажных алгоритмах связность помогает разделять в геологическом пространстве области, занятые массами
с различными значениями физического параметра. Односвязность аномалиеобразующих тел
предполагает отсутствие в них пустот.
В модификации РНК очередное приближение Ωn образуется путем внесения в ядро Я[Ωn]
какого-то одного элемента из О[Ωn-1], обеспечивающего наименьшую среднеквадратическую
невязку подбора. При переходе от конфигурации
Ωn-1 к конфигурации Ωn учитывается основная
априорная информация, которой обычно располагает интерпретатор о местоположении,
форме и размерах аномалиеобразующих тел.
Используя простейшие логические операции с индексами α элементов замощения
Рис. 2. Графическая иллюстрация основных понятий, используемых в монтажном методе: оболочка
О[Ω] и ядро Я[Ω] (а); граница Г[Ω] и внутренность
В[Ω] двухмерной конфигурации Ω (б): 1 – отдельный элемент замощения ωα; 2-5 – элементы замощения ωα , принадлежащие: 2 – ядру Я[Ω], 3 – оболочке
О[Ω], 4 – границе Г[Ω], 5 – внутреннему ядру Я 0[Ω]
конфигурации Ω.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
111
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ДОЛГАЛЬ и др.
ω α∈ Г [Ω] можно легко осуществлять эффективный контроль за соблюдением различных
априорных ограничений, в том числе: на область, заведомо содержащую источник поля ΩT
и заведомо не содержащую его; на минимально
и максимально возможные глубины залегания
кровли и подошвы аномалиеобразующего объекта ΩT ; на вертикальную Hz и горизонтальную
Hx мощности объекта ΩT а также, на степень гладкости поверхности объекта ΩT и т.д. В частности,
при решении 2D обратной задачи требование к
выпуклости возмущающего объекта обеспечивается соблюдением простого условия: любая
вертикальная и горизонтальная прямая должна
пересекать его границу не более двух раз.
Обеспечение условия гладкости в процессе
моделирования контролируется по величине
максимально допустимого числа элементов замощения ωα в отдельных фрагментах конфигураций
Ω0, Ω1, Ω2...Ω*. В самом простом случае построение
гладкой, геологически содержательной границы
сводится к выполнению требования безотростковости носителя масс Ω n , зак лючающегося
в том, что оболочки О[ωα] элементов ωα границы
Г[Ωn] должны содержать хотя бы по одному элементу внутреннего ядра Я 0[Ωn] (Балк, 1989, 1993).
Число L элементов замощения, составляющих ядро Я[H] отростка H назовем длиной этого
отростка. Отношение ν(Ω) числа элементов, входящих в оболочку О[Ω] конфигурации Ω, к числу
элементов, входящих в ядро Я[Ω], назовем индексом компактности этой конфигурации (рис. 3).
При формализации условия гладкости решения
можно потребовать, чтобы длина отростков в
модельном носителе не превышала заданного L 0, а
значение ν(Ω) можно использовать как интегральную характеристику гладкости носителя масс.
РЕШЕНИЕ ТРЕХМЕРНОЙ
ОБРАТНОЙ ЗАДАЧИ ГРАВИРАЗВЕДКИ
Хотя первая компьютерная реализация трехмерного монтажного алгоритма для локального
объекта была выполнена уже 20 лет тому назад
(Schäfer, Balk, 1993), интенсивно «трехмерное направление» начало развиваться лишь в последние
годы (Балк, Долгаль, 2009; Балк и др., 2009). Рассмотрим опробованный на модельных и практических примерах обобщенный 3D-монтажный
метод решения ОЗГ для группы возмущающих
объектов, рассчитанный на применение при
изучении сугубо трехмерных геологических тел
и структур: гранитоидных батолитов, вулканотектоническ их депрессий, рифогенных образований, соляных куполов, астроблем и т.п.
В генерализованном виде блок-схема созданного
алгоритма приведена на рис. 4.
Базовая конфиг у раци я разработанного
прог раммно-математического обеспечени я
позволяет осуществлять решение трехмерной
обратной задачи, включающей указанные ниже
типы априорной информации (как обязательной,
так и просто допустимой).
К обязательным, задаваемым интерпретатором, данным (помимо значений наблюденного
гравитационного поля и координат x, y, z пунктов
измерений) относятся:
– размер кубического элемента замощения
ω α;
– число m однородных тел SkT в модели источников поля и их плотности δkT ;
– фрагменты каждого из тел SkT (как минимум
по одному элементу ωα на каждое тело);
– пороговое значение ε0 среднеквадратического
расхождения наблюденного и модельного полей.
Рис. 3. Топологические особенности конфигураций Ω: а – неодносвязная безоотростковая конфигурация,
ν(Ω) = 0.56; б – односвязная конфигурация с отростками, ν(Ω) = 1.02.
112
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ МЕТОДА КОНЕЧНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
Рис. 4. Блок-схема алгоритма решения нелинейной трехмерной обратной задачи гравиразведки монтажным
методом.
К необязательным (но повышающим надежность результатов интерпретации) относятся
следующие данные:
– область, заведомо содержащая источники
поля;
– область, заведомо не содержащая источники поля;
– минимально и максимально возможные
глубины залегания верхней и нижней кромок
тел SkT;
– ограничения на мощность каждого из тел
SkT ;
– любые (помимо обязательных) фрагменты
тел SkT;
– би нарна я мат ри ца, оп редел я юща я
допустимость контактирования отдельных тел
S kT ;
– условие гладкости поверхностей аномалиеобразующих тел (в самом простом случае –
требование безотростковости подобранных
носителей, заключающееся в том, что оболочки
О[Tn] любого элемента ωα границы Г éêW*k ùú содерë û
жат хотя бы по одному элементу внутреннего ядра
Я 0 éêW*k ùú ).
ë
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
û
113
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ДОЛГАЛЬ и др.
Приведем пример применения монтажного
метода с целью интерпретации локальной аномалии, зафиксированной при выполнении гравиметрической съемки масштаба 1:50 000 в пределах
южной части Енисейского кряжа – одной из
наиболее значимых золоторудных провинций
нашей страны. Эта отрицательная аномалия
эллипсовидной формы имеет размер ~ 9.2×3.6 км
и амплитуду до -3.1 мГал (рис. 5). С высокой
степенью вероятности, учитывая имеющуюся
априорную информацию, можно считать, что
интерпретируемая аномалия создается мощной
корой выветривания. Объекты такого типа оцениваются как весьма перспективные на обнаружение золотого оруденения, однако в этой части
Енисейского кряжа они до настоящего времени
остаются недостаточно изученными.
При решении обратной задачи гравиразведки
использовались значения поля, заданные на площади в 451 точке, элементом замощения являлся
куб со стороной 200 м. Избыточная плотность
аномалиеобразующего объекта принималась
равной -0.4 г/см3 (в абсолютном выражении это
около 2.35 г/см 3). После выполнения 393 итераций была достигнута невязка наблюденного
и модельного полей ±0.15 мГал, сопоставимая
с точностью задания исходных данных. Время
решения составило около 2 минут.
Построенный аномалиеобразующий объект
северо-западного простирания имеет крутое
падение, вытянутую форму и характеризуется
максима льной глубиной за легания нижней
кромки около 1.2 км (в юго-восточной части).
По своим морфологическим особенностям и
петроплотностным параметрам данный объект
вполне соответствует древней коре выветривания, перекрытой рыхлыми отложениями (рис. 6).
Монтажный подход к решению ОЗГ и ОЗМ,
по мнению авторов, снимает проблему неустойчивости в ее классическом понимании, так как
конечная размерность модели и природные
ограничения на ее плотностные (магнитные) и
геометрические параметры изначально приводят
к компактному множеству возможных решений, а учет определенного объема априорной
информации обеспечивает надежное решение
поставленной геологической задачи.
МОДИФИКАЦИИ МОНТАЖНОГО МЕТОДА
В 2009 г. была впервые реа лизована модификация регулируемой направленной раскристаллизации (РНР), в которой начальное
приближение к решению ОЗГ заведомо содержит
источник поля, а очередное приближение к
искомому аномалиеобразующему объекту образуется путем удаления из границы ядра одного
элемента замощения (Долгаль, Мичурин, 2010).
114
Рис. 5. Локальная аномалия силы тяжести, предположительно обусловленная древней корой выветривания (а) и ее местоположение на карте гравитационного поля (б). Южная часть Енисейского кряжа.
Проиллюстрируем работу РНР на модельных
примерах. Во всех случаях источником гравитационного поля ∆g являлась прямоугольная призма размером 2×0.5 км, обладающая избыточной
плотностью 0.2 г/см3; поле призмы вычислялось
с шагом 250 м в 26 точках профиля, диапазон
изменения значений ∆g составил 0.23-2.49 мГал.
Начальная конфигурация Ω0 представляла собой
прямоугольник размером 4×1.6 км, внутри которого находился аномалиеобразующий объект.
На модельном примере были проведены
исследован и я, направ лен н ые на изу чен ие
устойчивости а лгоритма РНР к уровню помех в исходных данных. Распределение помех
δgi, i = 1, 2, ..., n отвечало нормальному закону
с нулевым средним значением и среднеквадратическ им отк лонениями ±0.113, ±0.226,
±0.452 мГал, что составляло примерно 5%, 10%
и 20% от максимальной амплитуды поля ∆g (то
есть соответствовало «низкому», «среднему» и
«высокому» уровням помех). Результаты вычислительных экспериментов, представленные на
рис. 7, свидетельствуют о высокой устойчивости
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ МЕТОДА КОНЕЧНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
а лгоритма РНР относительно уровня помех
в исходных данных, так как все варианты решений ОЗГ дали близкие между собой результаты
по пространственному совпадению между исходным аномалиеобразующим объектом и подобранной конфигурацией. Показатели качества
решения ОЗГ в зависимости от уровня помех
в «наблюденном поле» представлены в табл. 1.
Анализ проведенных исследований алгоритма РНР показал его устойчивость относительно
изменений размеров элемента замощения ωα. Так
же очевидно, что в данной модификации число
итераций N является обратно пропорциональным размеру ωα (табл. 1).
На рис. 8 приведены характеристики итерационного процесса для варианта решения ОЗГ,
представленного на рис. 7г. На графике зависимости плотности от числа итераций (рис. 8а)
наблюдается монотонное увеличение плотности
подбираемого объекта с возрастанием количества итераций. Достижение в процессе решения
априорно заданной плотности служит критерием
прекращения работы алгоритма РНР.
На графике зависимости невязки полей
от количества итераций (рис. 8б) наблюдается
на личие ма лых по амплитуде возмущений,
обусловленных, в числе прочего, дискретным
характером преобразования носителя масс.
По сути, такое немонотонное поведение невязки иллюстрирует возможности монтажных
алгоритмов преодолевать локальные минимумы
целевой функции, что в современной теории решения многоэкстремальных задач, само по себе,
считается важным показателем состоятельности
алгоритма. Указанная возможность, в свою оче-
редь, обусловлена совершенно не характерным
для «классических» методов теории решения
ОЗГ приемом, когда критерий остановки итерационного процесса минимизации функции
(в нашем случае – невязки) не привязан, собственно говоря, к последовательности значений
этой функции, достигнутых в ходе этого процесса.
Рассмотрим еще одну модификацию монтажного метода – регулируемую направленную
перекристаллизацию (РНП). В рамках данной
модификации на отдельно взятой итерации
возможно как увеличение, так и уменьшение
ранее построенной конфигурации Ωi за счет добавления или удаления одного (или даже одновременно нескольких) элементов замощения ωα
из О[Ω] или Г[Ω] соответственно. В процессе
программной реализации алгоритм РНП был дополнен возможностью работы на сетках разного
размера (масштаба).
Авторы провели сравнительный анализ трех
модификаций монтажного метода (РНК, РНР и
РНП на сетках разного масштаба) на модельных
примерах. В качестве «наблюденного» поля было
выбрано гравитационное поле ∆g призмы, обладающей избыточной плотностью 0.2 г/см3; поле
призмы вычислялось с шагом 250 м в 25 точках
профиля, диапазон изменения значений ∆g составил 0.64-3.92 мГал. Область поиска решения
(для варианта РНК и РНП на сетках разного
масштаба) и начальная конфигурация (для варианта РНР) представляли собой прямоугольник
размером 4×2.8 км, внутри которого находился
аномалиеобразующий объект. Размер элемента
замощения был принят равным 1/8 шага сети
Рис. 6. Объемная модель древней коры выветривания (а), построенная по результатам количественной интерпретации гравитационного поля и сечения этой модели плоскостями Y = 1.36 км, Y = 3.20 км, Y = 5.18 км,
Z = 0.61 км (б).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
115
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ДОЛГАЛЬ и др.
Рис. 7. Результаты применения РНР при решении обратной задачи для прямоугольной призмы при фиксированном размере элемента замощения L = 125 м и различном уровне помех δg в «наблюденном» поле ∆g:
а – без помех; б – низкий; в – средний; г – высокий. 1 – «наблюденное» поле; 2 – модельное поле; 3 – начальная конфигурация Ω0; 4 – аномалиеобразующее тело ΩT; 5 – подобранная конфигурация Ω*.
Таблица 1. Характеристики решений ОЗГ для прямоугольной призмы с помощью алгоритма РНР.
Решения по полю, осложненному помехой
Уровень помех, %
Число
Точность
итераций N
решения, мГал
0
346
±0.044
5
345
±0.150
10
341
±0.159
20
342
±0.249
Решения по точным значениям поля
Размер элемента
Число
Точность
замощения, м
итераций N
решения, мГал
31.25
5816
±0.002
62.5
1500
±0.005
125
366
±0.044
250
104
±0.150
Примечание: точность решения – расхождение «наблюденного» и модельного полей в евклидовой метрике ε.
1
Рис. 8. Характеристики итерационного процесса для решения обратной задачи по осложненному интенсивной помехой полю: а – изменение плотности подбираемого объекта; б – изменение невязки исходного и
модельного полей (в евклидовой метрике): 1 – локальные минимумы целевой функции.
116
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ МЕТОДА КОНЕЧНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
задания поля, в случае модификации РНП на
сетках разного масштаба этот размер был принят как конечно заданный размер монтажного
элемента. Все решения ОЗГ сведены в табл. 2.
Отметим, что при одинаковых элементах замощения ωα все модификации монтажного метода обеспечивают достижение близких значений
невязки «наблюденного» и модельного полей при
числе итераций N, обратно пропорциональном
размеру ωα . Число итераций N для РНР существенно зависит от размера начальной конфигурации Ω0 и для разных соотношений площадей
фигур Ω0 / Ω* может быть различным. Модификация РНР может иметь определенные технологические преимущества перед модификацией
РНК при моделировании эшелонированных по
вертикали геоплотностных неоднородностей,
локализованных в определенных горизонтах
геологического разреза. Приуроченность этих
неоднородностей к определенным слоям или
структурам определяется уже на начальной стадии, при построении начальных («стартовых»)
конфигураций Ω0. При решении задач большой
размерности целесообразно использовать наиболее быстродействующую модификацию монтажного метода – РНП на сетках разного масштаба.
Для решения ОЗМ с использованием представленных выше алгоритмов применительно
к одиночным объектам достаточно заменить
процедуру вычисления гравитационного эффекта от единичного элемента замощения ωα
на вычисление магнитного поля ∆Z или ∆T при
заданных значениях вектора намагниченности.
ЛОКАЛИЗАЦИЯ
ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ОБЪЕКТОВ
ПРИ НЕПОЛНОЙ ИНФОРМАЦИИ
О ФИЗИЧЕСКИХ СВОЙСТВАХ
В математике обратные задачи подразделяются на линейные и нелинейные в соответствии
с типом оператора прямой задачи (Старостенко,
1978; Тихонов и др., 1995). В геофизике к линейным обратным задачам обычно относят те,
в которых оценке подлежат физические характеристики изучаемых геологических объектов, а к
нелинейным – обратные задачи, в которых искомыми являются их геометрические параметры
(Блох, 1998; Булах, 2010).
Попытки создания алгоритмов решения
обратных задач с неполной априорной информацией, как о геометрических, так и о физических
параметрах аномалиеобразующих тел (будем
называть такие задачи смешанными) на основе
классических методов условной минимизации,
предпринимались ранее (Майер и др., 1985). Было
выявлено, что такие алгоритмы не в состоянии
у честь весь объем априорной информации,
имеющейся в распоряжении интерпретатора.
Известные автоматизированные технологии
интерпретации гравиметрических и магнитных
данных в смешанных постановках (Булах, 2010)
представляют собой крупноблочные итерационные схемы, в которых процедура уточнения
физических параметров (при закрепленных
геометрических параметрах) и процедура уточнения геометрических параметров (при фиксированных физических параметрах) поочередно
сменяют друг друга.
Авторами предлагается не практиковавшийся ранее подход к совместной оценке физических
и геометрических параметров геологических
объектов по результатам измерений гравитационного (магнитного) поля. В его основе лежит
идея модификации монтажного метода решения
нелинейной обратной задачи «рудного» типа
за счет замены предположения об известных
точных значениях плотности (намагниченности) тел на более слабое условие, по которому
информация о петрофизических параметрах
носит размытый характер, что, как отмечалось,
в большей степени отвечает реальным геологогеофизическим условиям.
Как известно, горные породы представляют
собой слож ные гетерогенные образования,
а сложенные ими геологические тела являются,
по современным представлениям (Кобрунов,
2008), неоднородными по физическим характеристикам мультифракта льными объектами – плотностные и магнитные характеристики
однородных по вещественному составу объектов
далеко не всегда являются константами. Так,
например, намагниченность однородных по составу магнитовозмущающих тел, обладающих
высокой магнитной восприимчивостью, зависит
от их формы и может быть различной для отдельных фрагментов таких тел (Миков, 1975).
Иначе говоря, в реальных условиях интерпретации неопределенность значений физических
параметров – это обязательный атрибут любой
постановки обратной задачи, даже если сами
значения физических параметров при этом
играют роль мешающих факторов. Постоянную
плотность (намагниченность), фигурирующую
во многих известных постановках обратных
задач, следует, скорее всего, рассматривать как
некое условное «среднее» значение физического
параметра, порождающее приблизительно то
же самое поле, что и неизвестное истинное.
Существование такого «среднего» значения
обеспеч и в ае т фа к т ор ε -эк ви в а лен т ност и.
Но если подобная идеализация и допустима, то
безошибочно установить априори это «среднее»
значение невозможно по нескольким причинам,
в числе которых различие физических свойств
горных пород, определенных на образцах и в
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
117
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ДОЛГАЛЬ и др.
Таблица 2. Характеристики решений ОЗГ с помощью алгоритмов РНК, РНРК, РНП на сетках разного масштаба.
2051
9653
Размер
начального элемента
замощения (конечного), м
31.25
31.25
Продолжительность
вычислительного процесса,
сек
11
89
308
125 (31.25)
9
Наименование
модификации
Число
итераций, N
РНК
РНР
РНП на сетках
разного масштаба
Точность
решения, мГал
±0.0019
±0.0035
±0.0033
Примечание: точность решения – расхождение «наблюденного» и модельного полей в евклидовой метрике ε.
естественном залегании (Вахромеев, Давыденко, при условии, что плотность δ1 тела Ω*1, j явля1987). Можно добавить, что в настоящее время в ется (единственным) свободным параметром,
России резко уменьшились объемы буровых ра- а плотности δ k других тел жестко связаны с
бот и петрофизических исследований, что, есте- δ 1 функциона льной зависимостью δ k = λ k, j δ 1
*
ственно, в значительной мере сократило объем (здесь Dg (Wk , j ; X i ) – поле масс ед и н и ч ной
априорной информации. Таким образом, отказ плотности, распределенных по объему Ω *k, j).
от предпосылки об известных точных значениях Предположим, что среди опробованных мифизических параметров следует рассматривать нимум Ф(δ1) достигнут в некотором варианте
как, едва ли не обязательный, элемент любой W*j = {W1,* j , W*2, j ,..., W*K , j } при δ k = δ*k, j . Полагая,
постановки обратной задачи, претендующей на
K
*
*
адекватность реалиям геофизической практики. что < {Wk , j }k =1 ; d1, j > – не подлежащий пере
Пусть аномалия гравитационного поля Dg смотру фрагмент j-го приближения к решению
задана своими приближенными значениями обратной задачи, берем в качестве оптималь
плотностей масс, заполняющих
Dg i = Dg ( X i ) + xi , i = 1, 2..., n, на множестве ных значений
*
*
*
*
W
,
носители
2, j W3, j ,..., W K , j , значения δ k = δ k, j ,
точек Xi произвольного рельефа и обусловлена
массами, распределенными
с избыточными минимизирующие функционал F(d2 , d3 ,..., dK ) =

2
¢
¢¢
n æ
K
dk £ dk >£0dkпо K связным односвязным
плотностями
æ *
ö÷ö

*
*
ç
÷
ç
÷

g
(
X
)
d
g
(
)
g
(
;
X
)
d
D
D
W
+
D
W
÷
ç
объемам (парциальным носителям) S k , а априçç 1, j
i
k, j
i
k ÷÷
1, j
è
ø÷÷ø
èç
i =1 ç
k =2
орные сведения
о свойствах
помех xi , векторе



*
плотностей d = (d1 , d2 ,..., dK ) , пространственном
при ограничениях dk¢¢ £ dk £ fk (d1, j ) , где ϕk – моно
расположении и геометрии тел S k содержат тонно убывающие и непрерывные на интервале
неопределенность, свойственную практическим (-¥, d1¢¢) функции, удовлетворяющие условию
постановкам задач количественной интерпрета fk (d1¢¢) = dk¢¢ ; k = 2, 3..., K, в слу чае d1,* j ³ d1¢¢ и
¢
dk £ dk £ ddk¢¢¢ £ d £ d ¢¢ , k = 2, 3..., K, в случае d ¢ £ d * < d " .
ции геофизических данных. Точные значения
1
1, j
1
k
k
k
плотностей неизвестны, однако с высокой степе- Итерация завершается корректировкой опорнью достоверности можно задать
диапазоны их

ного вектора для использования на следующей
возможных значений: dk¢ £ dk £ dk¢¢ , k = 1, 2..., K.
*
*
итерации lk , j +1 = dk , j / d1, j , k = 2, 3..., K.
Для решения ОЗГ в смешанной постановке
При обсу ж ден и и модел ьн ы х при меров
создан экономичный адаптивный алгоритм,
степень близости прибли
 женного решени я
в котором условно-экстремальная задача ре*
*
<
W
,d
>
к истинному < S , d > будем характеришается лишь один раз. Введем в рассмотрение
зовать средним
значением
показателей точности


вспомогательный (опорный) вектор λ = (1, λ2,..., λK),
(S )
*
*
(d )
r
=
m
(
S
Ç
W
)
/
m
(
S
È
W
,
оценивания
парциальных
носителей и
r
k
k
k
k
k)
k
определяющий очередность и направление разплотностей,
соответственно:
растания ядер парциальных носителей Ω*k, j. На
1 K ( S ,d )
каждой итерации j вектор λ подлежит коррекr ( S ,d ) =
rk ,
K k =1
тировке, что служит признаком адаптивности
предлагаемого алгоритма. В качестве λ0 можно
rk( S ,d ) = rk( S ) rk( d ) ,
взять вектор, компоненты которого принимают


rk( S ) = m( S k Ç W*k ) / m( S k È W*k ) ,
произвольные значения из интервалов éëdk¢ , dk¢¢ùû , на
пример, lk ,0 = (dk¢ + dk¢¢) / 2 , k = 2, 3..., K. На каждом
rk( d ) = 1 - dk* - dk / (dk¢¢- dk¢ ) .
шаге j из числа допустимых пробных вариантов
Глоба льные и парциа льные показатели
перехода от Ω*j-1 к Ω*j выбирается тот, на котором являются нормированными величинами; [0,1]
достигается минимум функционала невязки интерва л и х возмож ны х значений, при чем
2
максимальное значение ρ(S,δ) = 1 соответствует
n æ
K
ö÷
*
ç
идеализированному случаю совпадения точного
F(d1 ) = çDg ( X i ) - Dg (Wk , j ; X i )(lk , j d1 )÷÷
ç
÷ø
i =1 è
k =1
и приближенного решений.
å
å
å
å
118
å
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ МЕТОДА КОНЕЧНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
Рассмотрим модельный пример: аномалия
∆ g обусловлена тремя однородными бесконечно
протяженными
плотности которых:

    3  призмами

3
=0.3
, d3 =0.5 г/см3, и задана
d = (d1 ,=0.2
d2 ,...,
dг/см
d=K ()d1,, d2 ,...,
dK г/см
)
своими точными значениями в n = 26 точках оси
x (рис. 9). Элементы замощения – квадраты со
стороной 0.25 км. Задействовано большинство
ограничений, перечисленных в постановке задачи. Считается известным, что K = 3 ивсе три не
соприкасающиеся друг с другом тела S k – односвязные связные области,



 заполненные
 массами
3
d
Î
0.1;0.4
d
d
=
(
d
,
d
,...,
d
)
избыточной
плотности
,
[
]
21
2 Î [ 0.1;0.4 ] ,
2
K

d3 Î [0.2;0.7 ] . Предполагается, что возмущающие
тела заключены в интервале глубин z = 1 км и
z = 12 км. В качестве их априори известных фрагментов S +k выступают три элемента замощения
Tn – по одному элементу на каждое тело (при реализации модифицированного алгоритма РНК
они принимаются за центры кристаллизации).
Контроль за невязкой наблюденного и подобранного полей – это всего лишь косвенный
способ оценки достигнутой невязки неизвестного точного и подобранного полей, которая и
представляет основной интерес. В этом смысле
результаты модельных расчетов, выполненные
по точному полю и свободные от особенностей
выборки случайных чисел, используемых при
конструировании «наблюденного» поля, имеют
свои преимущества. Все выводы в отношении
возможностей алгоритма можно будет сделать,
исходя из сравнения достигнутого значения невязки и предполагаемого уровня помех, которые
могли бы содержаться в «измеренных» значениях
поля.
Минимум невязки при решении обратной
задачи по предложенному методу, достигнутый
при плотностях δ*1 = 0.235 г/см3, δ*2 = 0.106 г/см3,
δ*3 = 0.486 г/см3 составляет ε = ±0.347 мГал (при
этом ρ(S,δ) = 0.486), и это означает, что при интенсивности помех не менее 1.5% от максимального
значения поля метод позволяет выйти на допустимое решение. Для сравнения, при заданных
истинных значениях плотностей невязка составила 0.258 мГал, а точность решения обратной
задачи ρ(S,δ) = 0.507. При ошибочно заданных значениях плотностей δd13 = 0.3 г/см3, δd32 = 0.15 г/см3,
δd3 = 0.4 г/см3 невязка оказалась наименьшей
из всех трех вариантов – 0.161 мГал, тогда как
качество решения ρ(S,δ) = 0.403 – наихудшее.
Дополнительные выводы можно сделать
из ана лиза зависимостей, приведенны х на
рис. 10 (чтобы избежать необходимости введения
логарифмических шкал, на графике не представлены результаты первых итераций, на которых
плотности и невязка имеют достаточно высокие
значения).
Следует отметить, что аналогичный алгоритм создан для решения ОЗМ (при амплитуде
аномалий ≤ 5000 нТл) и в нем вместо (скалярных)
значений плотностей используются векторные
характеристики эффективной намагниченности
аномалиеобразующих тел (Новикова, Долгаль,
2012). Проиллюстрируем его возможности на
практическом примере, связанном с изучением
подводного вулкана 6.1 (Миронова), расположенного в пределах Охотоморского склона Курильской островной дуги (Блох и др., 2011, 2012;
Подводный…, 1992).
Решение нелинейной ОЗМ осуществлялось
по трем пересекающимся га лсам (рис. 11а).
Предварительно наблюденное геомагнитное
поле ∆Та было преобразовано в вертикальную
соста в л я ющ у ю ∆Z а с помощ ью а л г ори т ма
истокообразной аппроксимации, при этом
учитывались величина и направление вектора
нормального поля Т0 для региона исследований.
Подбор конфигурации проводился монтажным
методом в модификации РНК с размером элемента замощения 0.25 км, соответствующим
среднему шагу измерений по профилю. В процессе подбора также осуществлялось уточнение
намагниченности объекта и определение линейного регионального фона.
В результате моделирования удалось локализовать в пространстве субвертикальный конусовидный магнитовозмущающий блок, обладающий поперечными размерами от 0.5 км до 2.5 км
(рис 11б-г). Верхняя кромка этого блока находится на глубине около 2.5 км, нижняя – 15.5 км.
Среднее значение намагниченности близко к
2 А/м для всех профилей. Максимальная невязка между модельным и наблюденным полями
±21.5 нТл сопоставима с точностью гидромагнитной съемки. Следует отметить, что на
всех профилях имеются остаточные положительные аномалии ∆Z а , связанные, вероятно, с
влиянием периферийных магматических очагов. На основе результатов 2.5D моделирования
путем интерполяции была построена объемная
модель лока лизованного блока, отож дествл яемого с застывшей питающей системой
вулкана.
Предложенный алгоритм позволяет строить
допустимые решения при неполной априорной
информации о геометрических и физических
свойствах изу чаемого объекта. Полу ченные
результаты расчетов можно рассматривать и как
предостережение от чрезмерной абсолютизации
свойств «оптимальности» решений обратной задачи по критерию минимума невязки. Минимизация невязки в итерационных алгоритмах подбора должна использоваться для выхода в область
допустимых решений обратной задачи, тогда как
сам выбор допустимого решения, отвечающий
минимуму невязки, должен рассматриваться
просто как один из возможных.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
119
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ДОЛГАЛЬ и др.
Рис. 9. Результаты решения обратной задачи гравиразведки: при подбираемых значениях плотности тел:
а – графики наблюденного и модельного полей; б – геоплотностной разрез; при фиксированных величинах
плотности; в – отвечающих истинным; г – не отвечающих истинным значениям: 1 – график наблюденного
поля; 2 – дискретные значения модельного поля; 3 – аномалиеобразующие тела, их номера; 4 – подобранные конфигурации.
ОЦЕНКА СТЕПЕНИ НЕОПРЕДЕЛЕННОСТИ
ИНТЕРПРЕТАЦИОННЫХ ПОСТРОЕНИЙ
Известно, что ОЗГ (как и ОЗМ) не имеет
единственного решения: одному и тому же наблюденному гравитационному полю могут отвечать различные варианты пространственного
распределения геоплотностных неоднородностей. Следовательно, достоверность местонахождения аномалиеобразующих объектов в тех
или иных областях геологического пространства
не может быть охарактеризована по отдельному
частному решению ОЗГ. Для оценки степени неопределенности интерпретационных построений
и повышения точности локализации источников
необходимо рассматривать не одно решение ОЗГ,
а все множество этих решений (которое в общем
случае является бесконечным). В классе конфигурационных носителей масс можно построить
конечное множество допустимых решений ОЗГ,
удовлетворяющих заданной невязке полей ε, то
есть серию различных конфигураций Ω.
Впервые предложение о поиске содержательных инвариантов на этом множестве было
выдвинуто в работе (Балк, 1980).
Рассмотрим множество Q = Q(ε) допустиW ÎQ
мых решений ОЗГ в классе конфигурационных
D2 =  Wm
носителей и два его подмножества: DD12==  Wm ,
m
Wm ÎQ
содержащее все возможные решения обратной
120
задачи («объединение решений») и D22 =
W
Wm ÎQ
m
, со-
держащее фрагменты источников, принадлежащие искомым объектам для всей совокупности
решений («пересечение решений»). Множество
«пересечения решений» D2 будет давать фрагмент,
гарантировано принадлежащий возмущающему
объекту ST, а множество «объединения решений»
позволяет оконтурить область пространства D1,
в котором может содержаться искомый объект
ST : D2 ⊂ ST ⊂ D1.
В методе РНК, используя разные начальные приближения («центры кристаллизации»),
можно построить конечную представительную
выборку решений ОЗГ, являющуюся, с точки
зрения проблемы построения пары множеств
D1 и D2 , исчерпывающей характеристикой всего
множества решений ОЗГ (Балк, 1980, 2000, 2002,
2009; Балк, Долгаль, 2010).
На рис. 12 приведены результаты решения
обратной задачи гравиразведк и по данным
гравиметрической съемки 1:50 000 масштаба,
выполненной на д месторож дением медноникелево-платиновых руд Норильск-1. В основу
модели среды положены следующие допущения:
аномалия в основном обусловлена рудоносной
интрузией базит-гипербазитового состава, обладающей избыточной плотностью (по отношению
к вмещающим породам трапповой формации)
0.2 г/см3. С помощью монтажного метода при
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ МЕТОДА КОНЕЧНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
Рис. 10. Графики изменения плотности тел и невязки полей в процессе решения обратной задачи: 1 – граничные точки интервалов допустимых изменений плотности; 2 – соединительные линии; 3 – область допустимых решений обратной задачи, внутри которой плотности всех призм не выходят за пределы заданных
значений и невязка полей не превышает 0.4 мГал.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
121
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ДОЛГАЛЬ и др.
Рис. 11. Наблюденное магнитное поле подводного вулкана 6.1 (а) и результаты решения обратной задачи магниторазведки монтажным методом для трех галсов (б-г): 1 – исходное поле; 2 – модельное поле;
3 – аномалиеобразующий объект.
различных центрах кристаллизации (начальных приближениях) было построено около 400
различных вариантов конфигурационных распределений масс, удовлетворяющих априорным
допущениям. Их синтез позволил выделить
область D2 (рис. 12), с высокой степенью достоверности принадлежащий источнику аномалии
при предполагаемом уровне помех ε = ±0.15 мГал
(что примерно отвечает точности выполненной
гравиметрической съемки). Смещение этой области в верхнюю часть разреза (относительно
фактического положения рудоносной интрузии)
связано с неучтенным ореолом уплотнения вмещающих эффузивных пород, что весьма характерно для надинтрузивных зон месторождений
Норильского района.
Выше представленный подход к оценке
достоверности результатов количественной интерпретации данных гравиразведки первоначально был программно реализован с использованием системы объектно-ориентированного программирования Delphi 7.0 для Windows.
В этой последовательной программе вычисления осуществлялись на одном вычислительном
ядре процессора, что приводило к ощутимым
временными затратами. Для построения пары
множеств D1 и D2 требуется найти сотни, а ино122
гда – тысячи допустимых решений ОЗГ. Время
последовательного счета даже в 2D-варианте с
использованием одного процессора типа Intel
Core обычно составляет при 100-150 точках
задания поля и всего одном возму щающем
объекте более часа, а в отдельных сл у чаях
(при задачах большой размерности) – сутки и
более.
При решении подавляющего большинства
практических задач в 2D, а тем более 3D-варианте
требуется применение высокопроизводительных вычислений. Решено было использовать
распределенные вычисления на высокопроизводительных кластерах, которые обычно эффективны для решения сложных в вычислительном
п лане за дач, не т ребу ющ и х и н тенси вного
обмена информацией между параллельными
подзадачами (Балк и др., 2010). Для реализации
этих вычислений были использованы средства
распределенной вычислительной инфраструктуры программы «Университетский кластер»
(«У К») (офи ц иа л ьн ы й са й т п рог ра м м ы –
http://unicluster.ru).
Поскольку в настоящее время на высокопроизводительных многопроцессорных системах операционная системы Linux установлена значительно
чаще, чем Windows, важно было обеспечить возмож-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ МЕТОДА КОНЕЧНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
ность использования компьютеров с различными
операционными системами, для чего была создана
переносимая программная реализация алгоритма
оценки достоверности решения ОЗГ в 2D-варианте.
Для этой цели использовался кроссплатформенный компилятор FreePascal Compiler и совместимая
с ним среда разработки Lazarus.
«Parallel Compute: MPI» – сервис уровня
инфраструктуры Программы «УК», который
обеспечивает разработку и выполнение MPIпрограмм для вычислительных систем с распределенной памятью. Практически на всех
высокопроизводительных вычислительных
кластерах уже установлена параллельная коммуникационная библиотека стандарта MPI.
Поэтому предложена схема распараллеливания
вышеуказанной программы на основе стандарта
MPI.
Одной из характеристик эффективности
пара л лельного а лгоритма является ускорение – отношение между временем выполнения
задания с данными размера m асимптотически
оптимальным последовательным алгоритмом и
временем выполнения того же задания параллельным алгоритмом на машине с p процессорами. Для априорной оценки ускорения была
применена сетевая формула Амдала, которая
учитывает потери времени на межпроцессорный
обмен данными в параллельном приложении
S p ( m) =
1
, где f = f (n) – доля
D + f + (1 - f ) / p
последовательных операций, D = DalgDtech – коэффициент сетевой деградации. При этом D alg
определяет алгоритмическую составляющую
коэффициента деградации, обусловленну ю
свойствами алгоритма, а D tech – техническую
составляющую, зависящую от соотношения
технического быстродействия процессора и
аппаратуры сети. Далее, D alg = Wcomm/Wcomp, где
Wcomm – количество операций передачи данных,
а Wcomp – количество вычислительных операций.
Dtech = tcomm/tcomp, где tcomm – среднее время выполнения одной операции передачи данных, tcomp –
среднее время одной вычислительной операции.
Рассмотрена типичная 2D-задача размером
m = 19200 монта ж ны х элементов. Оценено
соответствующее типичное соотношение последовательной и параллельной части алгоритма f = 2,8•10-5. На учебном вычислительном
к ластере компьютерного центра механикоматематического факультета Пермского государственного национального исследовательского
университета был оценен соответствующий
коэффициент сетевой деградации D = p•1.9•10-6.
Полученная оценка показывает, что применение высокопроизводительных вычислительных кластеров позволяет кардинально снизить
время расчета. В результате распараллеливания
программы время решения типичной задачи
удается существенно сократить (в рассмотренном
случае примерно в 340 раз при числе используемых процессоров 512). Следует учитывать, что
g, ìÃàë
2
1
0
1.5
3.0
4.5
X, êì
- 0.5
ã
ã
-1.0
ã
ã
ã
ã
ã
ã
ã
ã
ã
ã
ã
ã
ã
ã
ã
ã
Z, êì
1
2
ã
ã
3
4
5
6
7
8
9
Рис. 12. Результаты интерпретации гравитационного поля месторождения медно-никелево-платиновых
руд Норильск-1: 1 – породы туфовой толщи; 2 – отложения тунгусской серии; 3 – силлы габбро-долеритов;
4 – рудоносная интрузия; 5 – дизъюнктивные нарушения; 6 – локальная составляющая наблюденного
поля; 7 – часть пространства D1, содержащая все возможные источники аномалии; 8 – фрагмент аномалиеобразующего объекта D2; 9 – буровые скважины.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
123
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ДОЛГАЛЬ и др.
дальнейшее увеличение количества задействованных вычислительных узлов (процессоров)
сверх оптимального лишь замедляет работу программы, так как накладные расходы на передачу
информации между узлами сети начинают превосходить выигрыш за счет распараллеливания
(рис. 13). Поэтому априорную оценку ускорения
полезно использовать для рационального выбора
количества вычислительных узлов кластера, используемых при решении ОЗГ.
локальный экстремум или какое-то «рядовое»
значение минимизируемого функционала роли
не играет.
Способность учесть все априорные физикогеологические сведения о моделируемых объектах и обеспечить при этом выход на допустимое
значение невязки за приемлемое число итераций – это и должно стать основным критерием
состоятельности алгоритма решения обратной
задачи. Монтажные алгоритмы решения не-
Рис. 13. Зависимость ускорения вычислительного процесса от количества используемых процессоров.
ВЫВОДЫ
При количественной интерпретации данных гравиразведки и магниторазведки могут
эффективно применяться монтажные технологии решения обратных задач, базирующиеся
на МКЭ. В основе проблемно ориентированных
технологий лежит традиционное для геотектоники представление о геологическом пространстве как совокупности элементарных объемов
с кусочно-однородным распределением характеристик U (в нашем случае – плотности или
намагниченности) горных пород U = U (x, y, z)
(Косыгин, 1974).
Как и все известные методы минимизации, монтажный метод не решает проблемы
глобального минимума. Но следует учесть тот
факт, что нахождение глобального минимума
невязки не должно являться самоцелью уже хотя
бы потому, что допустимое решение обратной
задачи, отвечающее этому минимуму, не обязательно несет наиболее полную и качественную
геолого-геофизическую информацию о строении
изучаемой среды. От алгоритма минимизации
требуется в действительности только одно: обеспечить допустимое значение невязки (если,
конечно, такое возможно в рамках принятой
интерпретационной модели) при соблюдении
всех априорных ограничений. Будет ли это
124
линейных обратных задач в достаточно полной
мере отвечают таком у критерию и по ря д у
основных признаков их можно рассматривать
как принципиально новую генерацию методов
минимизации, используемых в геофизике при
изучении формы и пространственного положения источников поля.
Принципиальный прорыв в вопросе наиболее полного извлечения достоверной информации из результатов измерений гравитационных
и магнитных полей, по мнению авторов, удастся
достичь тогда, когда построение отдельных
приемлемых вариантов интерпретации станет
элементом общей технологии, реализующей концепцию гарантированного подхода и заключающейся в поисках геологически содержательных
инвариантов на множестве допустимых решений
обратной задачи.
Работа выполнена при поддержке РФФИ
(проекты 12-05-00414 и 12-05-00156).
Список литературы
Аронов В.И. Обработка на ЭВМ значений аномалий силы тяжести при произвольном рельефе поверхности наблюдений. М.: Недра,
1976. 131 с.
Балк П.И. О надежности результатов количественной интерпретации гравитационных
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ МЕТОДА КОНЕЧНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
аномалий // Изв. АН СССР. Физика Земли.
1980. № 6. С. 43-57.
Балк П.И. Использование априорной информации о топологи ческ и х особенностя х
источников поля при решении обратной
задачи гравиметрии // ДАН. 1989. Т. 309.
№ 5. С. 1082-1084.
Балк П.И. Использование априорной информации о топологических особенностях источников поля при решении обратной задачи
гравиметрии в рамках монтажного подхода //
Физика Земли. 1993. № 5. С. 59-71.
Балк П.И. Столкновение геофизических и математических интересов – главный источник
противоречий в современной теории интерпретации потенциальных полей // Геофизический журнал. 2000. Т. 22. № 4. С. 3-20.
Балк П.И. Математический формализм и невостребованные идеи в теории интерпретации
потенциальных полей // Геофизика. 2002.
№ 2. С. 41-46.
Балк П.И. Содержательная оценка ε-эквивалентности в нелинейных обратных задачах
гравиметрии // Геофизический журнал. 2009.
Т. 31. № 6. С. 55-61.
Балк П.И., Балк Т.В. Структурно-рудная обратная задача гравиметрии // Физика Земли.
1995. № 6. С. 32-41.
Балк П.И., Балк Т.В. Совмещенная обратная
задача грави- и магнитометрии // Физика
Земли. 1996. № 2. С. 16-30.
Балк П.И., Балк С.П. О решении нелинейной
обратной задачи гравиметрии с использованием конечноэлементных представлений
источников поля // ДАН. 2000. Т. 371. № 2.
С. 231-234.
Ба лк П.И., Деменев А.Г., Долга ль А.С. и др.
Эффективность применения многопроцессорных вычислительных систем с целью
оценки достоверности решения обратной
задачи гравиметрии // Вестник Пермского
университета. Сер. Геология. 2010. Вып. 1(9).
С. 50-57.
Балк П.И., Долгаль А.С. Трехмерные монтажные
технологии интерпретации гравиметрических
данных // ДАН. 2009. Т. 427. № 3. С. 380-383.
Балк П.И., Долгаль А.С. Детерминированный подход к проблеме достоверности результатов
интерпретации гравиметрических данных //
ДАН. 2010. Т. 431. № 1. С. 334-338.
Балк П.И., Долгаль А.С., Христенко Л.А. Теория
и опыт применения монтажного подхода к
решению трехмерных обратных задач гравиметрии // Геофизический журнал. 2009. № 5.
T. 31. С. 128-140.
Балк П.И., Долгаль А.С., Христенко Л.А. Синтез
линейной и нелинейной постановок обратной задачи в гравиразведке и магнитораз-
ведке // Геофизический журнал. 2011. № 5.
Т. 33. С. 51-65.
Блох Ю.И. Количественная интерпретаци я
гравитационных и магнитных аномалий.
М.: МГГА, 1998. 88 с.
Блох Ю.И., Бондаренко В.И., Долгаль А.С. и др.
Геофизические исследования подводного
вулкана 6.1. (Курильская островная дуга) //
Вопросы теории и практики геологической
и н т ерп ре т а ц и и г еофизи ческ и х полей:
Материалы 38-й сессии Международного
семинара им. Д.Г. Успенского, Пермь, 24-28
января 2011 г. Пермь: ГИ УрО РАН, 2011.
С. 32-35.
Блох Ю.И., Бондаренко В.И., Долгаль и др. Комплексные геофизические исследования подводного вулкана 6.1, Курильская островная
дуга // Геофизика. 2012. № 2. С. 58-66.
Булах Е.Г. Прямые и обратные задачи гравиметрии и магнитометрии. Киев: Наукова думка,
2010. 463 с.
Булах Е.Г., Корчагин И.Н. О подборе аномальных
источников гравитационного поля методом
последовательных приращений модели //
ДАН УССР. Сер. Б. 1978. С. 1059-1062.
Вахромеев Г.С., Давыденко А.Ю. Моделирование в
разведочной геофизике. М: Недра, 1987. 192 с.
Гравиразведка: Справочник геофизика / Под
ред. Мудрецовой Е.А., Веселова К.Е. 2-е изд.,
перераб. и доп. М.: Недра, 1990. 607 с.
Долгаль А.С. Решение обратной задачи гравиразведки при поисках медно-никелевых руд //
Геофизический журнал. № 6. 1993. С. 83-88.
Долгаль А.С., Мичурин А.В. Новая модификация
монтажного метода решения нелинейной обратной задачи гравиметрии // Уральский геофизический вестник. 2010. № 2 (17). С. 34-40.
Долгаль А.С., Мичурин А.В., Новикова П.Н. и др.
Новые направления развития монтажных
технологий решения обратных задач гравиметрии и магнитометрии // Вопросы теории
и практики геологической интерпретации
геофизи ческ и х полей: Материа лы 38-й
сесси и Меж д у народ ного сем и нара и м.
Д.Г. Успенского, Пермь, 24-28 января 2011 г.
Пермь: ГИ УрО РАН, 2011. С. 100-103.
Долгаль А.С., Пугин А.В. Построение аналитических аппроксимаций геопотенциальных
полей с учетом их фрактальной структуры //
ДАН. 2006. Т. 410. № 7. С. 1152-1155.
Долгаль А.С., Симанов А.А. Применениe кратномасштабного вейвлет-анализа при аналитических аппроксимациях геопотенциальных
полей // ДАН. 2008. Т. 418. № 2. С. 256-261.
Долгаль А.С., Шархимуллин А.Ф. Аналитическая
истокообразная аппроксимация гравитационного поля, базирующаяся на методе конечных
элементов // X Международная конференция
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
125
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ДОЛГАЛЬ и др.
«Геоинформатика: теоретические и прикладные аспекты», 10-13 мая 2011. Киев. Украина.
А053. Электронная публикация (CD).
Дядюра В.А., Шалаев С.В. Определение местоположения локальных геологических объектов
по гравитационным аномалиям // Вопросы
разведочной геофизики. 1968. Вып. 8. С. 31-36.
Завойский В.Н., Неисжал Ю.Е. Декомпозиционноитерационный метод решения обратной
задачи магниторазведки // Геофизический
журнал. 1979. Т. 1. № 12. С. 46-52.
Кобрунов А.И. Математические основы теории
интерпретации геофизических данных: учеб.
пособие. М.: ЦентрЛитНефтеГаз, 2008. 288 с.
Косыгин Ю.А. Основы тектоники. М.: Недра,
1974. 216 с.
Ломтадзе В.В. Интерпретация гравитационных
аномалий способом эквивалентных призм //
Вопросы разведочной геофизик и. 1968.
Вып. 8. С. 36-40.
Майер В.И., Никонова Ф.И., Федорова Н.В. Численная оптимизация при интерпретации
гравитационных и магнитных аномалий //
Изв. АН СССР. Физика Земли. 1985. № 5.
С. 46-57.
Миков Д.С. Методы интерпретации магнитных
аномалий. Томск: Изд-во Томского ун-та,
1975. 180 с.
Новикова П.Н., Долгаль А.С. Локализация геологических объектов и определение вектора
намагниченности горных пород монтажным
методом //Вопросы теории и практики геологической интерпретации геофизических
полей: Материалы 39-й сессии Международного семинара им. Д.Г. Успенского, Воронеж,
30 января – 2 февраля 2012 г. Воронеж: ВГУ,
2012. С. 205-207.
Овчаренко А.В. Подбор сечения двухмерного
тела по гравитационному полю // Вопросы
нефтяной и рудной геофизики. Алма-Ата:
Изд-во Казахского политехн. ин-та, 1975.
Вып. 2. С. 71-75.
Перфильев Л.Г. Некоторые вопросы обработки
и интерпретации геолого-гефизических
данных на ЭЦВМ. Автореф. дисс. канд. тех.
наук. М., 1972. 28 с.
Подводный вулканизм и зональность Курильской островной дуги / Отв. ред. Пущаровский
Ю.М. М.: Наука, 1992. 528 с.
126
Розин Л.А. Стержневые системы как системы конечных элементов. Л.: Изд-во ЛГУ, 1976. 232 с.
Старостенко В.И. Устойчивые численные методы в задачах гравиметрии. Киев: Наук. думка,
1978. 228 с.
Страхов В.Н. Общая схема и основные итоги
развития теории и практики интерпретации
потенциальных полей в СССР и России в
ХХ веке // Развитие гравиметрии и магнитометрии в ХХ веке: Труды конференции.
М.: ОИФЗ РАН, 1997. С. 98-120.
Страхов В.Н. Что делать? (о развитии гравиметрии и магнитометрии в России в начале XXI
века). М.: ОИФЗ РАН, 1998. 24 с.
Страхов В.Н., Керимов И.А., Степанова И.Э. Разработка теории и компьютерной технологии
построения линейных аналитических аппроксимаций гравитационных и магнитных
полей. М: ИФЗ РАН, 2009. 254 с.
Страхов В.Н., Лапина М.И. Монтажный метод
решения обратной задачи гравиметрии //
ДАН. 1976. 227. № 2. С. 344-347.
Тихонов А.Н., Леонов А.С., Ягола А.Г. Нелинейные
некорректные задачи. М.: Наука. 1995. 312 с.
Тригубович Г.М., Персова М.Г., Соловейчик Ю.Г.
3D-электроразведка становлением поля.
Новосибирск: Наука, 2009. 218 с.
Шалаев С.В. Геологическое истолкование геофизических аномалий с помощью линейного
программирования. Л.: Недра, 1972. 142 с.
Шефер У., Балк Т.В. Монтажный метод решения
совмещенной обратной задачи грави- и
магнитометрии // ДАН. 1992. Т. 327. № 1.
С. 79-83.
Юньков А.А., Булах Е.Г. О точности определения
плотности аномальных масс методом сеток //
ДАН УССР. 1958. № 11. С. 1234-1237.
Schäfer U. Die L ösung einer inversen Aufgabe f ür
gravimetrische und geomagnetische Anomalien
m it tel s der Mont a gemet ho de. Pot s d a m :
Zentralinstitut f ür Physik der Erde, 1990. 137 s.
Schäfer U., Balk P. The Inversion of Potential Field
Anomalies by the Assembling Method: The Third
Dimension // Proc. IAG Symp. № 112. Geodesie
and Pyusik of the Earth. Berlin-Heidelberg:
Springer-Verlag, 1993. P. 237-241.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ МЕТОДА КОНЕЧНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
THE FINITE-ELEMENT METHOD APPLICATION FOR
INTERPRETATION OF GRAVITY AND MAGNETIC DATA
A.S. Dolgal1, P.I. Balk2, A.G. Demenev3, A.V. Michurin1, P.N. Novikova1, V.A. Rashidov4,
L.A. Christenko1, A.F. Sharkhimullin1
Mining Institute of Ural branch of R AS, Perm, 614007; e-mail: dolgal@mi-perm.ru;
2
Berlin, Germany;
3
Permian State National Research University, Perm, 614990;
4
Institute of Volcanology and Seismology FEB R AS, Petropavlovsk-Kamchatski, 683006
1
In this paper we consider finite-element interpretation technologies of gravity and magnetic data which are
used to construct sourcewise approximations of fields and to determine parameters of field sources. A new
algorithm of sourcewise approximations of gravity field is described in the paper. The computation process
suggests solution of series of problems of one-dimensional optimization resulting in good match of observed
and modeled fields with the number of sources lesser than the number of field points. The main characteristics
of assembly method for solution of inverse gravity problem and the computing circuit are represented in the
article. We suggest a new method of calculation of reliability estimation for interpretation of constructions
on the basis of guaranteed approach. A new algorithm for determination of configuration of anomalous
objects on interval value assignment of rock density (magnetization) is introduced in the paper. The article
shows that application of high-performance computer clusters is productive. Model and practical examples
for modeling of sources of geopotential fields are described.
Keywords: gravitational exploration, magnetic exploration, finite-element approach, assembly method, modeling,
algorithm.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
127
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
УДК 004.65:551.21
ИНФОРМАЦИОННАЯ ВЕБ-СИСТЕМА
«ВУЛКАНЫ КУРИЛО-КАМЧАТСКОЙ ОСТРОВНОЙ ДУГИ»:
ТЕКУЩЕЕ СОСТОЯНИЕ И ПЕРСПЕКТИВЫ РАЗВИТИЯ
© 2012 И.М. Романова, О.А. Гирина, И.В. Мелекесцев, А.П. Максимов
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН,
Петропавловск-Камчатский, 683006; e-mail: roman@kscnet.ru
Описывается назначение, структура и содержание разрабатываемой в Институте вулканологии
и сейсмологии ДВО РАН информационной системы «Вулканы Курило-Камчатской островной
дуги». Система позволяет интегрировать широкий комплекс данных по вулканам Камчатки, Курильских островов и омывающих морей в единую информационную среду, доступную мировому научному сообществу и широкому кругу пользователей Интернет.
К лючевые слова: информационная система, геопортал, вулканология, Курило-Камчатская
островная дуга.
ВВЕДЕНИЕ
На Камчатке насчитывается ~ 7100 вулканических построек разных типов, размеров, возраста и сохранности, возникших за последние
2-2.5 млн. лет, на Курильских островах – более
800 (Новейший..., 2005). Наиболее детально исследованными среди них являются действующие
и потенциально активные вулканы – «многоактные вулканы, для которых однозначно установлено и датировано хотя бы одно извержение за последние 3000-3500 лет» (Мелекесцев и др., 2001,
с. 195; Мелекесцев, 2006). В Курило-Камчатском
регионе насчитывается ~ 70 таких вулканов, что
составляет около 15% от общего количества действующих вулканов «Тихоокеанского огненного
кольца». На Камчатке находятся и одни из наиболее активных вулканов нашей планеты, такие как Шивелуч, Ключевской, Безымянный,
Карымск ий, си льные эксп лозивные извержения которых происходят практически ежегодно. За многие годы исследований вулканов
Курило-Камчатского региона в Институте вулканологии и сейсмологии (ИВиС) ДВО РАН накоплен большой объем уникальных научных данных. Для их интеграции и систематизации создается информационная система (ИС) «Вулканы
Курило-Камчатской островной дуги» («Volcanoes
of Kurile-Kamchatka Island Arc» (VOKKIA)) (Романова и др., 2011; Romanova, 2011). В данной статье
128
описываются цель создания системы, ее структура, содержание и текущее состояние.
ВУЛКАНОЛОГИЧЕСКИЕ ЭЛЕКТРОННЫЕ
РЕСУРСЫ В СЕТИ ИНТЕРНЕТ
Один из первых и наиболее полных официальных ресурсов по вулканам мира – база
данных (БД) Global Volcanism Program (GVP)
Database Смитсонианского национа льного
музея естественной истории (National Museum
of Natural History) (Siebert, Simkin, 2002), представляющая собой дополненную электронную
версию каталога (Siebert et al., 2010; Simkin,
Siebert, 1994). Эта БД содержит информацию о
1546 вулканах мира, проявлявших активность
в голоцене, и их извержениях. В частности, в
этом каталоге содержится информация о 162
вулканах Курило-Камчатского региона, однако
эти данные недостаточно детальны, а в ряде случаев нуждаются в корректировке и дополнении
результатами исследований последних лет. База
данных (Siebert, Simkin, 2002) стала источником
исходных данных для большинства вулканологических каталогов и баз данных в сети Интернет1.
Во многих странах на веб-сайтах вулканологических обсерваторий и других научных
организаций созданы региональные каталоги
1
http://www.ngdc.noaa.gov/hazard/volcano.shtml
http://volcano.oregonstate.edu/volcano_table
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИНФОРМАЦИОННАЯ ВЕБ-СИСТЕМА
вулканов . Один из таких ресурсов, – на наш
взгляд, наиболее содержательный и развитый
по функциональным возможностям, – веб-сайт
Аляскинской вулканологической обсерватории3
(Nye at al., 2012), содержащий описания 137
вулканов Аляски и Алеутской островной дуги
и их извержений, а также данные различных
видов мониторинга активных вулканов региона.
В российском сегменте сети Интернет подобного уровня и масштаба вулканологических
ИС не существует, хотя имеются публикации о
намерении создания таких интегрированных
специализированных ИС (Платэ, 2011).
2
НАЗНАЧЕНИЕ ИС VOKKIA И
ОСОБЕННОСТИ ЕЕ РЕАЛИЗАЦИИ
Результаты многолетних вулканологических
исследований ИВиС ДВО РАН отражены в большом количестве публикаций, а в электронном
виде хранятся в различных файловых архивах
и коллекциях данных и частично представлены
на веб-сайте ИВиС ДВО РАН4. Распределенный
характер хранения имеющейся информации,
различные способы сопровождения и методы
доступа существенно затрудняют поиск данных, что снижает эффективность их использования в научных исследованиях. Решением
проблемы является формирование единого
информационного пространства института.
С этой целью в ИВиС ДВО РАН с 2010 г. создается тематический геопортал как единая точка
доступа к вулканологическим и сейсмологическим данным (Романова, 2011; Romanova, 2011).
Геопорта л ИВиС ДВО РА Н 5 предоставл яет
единый пользовательский веб-интерфейс для
доступа к распределенным информационным
ресу рсам инстит у та – кол лек ци ям и базам
данных, картографическим сервисам. Один из
главных структурных компонентов геопортала –
каталог метаданных (Романова, 2010). Он содержит описания сетевых и локальных информационных ресурсов ИВиС ДВО РАН вулканологической и сейсмологической тематики
и служит мощным инструментом для поиска
данных.
С декабря 2010 г. в составе геопорта ла
создается ИC «Вулканы Курило-Камчатской
островной дуги»6 (рис. 1), предназначенная для
систематизации и интеграции геологических,
геофизических, геохимических и других научhttp://earthice.hi.is/page/ies_volcanoes
http://volcanoes.usgs.gov/observatories/calvo/
3
http://www.avo.alaska.edu/
4
http://www.kscnet.ru/ivs/
5
http://geoportal.kscnet.ru/
6
http://geoportal.kscnet.ru/volcanoes/
2
ных данных по наземным и подводным вулканам
Курило-Камчатской островной дуги и омывающих морей (Романова и др., 2011; Romanova, 2011)
(рис. 1). При разработке ИС были решены задачи
модификации первичных научных данных в направлении их интеграции в единую информационную среду, разработки основных принципов
их организации и обеспечения свободного доступа к ресурсам вулканологической тематики,
представляющим интерес как для научного
сообщества, так и для широкого круга пользователей Интернет. ИС должна обеспечить качество
и полноту данных и возможность пополнения ее
как результатами последних исследований, так и
различными архивными материалами.
Объективная сложность создания такой системы связана с многоплановостью проявления
вулканических процессов, индивидуальностью
каждого вулкана и неповторимостью каждого
отдельного извержения. Поэтому одной из первоочередных задач при разработке системы стала формализация разнородной информации по
вулканам и вулканическим извержениям и выбор основных критериев для их описания.
Информационная система VOKKIA реализована на базе свободного программного обеспечения с открытым исходным кодом, распространяемого по лицензии GPL (GNU General Public
License) – MySQL, GeoServer и др.
Система имеет модульную структуру, представленную информационными блоками, соответствующими разным типам данных. Логическая структура ИС обеспечивает согласованность и взаимодействие составляющих ее компонентов и возможность расширения системы
за счет включения в нее новых блоков и новых
функциональных возможностей.
ИСТОЧНИКИ ДАННЫХ ДЛЯ ИС VOKKIA
На первом этапе основными источниками
данных для системы VOKKIA являются каталоги и сводные труды (Влодавец, Пийп, 1957;
Геология СССР, 1964; Горшков, 1957; Гущенко,
1979; Действующие..., 1991; Новейший..., 2005;
Новограбленов, 1932; Огородов, 1972; Gorshkov,
1958; Siebert et al., 2010; Simkin, Siebert, 1994). Эта
информация уточняется и дополняется данными
из других литературных источников, в том числе
результатами новых исследований, отраженных
в последних научных публикациях.
Также в качестве источников информации
ИС VOKKIA используются созданные ранее
электронные каталоги, базы данных и архивы
ИВиС ДВО РАН. Прежде всего, это тематические
разделы веб-сайта и геопортала института, в
которых данные представлены в наиболее структурированном виде:
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
129
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РОМАНОВА и др.
Рис. 1. Главная страница информационной системы «Вулканы Курило-Камчатской островной дуги».
– каталог «Активные вулканы Камчатки и
Северных Курил»7 – содержит информацию о 36
активных вулканах: для каждого вулкана приведены сведения о географических координатах,
высоте, форме и структуре постройки, составе
пород, возрасте, опасности, видах мониторинга,
датах известных извержений;
– каталог «Голоценовые вулканы Камчатки»8 –
содержит описания 50 вулканов, проявлявших
активность в последние 10000 лет, а также результаты тефрохронологического исследования, радиоуглеродного датирования, геохимических анализов;
– каталог «Позднекайнозойские подводные
вулканы Тихого океана»9 – содержит описания
313 подводных вулканов, находящихся в пределах
31 региона Тихого океана, в том числе 109 вулканов Курильской островной дуги. Для каждого
вулкана приведены основные характеристики:
регион, координаты, минимальная глубина,
зафиксированная над его вершиной, относительная высота;
– БД «Позднекайнозойские подводные вулканы Тихого океана»10 – содержит сведения о 313 под-
водных вулканах из вышеописанного каталога.
Кроме этого, в БД приведены: для 124 подводных вулканов – объемы построек, для 83 вулканов – сведения о химическом составе пород, а
для 23 вулканов – магнитные свойства драгированных образцов (Рашидов и др., 2010);
– веб-сайт «Геофизические исследования
подводных вулканов Курильской островной
дуги»11 – содержит многочисленные оригинальные карты и графики аномального магнитного
поля, батиметрические и структурные карты,
фрагменты записей эхолотного промера и непрерывного сейсмоакустического профилирования, результаты интерпретации геологогеофизических исследований;
– веб-сайт «Подводный вулканизм Курильской островной дуги: геодинамические условия
и формирование геохимической специфики»12 –
содержит данные о петрогеохимических характеристиках пород вулканов;
– архивы Камчатской группы реагирования
на вулканические извержения (Kamchatkan
Volcanic Eruption Response Team (KVERT)) с
данными непрерывного визуального и спутнико-
7
http://www.kscnet.ru/ivs/kvert/volcanoes/
http://www.kscnet.ru/ivs/volcanoes/holocene/
9
http://www.kscnet.ru/ivs/grant/grant_04/catalogue.html
10
8
11
130
http://geoportal.kscnet.ru/submarine_volcanoes/
http://www.kscnet.ru/ivs/grant/grant_05/kurily/
12
http://www.kscnet.ru/ivs/grant/grant_06/06-3-A-08-326/
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИНФОРМАЦИОННАЯ ВЕБ-СИСТЕМА
вого мониторинга вулканов Камчатки и Северных Курил13 – содержат бюллетени о прогнозах
опасности вулканов для авиации на русском
языке с 2003 г., еженедельные сообщения о состоянии вулканов (KVERT Information Releases)
на английском языке с 2005 г., оперативные
сообщения о пепловых выбросах и пепловых
шлейфах на английском языке с 2010 г. и т.д.
(Гирина, Гордеев, 2007);
– БД «Архив фотографий фотолаборатории
ИВиС ДВО РАН»14 – содержит фотографии
вулканов и других объектов исследований института, начиная с 1979 г.
Кроме этого, предполагается, что источниками данных для системы VOKKIA станут
и локальные информационные ресурсы ИВиС
ДВО РА Н, ра змещенные на персона льны х
рабочи х станци я х сотрудников инстит у та:
базы данных – «Действующие вулканы мира»,
«Анализы пород вулканов Камчатки», «Каталог
подводных вулканов Курильской островной
дуги» и т.п., созданные в разные годы разными коллективами авторов с помощью СУБД
Microsoft Visual FoxPro и Microsoft Office Access;
геоинформационные системы – «Новейший
вулканизм Камчатки» (Пономарева и др., 2008),
«Вулканическая опасность Курило-Камчатской
островной дуги» (Муравьев и др., 2010), «Геомагнитные исследования различных типов
проявлений позднекайнозойского подводного
вулканизма в Тихом океане» (Рашидов и др.,
2010), «Геомагнитные исследования подводных
вулканов Курильской островной дуги» (Романова и др., 2010) и др., реализованные в среде ESRI
ArcGIS; многочисленные архивы и коллекции
вулканологических данных в различных цифровых форматах.
СТРУКТУРА ИС VOKKIA
На сегодняшний день ИС включает следующие информационные блоки: «Вулканы»,
«Извержения», «Мониторинг», «Изображения»,
«Геосервисы».
Блок «В улканы » представляет основные
сведения о вулканах. Для каждого вулкана приведены название, синонимы, номер по каталогу
(Siebert et al., 2010), географический регион, вулканический район, географические координаты
вершины, абсолютная высота вулканической
постройки, статус вулкана (действующий, потенциально активный или потухший), период
активности, тип постройки, состав пород, краткое описание вулкана, список использованной
литературы и др. Для действующих вулканов, –
13
14
http://www.kscnet.ru/ivs/kvert/
http://www.kscnet.ru/cgi-bin/fotogal/index.pl
первоочередных объектов описания в разрабатываемой ИС, – дополнительно приводятся
координаты и название активного центра (если
они не совпадают с координатами вершины или
названием вулкана), дата последнего известного
извержения, сведения о потенциальной опасности и другие характеристики. При отнесении
вулкана к этой категории авторы руководствовались списком действующих вулканов Камчатки
и Курил, приведенным в (Новейший..., 2005,
Мелекесцев, 2006).
Названия и синонимы вулканов на русском
языке соответствуют их написанию в сводных
трудах (Горшков, 1957; Новейший..., 2005), на
английском ‒ в каталоге (Siebert et al., 2010;
Simkin, Siebert, 1994) с некоторыми изменениями согласно сложившейся традиции их
употребления в отечественной вулканологии
(Действующие…, 1991 и др.).
Координаты наземных вулканов, приведенные в различных источниках, не всегда совпадают. Поэтому за координаты вершин этих
вулканов мы приняли координаты наивысших
точек вулканических построек, определенные
нами с помощью геосервиса Google Earth.
Веб-интерфейс этого блока системы обеспечивает возможность выборки вулканов по
названиям и синонимам, а также расширенного
многокритериального поиска по совокупности
полей – региону, вулканическому району, координатам, статусу, составу пород и др. В результате
пользователь получает список вулканов, удовлетворяющих условиям поиска, из которого
можно перейти к странице описания вулкана,
выбранного из списка (рис. 2). Возможен просмотр информации по выбранному вулкану из
других блоков системы.
На март 2012 г. ИС VOK K I A содерж и т
описания 178 объектов – 172 наземных и 6 подводных вулканов, в том числе 66 действующих.
Пополнение системы описаниями вулканов продолжается. В частности, планируется включить
информацию по подводным вулканам Курильской островной дуги из вышеперечисленных
информационных ресурсов, посвященных подводному вулканизму.
Б л о к «Из в е р ж е н и я » п ред на значен д л я
систематизации сведений об исторических и
доисторических извержениях вулканов. Сейчас
идет работа по вводу данных об исторических
извержениях – произошедших на памяти людей
и имеющих документальные свидетельства (для
Камчатки и Курильских островов – это период
с конца XVII - начала XVIII в. по настоящее
время). Для описания каж дого извержения
предусмотрены следующие характеристики:
даты начала и окончания, предвестники, объем
изверженных продуктов (лавы и пирокластики),
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
131
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Рис. 2. Пример веб-страницы «Описание вулкана» (вулкан Авачинский).
РОМАНОВА и др.
132
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИНФОРМАЦИОННАЯ ВЕБ-СИСТЕМА
их состав, энергия, индекс эксплозивности
(VEI – Volcanic Explosivity Index), высота эруптивной колонны, краткое описание и др. (рис. 3).
Описание сопровождается соответствующим
списком литературы. Источниками данных
об извержениях являются каталоги (Влодавец,
Пийп, 1957; Горшков, 1957; Гущенко, 1979; Siebert
et al., 2010; Simkin, Siebert, 1994). Эти данные
дополняются и уточняются по литературным
источникам, посвященным конкретным активным вулканам и их извержениям, а также
данными группы KVERT.
Веб-интерфейс обеспечивает возможность
поиска данных об извержениях по названию
вулкана, дате, ключевым словам и другим характеристикам. В настоящее время в системе
с различной степенью детальности описано
58 исторических извержений вулканов.
возможность просмотра в режиме реального
времени изображений, получаемых с веб-камер
ИВиС ДВО РАН и Камчатского филиала (КФ)
ГС РАН, установленных для видеонаблюдения
за самыми активными вулканами Камчатки.
В дальнейшем этот блок системы может быть
расш и рен да н н ы м и С а х а л и нской г ру п п ы
реагирования на вулканические извержения
(Sakhalin Volcanic Eruption Response Team –
SVERT)15, а также данными других видов мониторинга активных вулканов, проводимых в
ИВиС ДВО РАН и КФ ГС РАН16.
Б л о к «И з о б р а ж е н и я » вк л юч а е т ф о т о графии вулканов и их извержений, рисунки,
карты, схемы, графики, спутниковые и аэрофотоснимки, а так же видео-изображения в
различных форматах (рис. 4). Каж дое изобра жен ие соп ровож дае т ся сведен и я м и об
Рис. 3. Пример веб-страницы «Описание извержения» (вулкан Авачинский, извержение 1991 г.).
Блок «Мониторинг» на сегодняшний день
представлен фай ловыми арх ивами г ру ппы
KVERT. Они содержат данные непрерывного
визуального и спутникового мониторинга активных вулканов Камчатки и Северных Курил
(о. Атласова и о. Парамушир): еженедельные
сообщения о состоянии вулканов, включающие
прогноз опасности вулканов для авиации и
текущие Авиационные цветовые коды, рапорты о пепловых выбросах и пепловых шлейфах,
дру г ие операт и вн ые дан н ые. Реа л изована
авторах, копирайте, дате создания, ссылкой
на источник, текстовыми комментари ями.
Веб-интерфейс системы обеспечивает возможность поиска изображений по названию вулкана, дате создания изображения, ключевым
словам, автору и другим критериям. На сегодняшний день в систему загружено более 1000
изображений.
15
16
URL: http://www.imgg.ru/ru/svert.html
URL: http://www.emsd.ru/
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
133
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РОМАНОВА и др.
Рис. 4. Пример веб-страницы «Изображения» (вулкан Авачинский).
Блок «Геосервисы» представлен двумя видами картографических веб-сервисов – WMS
(Web Map Service)-сервисами, основанными на
стандартах открытого геопространственного
консорци у ма (Open Geospatial Consor tuim,
OGC)17, и Google Earth-сервисами, реализованными с использованием геоинтерфейса Google
Earth.
WMS-сервис, показанный на рис. 5, представляет собой интерактивную карту «Вулканы
Курило-Камчатской островной дуги». Основные
возможности этого сервиса ‒ навигация по изображению, его масштабирование, отображение
легенды, инструмент идентификации, позволяющий получить информацию о выбранном
на карте объекте из связанной со слоем атрибутивной таблицы БД, а также инструменты
измерения расстояний и площадей.
Интерактивная карта включает следующие
слои: «Вулканы Курило-Камчатской островной
д у г и» ( ра зн ы м ц ветом отобра жаются действующие и потухшие вулканы), «Действующие
вулканы Курило-Камчатской островной дуги»
O p en G e o s p a t i a l C on s or t i u m – ht t p:// w w w.
opengeospatial.org
(цвет условного знака соответствует текущему
Авиационному цветовому коду вулкана), «Подводные вулканы Курильской островной дуги».
В качестве базового слоя использована растровая карта рельефа и растительного покрова
Natural Earth II 18 . Пользователь имеет возможность включить/отключить отображение
т ех и л и и н ы х слоев, а та к же доба ви т ь на
интерактивную карту дополнительные слои,
опубликованные не только на локальном картографическом сервере ИВиС ДВО РАН, но
и на удаленных картографических серверах.
Полученное на карте изображение может быть
сохранено в формате PDF.
Google Earth-сервисы включают некоторые
основные функции WMS-сервисов (навигаци я, масштабирование, и дентификаци я) и
предоставляют дополнительную возможность
3D-отображения объектов. На рис. 6 показан
Google Earth-cервис визуализации вулкана с
возможностью его виртуального облета.
ИС VOKKIA предоставляет единый вебинтерфейс ко всем составляющим ее информационным блокам и, таким образом, обеспечи-
17
134
18
http://www.naturalearthdata.com
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИНФОРМАЦИОННАЯ ВЕБ-СИСТЕМА
Рис. 5. WMS-сервис «Вулканы Курило-Камчатской островной дуги».
Рис. 6. Google Earth-сервис «Виртуальный облет вулканов» (вулкан Авачинский).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
135
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РОМАНОВА и др.
вает удобный доступ к разнородным атрибутивным данным и связанным с ними картографическим сервисам.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
ИС «Вулканы Курило-Камчатской островной дуги» позволяет систематизировать широкий комплекс вулканологических данных по
вулканам Камчатки, Курильских островов и
омывающих морей и интегрировать их в единую
информационную среду, доступную мировому
научному сообществу и широкому кругу пользователей Интернет.
ИС VOKKIA предоставляет инструменты
для поиска и анализа информации из различных
направлений исследований, связанных с вулканизмом Курило-Камчатского региона. Это дает
возможность, например, оценивать состояние и
прогнозировать характер будущей активности
вулканов; изучать периодичность активности
вулканов Камчатки и Курил в историческом
ракурсе; определять степень опасности вулканов, непрерывно извергающихся на протяжении
десятков или сотен лет и т.д.
Дальнейшее развитие и модификация ИС
VOK K I A бу д у т на п ра в лен ы на у т оч нен ие
и дета лизацию у же загру женных в систему
описаний вулканов и извержений, дальнейш у ю под готовк у и ввод дан н ы х, создан ие
новых информационных блоков: «Библиография», «Петрология», «Тефрохронология» и др.
Планируется создание англоязычной версии
ИС.
Создание системы VOKKIA позволит поднять вулканологические исследования, проводимые в ИВиС ДВО РАН, на современный
информационный уровень, что является требованием времени.
Авторы выражают благодарность студентам
С.О. Боровкову (КамГУ им. Витуса Беринга),
Д.А. Карпенюку ( КГТУ) и сотруднику ИВиС
ДВО РАН С.Э. Васильеву, принявшим большое участие в работе по вводу данных в ИС
VOK K I A . А вторы признат ел ьн ы кол легам
из ИВиС ДВО РАН Т.В. Леоновой, Н.П. Егоровой, Н.К. Гавриловой, М.В. Мазнабиевой
и Н.В. Борисенко за больш у ю работ у, связанную с развитием библиотечной системы
ИРБИС и составлением тематических картотек, используемых при подборе литературных
источников по вулканам и извержениям, а также А.В. Сокоренко, Ю.В. Демянчуку, к.г.-м.н.
М.Г. Белоусовой, Н.П. Смелову и другим сотрудникам за фотографии, предоставленные
д л я системы VOKKI A. А вторы благодарны
к.т.н. В.А. Рашидову за внимательное прочтение рукописи и конструктивные замечания.
136
Список литературы
Влодавец В.И., Пийп Б.И. Каталог действующих
вулканов Камчатки // Бюлл. вулканол. станции. 1957. № 25. С. 5-95.
Геология СССР. Т. XXXI. Камчатка, Курильские
и Командорские острова. Часть 1. Геологическое описание. М.: Недра. 1964. 734 с.
Гирина О.А., Гордеев Е.И. Проект KVERT – снижение вулканической опасности для авиации при эксплозивных извержениях вулканов Камчатки и Северных Курил // Вестник
ДВО РАН. 2007. № 2. С. 100-109.
Горшков Г.С. Каталог действующих вулканов
Курильских островов // Бюлл. вулканол.
станции. 1957. № 25. С. 96-178.
Гущенко И.И. Извержения вулканов мира (каталог). М.: Наука, 1979. 476 с.
Действующие вулканы Камчатки. В 2-х томах.
М.: Наука, 1991. Т. 1. 302 с. Т. 2. 415 с.
Мелекесцев И.В. Действующие и потенциально активные вулканы Курило-Камчатской
островной дуги в начале XXI в.: этапы исследований, определение термина «действующий вулкан», будущие извержения и вулканическая опасность // Вестник КРАУНЦ.
Науки о Земле. 2006. № 1. Вып. 7. С. 15-35.
Мелекесцев И.В., Брайцева О.А., Пономарева
В.В. Новый подход к определению понятия
«действующий вулкан» // Геодинамика и
вулканизм Курило-Камчатской островодужной системы. Петропавловск-Камчатский:
ИВГиг ДВО РАН, 2001. С. 191-203.
Муравьев Я.Д., Клименко Е.С., Дмитриева Ю.А.
К созданию ГИС «Вулканоопасность» //
ArcReview. 2010. № 2. Вып 53. С. 12-13.
Новейший и современный вулканизм на территории России / Отв. ред. Н.П. Лаверов.
М.: Наука, 2005. 604 с.
Новограбленов П.Т. Каталог вулканов Камчатки //
Изв. гос. географ. о-ва. 1932. Т. XIV. Вып. 1.
С. 88-99.
Огородов Н.В. Каталог вулканов Срединного
хребта // Вулканы и четвертичный вулк ан изм Сред и н ног о х реб та К ам чат к и.
М.: Наука, 1972. C. 119-190.
Платэ А.Н. Специализированная интегрированная информационная система для исследования областей современного вулканизма // Вулканология и сейсмология. 2011.
№ 3. С. 73-78.
Пономарева В.В., Мельников Д.В., Романова И.М.
Геоинформационная система «Новейший
вул кан изм К ам чат к и» // Современ н ые
информационные технологии для научных
исследований. Материалы Всероссийской
конференции, Магадан, 20-24 апреля 2008 г.
Магадан: СВНЦ ДВО РАН, 2008. С. 105-106.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИНФОРМАЦИОННАЯ ВЕБ-СИСТЕМА
Рашидов В.А., Романова И.М., Бондаренко В.И.,
Палуева А.А. Информационные технологии в
геомагнитных исследованиях позднекайнозойских подводных вулканов Тихого океана //
Российск ий ж урна л наук о Земле. 2010.
№ 11, RE3001, doi:10.2205/2009ES000358.
Романова И.М. Система управления метаданными в Институте вулканологии и сейсмологии ДВО РАН как инструмент интеграции
вулканолог и ческ и х данны х // Вестник
КРАУНЦ. Науки о Земле. 2010. № 1. Вып. 15.
С. 145-155.
Романова И.М. Геопортал ИВиС ДВО РАН для интеграции вулканологических и сейсмологических данных // Материалы Международной
конференции «ИнтерКарто-ИнтерГИС 17».
Устойчивое развитие территорий: теория
ГИС и практический опыт. Белокуриха, Денпасар, 14-19 декабря 2011 г. Барнаул: ИВЭП
СО РАН, 2011. С. 97-102.
Романова И.М., Мелекесцев И.В., Гирина О.А. Информационная система «Вулканы КурилоКамчатской островной дуги» // Проблемы
комплексного геофизического мониторинга
Да л ьнег о Восток а Росси и. Труд ы Третьей нау чно-технической конференции.
Петропавловск-Камчатский. 9-15 октября
2011 г. / Отв. ред. В.Н. Чебров. Обнинск:
ГС РАН, 2011. C. 395-398.
Романова И.М., Рашидов В.А., Бондаренко В.И.,
Палуева А.А. Геоинформационная система
«Геомагнитные исследования подводных вулканов Курильской островной дуги» // Труды
Второй региональной научно-технической
конференции «Проблемы комплексного гео-
физического мониторинга Дальнего Востока
России» 11-17 октября 2009 г., ПетропавловскКамчатский. Петропавловск-Камчатский:
КФ ГС РАН, 2010. С. 288-292.
Gorshkov G.S. Cataloge of the active volcanoes of the
World including solfatara fields. P. VII. Kurile
island. Inter. Volcanological Assoc. Napoli, Italia.
1958. 99 p.
Nye C.J., Bul K.F., Schaefer J.R. et al. Volcanology
FY12 project descriptions, in DGGS Staff, Alaska
Division of Geological & Geophysical Surveys
Annual Report: Alaska Division of Geological &
Geophysical Surveys Annual Report 2011-D.
2012. P. 62-69.
Romanova I.М. I VS FEB R AS Geoportal as a
single point of access to volcanological and
seismological data // 7 th Biennual Workshop on
Japan-Kamchatka-Alaska Subduction Processes
(JKASP). August 25-30, 2011, PetropavlovskKamchatsky. P. 71. ‒ http://www.kscnet.ru/ivs/
slsecret/jkasp_2011/abstr/abs33.pdf.
Siebert L., Simkin T. Volcanoes of the World: an
Illustrated Catalog of Holocene Volcanoes and
their Eruptions. Smithsonian Institution, Global
Volcanism Program Digital Information Series,
GVP-3. 2002. ‒http://www.volcano.si.edu/world/.
Siebert L., Simkin T., Kimberly P. Volcanoes of the
World. Third edition. Smithsonian Institution.
Washington DC. University of California Press.
2010. 551 p.
Simkin T., Siebert L. Volcanoes of the World. Second
edition. Smithsonian Institution. Washington
DC. Geoscience Press, Inc. Tucson, Arizona.
1994. 350 p.
INFORMATION SYSTEM «VOLCANOES OF THE KURILE-KAMCHATKA
ISLAND ARC»: CURRENT STATE AND DEVELOPMENT PROSPECT
I.M. Romanova, O.A. Girina, I.V. Melekestsev, A.P. Maximov
Institute of Volcanology and Seismology FEB R AS
The article describes purpose, structure and content of an information system «Volcanoes of the KurileKamchatka island arc» which is being developed in the Institute of Volcanology and Seismology FEB RAS.
The system will allow integration of wide range of data on volcanoes in Kamchatka, Kurile Islands and
adjacent seas into a single information environment available for the world scientific community and for
Internet users.
Keywords: information system, geoportal, volcanology, Kurile-Kamchatka island arc.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
137
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
УДК 551.248
ОЦЕНКА СЕЙСМИЧЕСКОЙ И ЦУНАМИОПАСНОСТИ ДЛЯ ПОСЕЛКА
УСТЬ-КАМЧАТСК (КАМЧАТКА) ПО ДАННЫМ ПАЛЕОСЕЙСМОЛОГИЧЕСКИХ
ИССЛЕДОВАНИЙ
©2012 Т.К. Пинегина1, А.И. Кожурин2, В.В. Пономарева1
1
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, 683006;
e-mail: pinegtk@yandex.ru
2
Геологический институт РАН, Москва, 119017
В статье представлены новые данные о повторяемости и параметрах цунами в районе УстьКамчатска, а также об активных коровых разломах, подвижки по которым могут сопровождаться
сильными землетрясениями. По данным полученным за последние несколько тысяч лет, сильные
цунами с высотой волн более 6-8 м и горизонтальным заплеском в несколько км происходили в
районе в среднем раз в 300 лет. Повторяемость подвижек по одному отдельно взятому активному
коровому разлому составляет в среднем 2.5 тыс. лет, при этом магнитуда вызванных ими землетрясений оценена как М ~ 6.5-7.5. Принимая во внимание то, что период повторяемости подвижек по всем активным разломам в районе примерно сопоставим, повторяемость сильных коровых землетрясений в целом для района может составлять раз в несколько сотен лет.
К лючевые с лова: ак тивные раз ломы, ц у нами, повторяемость зем лет рясений, поселок
Усть-Камчатск.
ВВЕДЕНИЕ
Поселок Усть-Камчатск (до 1951 г. село) был
основан русскими поселенцами в 1731 г. на правом берегу в устье р. Камчатки. Первые промышленные предприятия по добыче и переработке
рыбы появились в п. Усть-Камчатск в начале XX в.
Американские и японские заводы располагались на Дембиевской косе, отделяющей акваторию Тихого океана от русла р. Камчатка и от
оз. Нерпичье. В 1923 г. п. Усть-Камчатск сильно
пострадал от цунами. Высота волн достигала
здесь 11 м (Заякин, Лучинина, 1987). В результате
были полностью разрушены и смыты все предприятия на Дембиевской косе, сильно пострадал и сам поселок, были человеческие жертвы.
После этой трагедии п. Усть-Камчатск был перенесен на левый берег р. Камчатки, а рыбообрабатывающие предприятия на Дембиевской косе
были частично восстановлены. В настоящее
время в поселке постоянно проживает более 4000
человек, а во время путины население значительно увеличивается за счет сезонных рабочих.
В поселке действуют морской порт, рыбокомбинат, предприятия деревообрабатывающей промышленности.
138
По карте общего сейсмического районирования ОСР-97 (Комплект…, 1999), поселок располагается в 10-бальной сейсмической зоне по
шкале MSK-64 (Свод…, 2011). За период инструмента льных сейсмологических наблюдений
(с 1962 г.) здесь произошли два сильных землетрясения, сопровождавшихся небольшими цунами
– 15.12.1971 г. (М=7.8) и 28.12.1984 г. (М=7.5).
По историческим описаниям, очень сильно землетрясения ощущались в этом районе в 1737 г.
(вероятно сопровождалось сильным цунами),
1791 г., 1792 г. (вероятно цунами?), 1807 г., 1923 г.
(разрушительное цунами), 1936 г. (вероятно
небольшое цунами) (Годзиковская, 2009; Заякин,
Лучинина, 1987). Небольшие цунами от местных Камчатских и удаленных источников были
зафиксированы в районе Усть-Камчатска также
в 1952, 1960, 1969, 2001, 2010 гг. (Worldwide…).
Имеющиеся на сегодня данные о воздействии
землетрясений и цунами на п. Усть-Камчатск,
несомненно, свидетельствуют о возможности
повторения таких событий и в будущем. Вместе
с тем, имеющихся материалов об исторических
катастрофических событиях явно недостаточно
для оценки повторяемости и параметров сильнейших цунами и землетрясений и долгосроч-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОЦЕНКА СЕЙСМИЧЕСКОЙ И ЦУНАМИОПАСНОСТИ
ного прогноза этих событий. Выполненные нами
в 2005-2010 гг. палеосейсмологические исследования позволили расширить существующие представлени я о голоценовой сейсмической истории для района, прилегающего к
п. Усть-Камчатск.
ГЕОДИНАМИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ
И КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
СЕЙСМИЧНОСТИ РАЙОНА
Полуостров Камчатский, находясь прямо на
продолжении Командорского отрезка Алеутских
островов, выступает в виде связующего звена
между А леутской и Камчатской островными
дугами. В рамках существующих плейттектонических моделей Камчатская и Алеутская
островные дуги маркируют границу СевероАмериканской и Тихоокеанской литосферных
плит, или же границы Тихоокеанской плиты
с плитами меньшего размера (Охотоморской
и Берингийской), выделяемыми в пределах
Северо-А мериканской (Лан дер и др., 1994;
Селиверстов, 1998; Geist, Scholl, 1994; Pedoja et al.,
2006; Watson, Fujita, 1985; Zonenshain et al., 1990).
Кроме того, как отдельный тектонический элемент, распознается Командорский блок, включающий о-ва Беринга и Медный (Mackey et al.,
1997) (рис. 1).
В настоящее время общепринятым является
предположение о том, что причиной деформации Камчатского полуострова является сближение Алеутской и Камчатской островных дуг, их
коллизионное взаимодействие, связанное с движением Командорского блока на северо-запад
вдоль трансформного разлома западных Алеут
(Левин и др., 2009; Apel et al., 2006; Freitag et al.,
2001; Gaedicke et al., 2000; Mackey et al., 1997).
Наиболее сильные землетрясения в районе
приурочены к границам Тихоокеанской плиты
(Гусев, 2006) (рис. 2). По историческим данным,
очаги сильнейших цунами, воздействовавших
на п. Усть-Камчатск, располагались в пределах
северного отрезка Камчатской зоны субдук-
Рис. 1. Плейттектоническая схема района работ. 1 – активные вулканы, тефра которых использовалась в исследованиях: 1 – Шивелуч, 2 – Ключевской, 3 – Авачинский, 4 – Ксудач; 2 – район, показанный на рис. 2; 3
– границы литосферных плит: а – достоверные, б – предполагаемые.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
139
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПИНЕГИНА и др.
ции. Цунами от источников на юге Камчатки,
в Беринговом море, а так же цунами от удаленных источников (например, подошедшие
из Южной Америки) в районе Усть-Камчатска
имели небольшую интенсивность (заплеск < 5 м)
(Заякин, Лучинина, 1987). Возможность возникновения сильных цунами от очагов расположенных по границам Командорского блока – вопрос,
в настоящее время не имеющий однозначного
ответа.
В пределах Камчатского полуострова и примыкающей к нему с запада Столбовской депрессии выделен ряд активных разрывных нарушений (Kozhurin, 2004; Kozhurin, 2007; Kozhurin et
al., 2006) (рис. 2). Само наличие активных разломов на Камчатском полуострове и в Столбовской
депрессии предполагает здесь возникновение
время от времени сильных коровых землетря-
сений, вызываемых подвижками по разломам,
с выходом сейсморазрывов на земную поверхность. Возможность сильных мелкофокусных
коровых землетрясений в районе косвенно подтверждается и инструментальными данными:
в районе Камчатского полуострова, мировой и
камчатской сейсмологическими сетями зарегистрировано множество слабых мелкофокусных
землетрясений в слое глубиной до 50 км (Гордеев
и др., 2004; Global…). Сильные коровые землетрясения, происходящие вблизи п. Усть-Камчатск,
могут причинить для него даже больший ущерб,
чем относительно удаленные землетрясения на
границах Тихоокеанской плиты.
Таким образом, для оценки сейсмо- и цунамиопасности для п. Усть-Камчатск необходимо
иметь данные по повторяемости как сильных
субдукционных землетрясений, так и коровых,
Рис. 2. Активные разломы и очаги сильнейших исторических землетрясений: 1 – очаги крупнейших исторических землетрясений; цифрами показаны год, месяц и магнитуда землетрясений (Гусев, 2004); для землетрясения 1984 г. показан эпицентр; 2 – главный надвиг, сопряженный с Камчатской зоной субдукции;
3 – коровые активные разломы (Kozhurin, 2004, 2007); 4 – подводные разломы (Селиверстов, 1998); 5 – район
детальных исследований, показанный на рис. 4.
140
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОЦЕНКА СЕЙСМИЧЕСКОЙ И ЦУНАМИОПАСНОСТИ
происходящих в непосредственной близости от
поселка. Повторяемость сильных землетрясений
в зоне субдукции и параметры вызванных ими
цунами были получены нами на основе изучения отложений палеоцунами в пределах широкой аккумулятивной морской террасы на правобережье р. Камчатка. Оценка повторяемости
и параметров сильных коровых землетрясений
были сделаны на основе детального изучения
одного из наиболее близких к п. Усть-Камчатск
активных разломов.
МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ
Методики изучения отложений цунами и
активных разломов и датирование сейсмических событий с помощью горизонтов тефры описаны подробно в ряде работ (Bourgeois et al., 2006;
Kozhurin et al., 2006; Pinegina et al., 2003), поэтому
в данной статье мы изложим лишь их основные
принципы.
Цунами
При изучении отложений древних цунами
(палеоцунами) принципиальное значение имеет
реконструкция положения древних береговых
линий, существовавших на момент каждого
цунами, а также собственно идентификация
отложений цунами.
Реконструкция древних береговых линий.
Для побережий, расположенных вдоль зон субдукций, характерны вертикальные движения,
связанные с косейсмическими деформациями,
постсейсмической релаксацией и интерсейсмическим накоплением напряжений (McCalpin,
2009; Meyers et al., 1996). Во время сильных землетрясений величина косейсмических вертикальных движений может достигать нескольких
метров. На фоне этих движений морские аккумулятивные террасы на побережьях периодически
либо опускаются и размываются, либо воздымаются и выдвигаются в сторону моря. Поэтому,
восстанавливая параметры палеоцунами, необходимо знать положение береговой линии, существовавшей на момент сейсмического события.
Детально методика таких реконструкций описана в работе (Пинегина и др., 2010), поэтому
остановимся лишь на основных моментах:
1. В связи с тем, что уровень моря нестабилен
за счет приливно-отливных и штормовых флуктуаций, в данной работе под «береговой линией»
мы подразумеваем верхнюю границу активного
пляжа, в пределах которого формируется береговой вал. Высота и форма формирующихся
береговых валов зависит от волновой энергии,
воздействующей на побережье, и от количества
поступающих наносов. Серия разновозрастных
береговых валов слагает аккумулятивную морскую террасу.
2. Высотное положение верхней границы
активного пляжа в разные моменты времени
может быть различным и контролируется относительным уровнем моря.
3. Зарастание песчано-галечной поверхности
берегового вала густой растительностью и появление на ней почвенного профиля означают, что
вал вышел из зоны штормовой досягаемости и
стал реликтовым (не активным). В геологическом разрезе, времени окончания процесса формирования вала соответствует граница между
морскими и перекрывающими их субаэральными отложениями; пространственное положение берегового вала определенного возраста
дает нам примерное положение верхней (бережной) границы активного пляжа на время его формирования.
Мы предполагаем, что в каждой конкретной точке побережья Камчатского залива средняя волновая энергия на протяжении последних
~ 2-3 тыс. лет оставалась практически постоянной. Также мы допускаем, что побережье в устье
р. Камчатки не испытывало дефицита наносов, и что количество наносов, поступающих
из р. Камчатки, оставалось примерно постоянным на протяжении последних ~ 2-3 тыс. лет.
Наличие в районе Усть-Камчатска (к югу от
р. Камчатка) наиболее широкой на Восточной
Камчатке голоценовой морской аккумулятивной террасы свидетельствует в пользу последнего
допущения. Таким образом, вариации в относительных высотах разновозрастных береговых
валов следует считать связанными, в основном,
с изменениями относительного уровня моря.
По характеру изменений высот разновозрастных
валов друг относительно друга в поперечном к
берегу направлении можно судить, как именно
и в каком направлении уровень моря менялся во
времени – постепенно или импульсами, повышался или понижался.
На Камчатке максимальный абсолютный
уровень моря в голоцене был достигнут в период
5.5-6.5 тыс. л.н. (Пинегина и др., 2010; Bourgeois
et al., 2006; Pinegina et al., 2003). К этому времени
относится формирование лагун практически по
всему восточному побережью Камчатки, расположенному к северу от зоны субдукции и тектонически более стабильному. Судя по тому, что в
настоящее время кровля лагунных отложений на
восточном побережье Камчатки находится практически на современном уровне моря, либо лишь
на 2-3 м выше, существенных колебаний абсолютного уровня моря в среднем-позднем голоцене не происходило. Иными словами, абсолютный уровень моря в последние ~ 6 тыс. лет
был стабилен, либо превышал современный на
2-3 м. Следов ат ел ьно, коро т копериод н ые
(десятки-сотни лет) крупноамплитудные коле-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
141
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПИНЕГИНА и др.
бания относительного уровня моря на побережьях, расположенных вдоль зоны субдукции,
являются результатом вертикальных тектонических движений. Это находит подтверждение
в разновысотности одновозрастных голоценовых морских террас вдоль восточного побережья
Камчатки (Пинегина и др., 2010; Kravchunovskaya
et al., 2004; Martin et al., 2004).
Изучение отложений и реконструкция параметров палеоцунами. Благодаря большой длине
волн, цунами способны затапливать побережье
на расстояние нескольких километров вглубь
суши, а скорость потока цунами на берегу может
достигать нескольких десятков метров в секунду.
После значительных цунами (> 5 м) на берегу
практически всегда остаются характерные эрозионные формы рельефа (борозды, фестоны,
выемки) и аккумулятивные отложения в виде
слоя песка и гальки, частично перекрывающего
земную поверхность (Пинегина, 2011; MacInnes
et al., 2009a; 2009b). Мощность аккумулятивных
отложений цунами в целом уменьшается от моря
в сторону суши. Граница максимального распространения отложений цунами вглубь суши
очень близка (в пределах нескольких десятков
метров по горизонтали) к границе максимального заплеска волн цунами. Таким образом, изучение отложений цунами, их распределения и
мощности, является наиболее надежным и чаще
всего используемым методом восстановления
параметров цунами.
В целом, отложения цунами имеют следующие характеристики (Bourgeois et al., 2006; Morton
et al., 2007; Paris et al., 2007):
– как правило, состоят из рыхлого материала, эродированного и перенесенного с прилегающего побережья и с глубин ~ 50 м и менее;
– представлены галечными, песчаными и
илистыми горизонтами (мощностью в среднем от
нескольких миллиметров до нескольких десятков сантиметров);
– неоднородны и нерегулярны по мощности
и гранулометрическому составу и редко перекрывают всю поверхность в зоне заплеска цунами;
– строение цунамигенных горизонтов свидетельствует об условиях быстрой (моментальной) аккумуляции;
– могут быть не слоистыми, либо содержать
несколько тонких прослоев, соответствующих
нескольким волнам;
– могут откладываться как прямым, так и
обратным потоком, в результате чего прослои
могут залегать друг по отношению к другу с угловым несогласием;
– горизонты цунамигенных отложений чаще
имеют нормальную градационную слоистость,
либо не имеют ее вообще; в очень редких случаях
отмечена обратная градационная слоистость;
142
– могут быть хорошо или плохо сортированы
по крупности зерен;
– могут содержать аллохтонные включения
(дерево, почву, торф и др. фрагменты);
– границы по кровле и по подошве, как правило, резкие;
– граница по контакту с подстилающими
отложениями часто носит эрозионный характер;
– мощность цунамигенного горизонта чаще
всего составляет не более 25 см.
Во многих работах (Lakshmi et al., 2010;
Morton et al., 2007; Tuttle et al., 2004 и др.) подробно рассматривался вопрос отличия отложений цунами от штормовых, аллювиальных и
эоловых. В связи с этим подчеркнем лишь важнейшие аспекты.
Сильные штормы происходят чаще сильных и
катастрофических цунами; верхняя граница отложений цунами находится выше и дальше от уреза
воды, чем граница штормовых отложений; эрозия и аккумуляция материала во время цунами
субсинхронны, а во время шторма эрозия берега
происходит на фазе нарастания шторма, а аккумуляция материала – только на фазе убывания.
Проведенные на Камчатке исследования
(Кравчуновская, Горбунов, 2010) показали, что
эоловый перенос материала, как правило, происходит в пределах зоны активного пляжа.
На реликтовых валах, где развит почвенный
чехол и густая растительность, эоловые процессы практически не выражены. Таким образом, при описании шурфов мы можем с уверенностью выделить цунамигенные отложения
лишь в почвенных профилях. Ближе к подошве
почвенного профиля и по его контакту с отложениями активного пляжа почва становится
сильно опесчаненой и выделение цунамигенных горизонтов становится затруднительным.
По этой причине уверенно распознаются следы
лишь сильных цунами, заплеснувших гораздо
дальше за активный пляж – туда, где на реликтовых валах на момент цунами был развит нормальный почвенный чехол.
Район распрост ранени я а л лювиа льны х
отложений любого водотока, и, в частности,
р. Камчатка, ограничен его долиной. Долина
реки, в которой находится комплекс голоценовых речных террас, в том числе и современных пойменных, прекрасно дешифрируются на
аэрофотоснимках. В связи с этим, если не ставится узкоспециальная задача, поиск отложений
цунами обычно производится вне речных долин.
В этом случае проблема различения аллювиальных отложений от цунамигенных не возникает.
Изучение активных коровых разломов
Активными являются разломы, движения
по которым происходили в недавнем геологическом прошлом (в пределах последних несколь-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОЦЕНКА СЕЙСМИЧЕСКОЙ И ЦУНАМИОПАСНОСТИ
ких десятков тысяч лет) и возможны в сопоставимом по времени геологическом будущем, причем с теми же кинематическими параметрами
(Кожурин и др., 2008). В большинстве случаев
движения по коровым разломам носят импульсный (не криповый) характер, когда отдельные
подвижки разделяются периодами покоя продолжительностью в сотни и тысячи лет.
В качестве основного метода выделения и
картирования активных разломов в районе исследований применялось дешифрирование аэрофотоснимков и детальных космических снимков, при котором распознавались деформации
форм рельефа позднеплейстоцен-голоценового
возраста и, насколько возможно, направление
движений по разломам (кинематика). Данные
о возрасте и повторяемости отдельных подвижек, средней скорости движений по разлому и
их направлении были получены при изучении
деформированных разломом отложений, вскрытых в стенках канав. Проходка канав (тренчинг)
предварялась маршрутными геоморфологическими наблюдениями вдоль разлома.
Пом и мо г еолог о -г еоморф олог и ческ и х
наблюдений вдоль разлома, проводилась георадарная съемка. Предваряющая тренчинг георадарная съемка позволяет оценить глубину, на
которой канава может вскрыть верхнюю часть
плоскости разрыва. В ряде случаев, еще до проходки канав, по радарограммам удается оценить
суммарную амплитуду голоценовых подвижек
по разлому, либо амплитуду последней подвижки. В некоторых случаях сигналы отражения на радарограммах позволяют предположить положение плоскости разрыва на глубине,
во много раз превышающей глубину канавы, и,
таким образом, помочь в интерпретации кинематики движений по разлому (Кожурин и др.,
2008; Пинегина, Кожурин, 2010).
Наиболее хорошо поддаются интерпретации радарограммы субгоризонтально залегающих осадочных отложений, контрастных по
физическим свойствам (например, по влажности, плотности, механическому составу) в том
случае, если мощность перекрывающих и еще
недеформированных разломом отложений не
превышает нескольких метров. Результативные
радарограммы удалось получить в тех местах,
где разломы нарушают морские и речные террасы, водно-ледниковые пологонак лонные
поверх ности, торфяник и, перекрывающие
лагунные и озерные отложения. Там, где активные разломы смещают изначально слабо стратифицированные малоконтрастные отложения
(например, мощные пачки пирокластики), либо
скальные породы, радарограммы для палеосейсмологических задач оказались малоинформативными.
Дополнительным методом при изучении
активных разломов служила детальная (высота
сечения рельефа ≤ 0.25 м) топографическая
съемка местности. Такая съемка была выполнена на ключевом участке Усть-Камчатского разлома с использованием электронного тахеометра
Trimble M3. Ее результаты позволили выявить
детали морфологии разломного уступа, смещенных форм рельефа, и на этой основе интерпретировать кинематику разлома. Крупномасштабная
карта (масштаб 1:1000) на основе тахеометрической съемки строилась в программе Surfer, привязка начальной точки отсчета на местности производилась с помощью GPS (ошибка привязки
составляет ±4-5 м). После построения 3-х мерной модели рельефа она анализировалась в программе Global Mapper.
Тефростратиграфия и тефрохронология
Особенностью голоценовых рыхлых отложений на Камчатке является присутствие в
них горизонтов вулканических пеплов (тефры).
Вулканические пеплы, переслаиваясь с горизонтами почв, образуют так называемый почвеннопирокластический чехол (ППЧ). С помощью
ранее датированных горизонтов тефры можно
датировать морские, речные и озерные террасы,
береговые валы и прочие голоценовые формы
рельефа (Braitseva et al., 1997). В частности, наличие горизонтов тефры существенно облегчает
корреляцию и датирование отложений цунами
и разломных уступов. Например, наличие вулканических пеплов между прослоями отложений
цунами позволяет коррелировать и примерно
датировать события цунами и, соответственно,
землетрясения, которыми они были генерированы (Пинегина и др., 2000). С помощью прослоев тефры можно также провести корреляцию между крыльями разлома и, соответственно,
выполнить палеосейсмологическую интерпретацию вскрытого канавой разреза (Kozhurin et al.,
2006). Зная возраст деформированных разрывом и не деформированных пеплов, уже во время
полевых исследований можно примерно определить возрастной интервал, в пределах которого
произошла подвижка по разлому.
Д л я и ден т ифи к а ц и и пеп лов в ра йоне
п. Усть-Камчатск мы использовали опорный
разрез торфяника Черный Яр (рис. 3), вскрытый
в левом борту р. Камчатка (Певзнер и др., 1997),
который наиболее близко расположен к району
наших работ. Возраст и основные характеристики
маркирующих прослоев тефры представлены в
табл. 1. Корреляция пеплов проводилась методом
их непосредственного прослеживания от наших
разрезов к опорному разрезу Черного Яра. В табл.
1 мы приводим средний радиоуглеродный возраст пеплов, приведенный в работах (Певзнер и
др.1997; Braitseva et al., 1997), и их калиброванный
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
143
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПИНЕГИНА и др.
возраст, полученный с использованием программы Calib 6.0 (Calib…; Stuiver, Reimer, 1993)
и округленный до ближайших 50 лет. В статье
используется только округленный калиброванный возраст (л.н. в годах до 1950 г. по общепринятому мировому стандарту (Radiocarbon…)). Для
нескольких горизонтов пеплов радиоуглеродный
возраст в работе М.М. Певзнер (Певзнер и др.,
1997) приведен не был, мы оцениваем примерный возраст пеплов на основании их положения между датированными маркирующими
прослоями.
В ряде разрезов на береговых валах между
отложениями цунами 1923 г. и пеплом Ш1 (табл. 1)
нами был обнаружен пепел базальтового состава,
скорее всего связанный с извержением вулкана Ключевской. Из исторических описаний
(Гущенко, 1979; Пийп, 1956) известно, что очень
крупный пеплопад в сторону п. Усть-Камчатск
произошел в 1878 г. Однако мы не можем абсолютно точно утверждать, что пепел именно этого
извержения залегает на побережье. На основе
стратиграфического положения пепла можно
лишь сделать вывод о том, что он, скорее всего,
связан с одним из извержений произошедшим
в XIX в.
ПОЛУЧЕННЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ
Рис. 3. Положение главных горизонтов маркирующих пеплов в опорном разрезе торфяника Черный
Яр (Певзнер и др., 1997) с изменениями и дополнениями авторов. Слева от колонки подписаны индексы пеплов, справа – их возраст, калиброванный в годах до 1950 г. (для пеплов от доисторических извержений). I – тефра вулкана Шивелуч (Ш) преимущественно андезитового состава: 1 – песок среднезернистый, 2 – песок мелкозернистый, 3 – песок тонкозернистый; II – тефра вулканов Шивелуч и Ключевской (Ш, К л) базальтового состава: 4 – песок
средне-мелкозернистый; III – тефра удаленных вулканов (КС, АВ): 5 – песок мелко-тонкозернистый;
IV – другие отложения: 6 – торф, 7 – тонкозернистые
пески и суглинки.
144
История формирования морской террасы на
правобережье р. Камчатка
Через аккумулятивную морскую террасу,
расположенную на правом берегу приустьевой части р. Камчатка, с помощью оптического
нивелира Sokkia C-300 был измерен топографический профиль (рис. 4). Профиль измерялся от
уреза воды перпендикулярно простиранию береговых валов. Длина профиля составила около
1800 м. Вдоль профиля, на каждой серии береговых валов, закладывались шурфы и описывались вскрытые ими разрезы (рис. 5). В разрезах
выделялись горизонты вулканических пеплов и
цунамигенных отложений. Примерный возраст
валов, то есть, то время, когда они перестали быть
активными и перешли в реликтовую стадию,
определялся по возрасту вулканических пеплов в
основании перекрывающих валы почв (рис. 4, 5).
В сторону суши от шурфа 39 профиль инструментальным способом не измерялся, однако
шурфы на отдельных береговых валах, в том
числе и на самых древних, были выкопаны и описаны (рис. 6). Полученные данные позволили
нам примерно определить положение береговой
линии в различные промежутки времени и, тем
самым, реконструировать историю формирования морской аккумулятивной террасы (рис. 4, 5).
Ширина современного активного пляжа, на
котором отсутствует почвенный чехол и вулка-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Исторический
265±18
965±16
1450
-1806±16
-2553±46
2800
3600
4105±31
4800
5489±27
Шивелуч
Ключевской
Шивелуч
Шивелуч
Шивелуч
Шивелуч
Шивелуч
Шивелуч
Шивелуч
Шивелуч
Шивелуч
Шивелуч
Шивелуч
Авачинский
Ключевской
Ш1964*
КЛ*
SH1
Ш2
Ш1450
Ш
КС1
Ш
Ш5
Ш2800
Шсп
Ш дв
Ш4800
АВ4
КЛ
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
6300
6150
5600
4700
3950
3000
2500
1900
1650
1500
1350
800
300
1878 г.н.э.?
1964 г.н.э.
Округленный возраст (лет
до 1950 г.) или гг. н.э.* для
исторических извержений
Черный м/з-с/з
Палево-желтый т/з песок
«Соль с перцем» м/з-с/з песок
Палево-желтый т/з песок
Темно-серый м/з-с/з песок
«Соль с перцем» с/з песок
«Соль с перцем» м/з песок
«Соль с перцем» с/з песок
Палево-желтый т/з-м/з песок
Палевый м/з-т/з песок
«Соль с перцем» м/з-с/з песок
Палевый м/з-т/з песок
Палевый м/з-т/з песок
Черный м/з-т/з песок
«Соль с перцем» с/з-к/з песок
Описание пепла
0.5-1
0.5
2-3
3-5
1-2
1-3
1-2
1-2
5-7
0.5-2
1-3(5)
1-2
0.5-2
0.5-1
0.5-4
Средняя по
многим разрезам
мощность (см)
Примечание: – радиоуглеродный возраст и индексы маркирующих горизонтов пеплов приведены по работам (Певзнер и др.,1997; Braitseva et al. 1997). Прочерк в колонке 3 означает, что средний радиоуглеродный возраст не рассчитывался. Калиброванный возраст получен с помощью программы Calib 6.0
(Calib…; Stuiver, Reimer, 1993) и округлен до ближайших 50 лет.
--
Исторический
Источник
Индекс
Средний 14C возраст,
14
C л.н. до 1950 г.
Таблица 1. Маркирующие прослои голоценовой тефры, использованные для датирования отложений в районе п. Усть-Камчатск
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОЦЕНКА СЕЙСМИЧЕСКОЙ И ЦУНАМИОПАСНОСТИ
145
Рис. 4. Радарный снимок SRTM (а) и аэрофотоснимок (б) с точками наблюдений и палеогеоморфологической схемой на район исследований: 1 – абразионный уступ, соответствующий максимальному уровню моря ~ 6000 л.н.; 2 – тыловой шов наиболее древней аллювиальной голоценовой террасы ограничивающий долину р. Камчатка; 3 – Усть-Камчатский разлом, выраженный в земной поверхности (а); перекрытый молодыми морскими отложениями и его возможное подводное продолжение (б); 4 – положение топографического профиля, измеренного через морскую террасу; 5 – положение и номера георадарных
профилей, измеренных через разлом; 6 – опорный тефростратиграфический разрез «Черный Яр»; 7 – положение и номера шурфов на морской аккумулятивной террасе; 8 – положение и возраст верхней границы активного пляжа для определенных моментов времени: а – возраст указан в годах нашей эры; б – возраст указан в годах до 1950 года; 9 – район, показанный на рис. 9.
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПИНЕГИНА и др.
146
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Рис. 5. Топография и геологическое строение морской аккумулятивной террасы по профилю I-II (положение профиля см. на рис. 4): 1-6 – горизонты пеплов
(индексы указаны согласно табл. 1); 7 – отложения цунами 1923 г.; 8 – отложения прочих цунами; 9 – морские отложения; 10 – дернина; 11 – почва; 12 – положение и номера шурфов вдоль профиля.
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОЦЕНКА СЕЙСМИЧЕСКОЙ И ЦУНАМИОПАСНОСТИ
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
147
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПИНЕГИНА и др.
Рис. 6. Сводные разрезы шурфов, заложенных на береговых валах, деформированных Усть-Камчатским
разломом: 1 – отложения цунами; 2 – морские отложения; 3 – дернина; 4 – почва; индексы горизонтов
пеплов указаны согласно таблице 1. Местоположение разлома и шурфов см. на рис. 4.
нические пеплы не сохраняются, составляет на
профиле около 200 м. Эту величину мы добавляли и к древним реконструированным береговым линиям, так как они маркируют положение
первого реликтового вала, находящегося бережнее верхней зоны активного пляжа. Мощность
почвенно-пирокластических чехлов во всех описанных нами разрезах не превосходила 50 см
и при реконструкции высот заплесков цунами
не у читыва лась. Положение наиболее древней голоценовой береговой линии, существовавшей на момент максимального уровня моря
~ 6.5 тыс. л.н., было откартировано по аэрофотоснимкам и космическим снимкам KH-9 (рис. 4).
Cамый древний из сохранившихся береговых
валов сформировался вскоре после выпадения
пепла Ш 2800 (~ 3000 л.н.). В основании торфяника, залегающего на лагунных отложениях за
древнейшим валом, были найдены пеплы вулканов Авачинский и Ключевской с возрастами
~ 6150 и 6300 лет (Певзнер и др., 1997), что позволяет оценить возраст торфяника в ~ 6500 лет. Это
свидетельствует о том, что валы, образованные в
148
интервале 3000-6500 л.н., были размыты. Такой
размыв береговых валов вдоль всего побережья
в устьевой части р. Камчатка мог быть связан с
крупноамплитудным косейсмическим опусканием берега, произошедшим в результате тектонических движений в зоне субдукции напротив Камчатского залива и сопровождаемых сильным землетрясением. После опускания размыв какое-то время мог продолжаться, однако,
по-видимому, не очень длительное время, так как
количество терригенных осадков, выносимых р.
Камчатка, достаточно велико для быстрого восстановления профиля равновесия. Об этом говорит высокая, в среднем около 1 м/год, скорость
проградации (выдвижения в сторону моря) морской террасы, рассчитанная нами по положению разновозрастных береговых валов. В пользу
размыва береговых валов в результате косейсмического опускания также свидетельствуют
прослои суглинков и тонких иловатых песков в
торфянике Черного яра, находящегося в 10 км
от современного морского берега, в интервале
~ 2800-3900 л.н. (рис. 3). Эти суглинки могли формироваться во время относительного понижения
и подтопления прибрежного торфяника.
После этого события таких значительных
колебаний относительного уровня моря не происходило. Если рассматривать наиболее хорошо
в геоморфологическом плане сохранившийся
у часток берега, через который был измерен
топографический профиль, то можно сказать,
что за последние ~ 1500 лет (между пеплом Ш
выпавшим ~ 1500 л.н. и пеплом Ш1964) берег
поднялся примерно на 2.5 м, при средней скорости поднятия примерно 1.5 мм/год. Скорость
проградации берега за тот же период составила
0.8-0.9 м/год.
При анализе топографии террасы видно, что
она наклонена в сторону моря (более древние
ва лы гипсометрически более высокие). Это
свидетельствует о том, что в целом суша поднималась. Вместе с тем, при более детальном
рассмотрении видно, что на топографическом
профиле имеется несколько перегибов. Один из
таких перегибов можно наблюдать в точке, где
был заложен шурф 27 (рис. 5). Профиль между
шурфами 27 и 17 менее крут, и может быть описан
практически прямой линией. Крайне интересен
отрезок от точки 17 и в сторону моря: на профиле
видно, что береговой вал, на котором сохранилась тефра Ш1964, примерно на 1 м выше вала, на
котором залегает тефра в. Ключевской предположительно 1878 г.н.э. Весьма вероятно, что такая
разница в высоте близких по возрасту валов связана с небольшим по амплитуде косейсмическим
опусканием побережья во время сильнейшего в
районе исторического землетрясения 14 апреля
1923 г. По ретроспективной оценке сейсмоло-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОЦЕНКА СЕЙСМИЧЕСКОЙ И ЦУНАМИОПАСНОСТИ
гов, магнитуда землетрясения Mw составляла
7.4-8.2. Землетрясение сопровождалось разрушительным цунами, высота которого превышала
11 м. Судя по описаниям (Заякин, Лучинина,
1987; Minoura et al., 1996), величина горизонтального заплеска цунами 1923 г. местами составила
3 км. По измеренному нами профилю цунами
прошло вглубь суши примерно на 2 км. Исходя
из аномально большой интенсивности цунами
для землетрясения с Mw=7.4, можно предположить два варианта:
– магнитуда землетрясения Mw все же была
ближе к верхнему порогу (8.2), указанному в
работе А.А. Гусева (Гусев, 2006);
– землетрясение с меньшей магнитудой
могло спровоцировать оползень в районе подводного каньона р. Камчатка, усиливший эффекты
цунами.
Если принять во внимание вероятность
косейсмического опускания побережья в момент
землетрясения, то верхняя граница магнитудного интерва ла кажется предпочтительнее.
По имеющимся в настоящее время данным
(Banerjee et al., 2007; Tobita et al., 2006), землетрясения субдукционного типа с магнитудами ~ 8 вполне могут вызывать косейсмические пликативные деформации на ближайших
побережьях.
Отложения палеоцунами и реконструкция их
параметров
Отложения палеоцунами, представляющие
собой прослои морских песков и галек в почвенном чехле, залегают между горизонтами вулканических пеплов. По вулканическим пеплам мы
имеем возможность определять периоды времени, в пределах которых происходили цунами,
и, зная примерное положение береговой линии
(рис. 4б, рис. 5) на каждый период, рассчитывать
их минимальные горизонтальные и вертикальные заплески. Высота верхней границы современного активного пляжа на морской террасе,
на которой проводились исследования, расположена в интервале 2.3-3.3 м. над уровнем моря,
в среднем – 2.8 м. Мы округлили это значение до
3 м и прибавляли его к высоте реконструированной границы древнего активного пляжа, существовавшего на момент цунами. Таким образом,
минимальная высота палеоцунами определялась как разница между абсолютными высотами
самого высокого вала, на котором были найдены
следы цунами, и древней береговой линией, плюс
трехметровая поправка.
В шурфах, заложенных на поверхности морской террасы, нами были выявлены восемь горизонтов отложений цунами, произошедших в
последние ~ 2500 лет (рис. 4, 5). Основные данные
по этим событиям приведены в табл. 2. Возраст
событий цунами и погрешность наших опре-
Таблица 2. Данные об исторических и палеоцунами
в районе пос. Усть-Камчатск
№
Возраст события
Минимальная высота
заплеска, м
Минимальная дальность
заплеска, м
1
1923*
>6
> 1800 м
2
1737 (1792?)*
>8
> 1600 м
3
550±250
>6
> 500 м
4
1075±275
> 4.5
> 600 м
5
1425±75
>4
> 250 м
6
1575±75
>4
> 200 м
7
1775±125
>7
> 300 м
8
2200±300
>8
> 500 м
*возраст событий цунами в годах нашей эры (для
исторических событий); для остальных событий цунами округленный возраст указан в годах до 1950 г.
делений рассчитаны по подстилающим и перекрывающим отложения цунами вулканическим
пеплам (табл. 1).
Данные по дальности заплеска и высотам
палеоцунами (табл. 2) в ряде случаев могут быть
существенно занижены. Это связано с тем, что:
– наши оценки основаны лишь на высоте
самого высокого берегового вала, через который
перехлестнула волна;
– точность определения положения береговой линии определялась разрешающей способностью метода тефрохронологии, а именно,
– количеством идентифицированных пеплов в
районе исследования.
Вместе с тем, можно утверждать, что все
и ден т ифи ц ирован н ые нам и ц у нам и бы л и
довольно сильными. Так, например, Чилийское
цунами 1960 г. с высотой волн вдоль побережья
Камчатского залива 2-4 м (Заякин, Лучинина,
1987) отложений цунами на побережье в районе
п. Усть-Камчатск не оставило, то есть его горизонтальный заплеск не превысил зоны штормовой досягаемости.
Из исторических описаний не ясно, наблюдалось ли в районе п. Усть-Камчатск цунами в
1737 г. Дело в том, что населенного пункта на
побережье в то время не существовало, а ближайшее село Нижнекамчатск находилось в 30 км
вверх по р. Камчатка. Вместе с тем, макросейсмические описания землетрясения 04.11.1737 г.
(Годзиковская, 2009) позволяют предположить,
что цунами все же было, и связать с ним цунамигенный горизонт, залегающий ниже отложений 1923 г.
В литературе (Годзиковская, 2009) имеется
также упоминание о цунами 22.08.1792 г. Однако
характер описания данного события позволяет
сомневаться в его реальности (указывается,
что цунами было одновременно в с. Паратунка
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
149
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПИНЕГИНА и др.
и в п. Усть-Камчатск, несмотря на то, что с.
Паратунка находится на р. Паратунка, впадающей в Авачинскую бухту). В связи с этим, а также
на основании того, что в разрезах во временном
интервале 300 л.н. – XIX в. (1878 г.н.э ?) нами был
идентифицирован лишь один горизонт отложений цунами, мы склоняемся в пользу цунами
1737 г. По своей интенсивности, это событие было
примерно сопоставимо с цунами 1923 г. (табл. 2).
Итак, по полученным палеосейсмологическим
данным за последние ~ 2500 лет сильные цунами,
вероятно, от локальных (местных) землетрясений в
зоне субдукции происходили в Камчатском заливе
в среднем раз в 312 лет. Более слабые цунами,
также представляющие значительную угрозу для
п. Усть-Камчатск, происходили значительно чаще.
Только после 1923 г. здесь было зарегистрировано
8 цунами от локальных и удаленных источников.
Необходимо отметить, что распределение землетрясений и цунами во времени не линейно, т.е. при
средней повторяемости в 300 лет некоторые события могли быть сближены, а другие разделяться
более продолжительными промежутками времени
(Пинегина, 2011).
Усть-Камчатский разлом
Наиболее близко расположенный к п. УстьКамчатск активный разлом протягивается в
15 км к западу от него и пересекает р. Камчатка
(рис. 2, 4). Простирание разлома – ССВ (от 15° на
юге до 25-30° на севере). Протяженность видимой
на земной поверхности линии разлома, названного нами Усть-Камчатским, составляет 20-25 км.
Очевидно, что разлом продолжается и в акваторию Камчатского залива и приведенное значение
– только минимальная оценка его длины (рис. 4).
По соотношению с формами рельефа, наземная часть разлома делится на два от резка.
Юж н ы й от резок ра з лома протя г и вается в
пределах голоценовой аккумулятивной морской
террасы и сечет часть береговых валов (рис. 7).
Северный отрезок пересекает плоскую заболоченную поверхность, под которой сплошным
покровом развит торф. Мощность торфяника
в среднем составляет от 2 до 4 м; под торфом
залегают лагунные отложения, представленные
серыми иловатыми песками. В основании торфа
опробованного в районе георадарного профиля
№ 5 (рис. 4) нами получена дата 5060±30 14С лет
(OS-80032), то есть, торф начал накапливаться
около 5800 л.н. На всем протяжении наземной
части разлом прослеживается в виде пологого
обращенного на восток уступа с относительным
превышением западного крыла над восточным
примерно в 3 м (рис. 4, 7). Линия разлома непре-
Рис. 7. Вид на деформированные разломом береговые валы (разлом показан стрелками). Фото с вертолета
В.Е. Морозова.
150
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОЦЕНКА СЕЙСМИЧЕСКОЙ И ЦУНАМИОПАСНОСТИ
рывна, и лишь в редких местах разрывается,
образуя левосторонние подставления.
Разлом и береговые валы. Изучение активных разломов в пределах морской аккумулятивной террасы, очевидно, требует особых подходов.
По сути, здесь имеет место наложение эффектов
трех независимых активных процессов: движений по разлому, формирования аккумулятивной
террасы и эпизодического воздействия на побережье связанных с субдукционными землетрясениями косейсмических деформаций и цунами.
Береговые ва лы, совок упность которых
образует морскую террасу, сложены рыхлым
несцементированным песком и галькой, так что
после очередной подвижки разломный уступ,
очевидно, быстро осыпался, оплывал и выполаживался. Волны цунами нивелировали или,
местами, размывали разломный уступ, а формирующиеся в межваловых понижениях маршевые
болота полностью или частично скрывали его.
На трехмерных моделях рельефа, построенных на основе радарных спутниковых снимков SRTM (Shuttle…), линия разлома уверенно
прослеживается как линейная цепочка аномалий в строении береговых валов – ундуляций их поверхностей, локальных изменений
характерной для них продольной формы и т.д.
(рис. 4). Валы, в которых таких аномалий нет,
следует считать ненарушенными и, по возрасту,
моложе последней подвижки по разлому.
Датирование деформированных и не деформированных разломом ва лов показа ло, что
последняя подвижка по нему произошла между
выпа дением пеп лов КС1 (1650 л.н.) и за легающим непосредственно ниже его пеплом Ш
(~ 1900 л.н.). Судя по положению береговых валов,
деформированных разломом относительно границы активного пляжа на момент выпадения
тефры КС1, подвижка произошла не задолго до
ее выпадения, то есть около 1700 л.н..
После опускания восточного крыла, его
приразломная часть оказалась частично заболочен ной. Са ма заболочен ност ь я в л яе т ся
косвенным признаком того, что именно восточное крыло разлома испытало опускание.
В настоящее время разломный уступ, в том месте,
где он пересекает береговые валы, выглядит в
рельефе как сильно размытая пологая ступень
с относительным превышением 2-4 м (рис. 4, 7).
Величина вертикального смещения валов может
быть измерена лишь примерно, так как валы по
разную сторону от разлома во многих местах
имеют не очень хорошую сохранность, частично
осложнены фестонами и промоинами от воздействия цунами.
Чтобы выяснить наличие горизонтальной
компоненты, оценить величину и направление сдвига, если он был, мы датировали бере-
говые ва лы по разну ю сторону от разлома.
Горизонтальную компоненту движений предполагалось выявить сопоставлением вершин
одновозрастных валов и межваловых понижений через разлом. Для подобного исследования нужно было выбрать близкорасположенные разновозрастные валы, так как только в
этом случае при достаточно большой горизонтальной амплитуде можно заметить несовпадение валов по возрасту по разные стороны от разлома. Оптимальным для исследования оказался
самый древний береговой вал, на котором в основании почвенного профиля залегает тефра Ш5
(табл. 1; рис. 6, разрезы № 2-4), а также причлененный к нему со стороны моря вал с более молодой тефрой Ш в основании почвы (рис. 6, разрезы № 40-43). Выяснилось, что продолжающиеся по разные стороны через разлом валы оказались одновозрастными. Если в подвижке по
разлому и присутствовала горизонтальная компонента, то ее амплитуда была намного меньше
чувствительности метода: ширина валов составляет не менее 50 м, а величина сдвига, чтобы стать
заметной в рельефе, должна составлять первые десятки метров (в связи с тем, что разломный уступ размыт, выположен и имеет ширину
в десятки метров).
Таким образом, последняя подвижка по разлому в пределах морской террасы произошла
около 1700 л.н., ее вертикальная компонента
составила от 2 до 4 м, опущено было восточное
крыло. Горизонтальная же компонента смещения, если она имелась, была меньше разрешающей способности использовавшихся нами методов исследований.
Ра з лом за преде ла ми морской террасы.
Обоснованно судить об особенностях движений
по разлому, делать оценку разовых амплитуд
смещений и возраста подвижек можно лишь
вскрыв разрывное нарушение канавой и увидев
плоскость разрыва. Чтобы выбрать оптимальное
место для заложения канавы, а также изучить
строение разлома вдоль его трассы, на участке
разлома длиной около 7 км, были отработаны
деся т ь г еора дарн ы х профи лей вдол ь п я т и
топографических профилей, пересекающих
разлом в разны х местах. Профи лирование
выполнялось георадаром «Око» с двумя антеннами с центральной частотой 250 и 100-50 МГц
(максимальная глубина зондирования 8 и 24 м,
соответственно). Таким образом, вдоль каждого
топографического профиля через разлом, отрабатывались два георадарных профиля разными
антеннами. Необходимо отметить, что лагунные отложения в основании торфяника часто
суглинисты, в связи с чем электромагнитные
сигналы в них быстро затухают и не проходят
на максимальную глубину.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
151
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПИНЕГИНА и др.
На радарограммах хорошо видны сигналы
переотражения от наиболее контрастной фациальной границы, соответствующей подошве
торфа и кровле лагунных иловатых песков (рис. 8).
Георадарная съемка была проведена в непрерывном реж име профи лирования. Глубина
георадарных профилей условна (соответствует
величине диэлектрической проницаемости (ε)
равной 15).
Слоистость торфа на радарограммах обусловлена присутствием в нем вулканических
пеплов. Торф и пеплы имеют различную диэлектрическую проницаемость и, таким образом,
на участках с субгоризонтальным залеганием
слоев выделяемые на радарограммах границы
п ри мерно с о о т в е т с т ву ю т г е олог и че ск и м.
Радарограммы, измеренные через разломный
уступ, показали наличие такого же уступа в
поверхности лагунных песков (рис. 8б ), либо
существование на глубине вала, практически
не выраженного в поверхности (рис. 8а). На
опущенном крыле, рядом с разломным уступом,
мощность торфа оказалась повышена на всех
радарограммах.
Работы по проходке канав и шурфов были
выполнены на валу, образованном в месте левостороннего подставления двух отрезков разлома,
в правом борту руч. Извилистый (рис. 4, 9), в
точке с координатами 56.3189° с.ш. и 162.3135°
в.д. Место выбора обуславливалось более низ-
а
ким относительно земной поверхности уровнем
грунтовых вод на валу, что крайне важно при
шурфовочных работах в болотистой местности.
Канава К-1, длиной 14.8 м, была заложена на
вершине и пологом восточном ск лоне ва ла.
Более короткая канава К-2, длиной 4.5 м, – на
относительно крутом западном склоне вала.
Шесть дополнительных шурфов обеспечили
прослеживание вскрытых горизонтов между
канавами и в обе стороны от ва ла (рис. 9).
Плоскость разлома была обнаружена в канаве
под основанием западного склона вала (рис. 10).
Изучение стенок канав и шурфов показало
следующее:
1. Кровля лагунных (следовательно, изначально субгоризонтальных отложений) в поднятом и опущенном крыльях разлома и на удалении
от него, находится на разной глубине: она была
вскрыта на глубине 2 м в западном крыле (рис. 9,
шурф № 5) и не достигнута на глубине 3.5 м в
восточном (рис. 9, шурф № 6). Таким образом,
вертикальное смешение кровли лагунных отложений составляет более 1.5 м.
2. В канаве, заложенной на пологом восточном склоне вала, в нижней трети торфяника находится большая (около 4.5 м в длину и
мощностью до 40 см) линза суглинков и тонких
песков, подобных тем, что слагают лагунные
отложения его основания. Граница линзы с
подстилающими отложениями – резкая, имеет
б
Рис. 8. Пример георадарных профилей через Усть-Камчатский разлом: а – профиль № 2; б – профиль № 4.
Положение профилей см. на рис. 4. Вертикальные метки вдоль профилей проставлены через 2 м. 1 – граница между снежным покровом и земной поверхностью; 2 – предполагаемая граница основания торфа и кровли лагунных отложений; 3 – предполагаемое положение зоны, в пределах которой находится плоскость
разлома.
152
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОЦЕНКА СЕЙСМИЧЕСКОЙ И ЦУНАМИОПАСНОСТИ
Рис. 9. Морфология Усть-Камчатского разлома. Топографическая карта (а) на детально изученный участок
разлома (по результатам тахеометрической съемки): 1 ‒ линия разлома и его предполагаемая сдвиговая
компонента; 2 ‒ положение шурфов, канав, и их нумерация; 3 ‒ положение геологического профиля, показанного на рис. 9в. Трехмерная модель рельефа (б) на детально изученный участок разлома (по результатам
тахеометрической съемки). Геологический профиль (в) через разлом: 4 ‒ положение шурфов и канав на профиле (нумерация соответствует рис. 9а); 5 ‒ кровля деформированных разломом лагунных отложений.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
153
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПИНЕГИНА и др.
эрозионный характер, а верхняя – нечеткая, с
постепенным переходом к перекрывающим ее
отложениям (рис. 10).
3. В пределах вала кровля лагунных суглинков и песков, слои пеплов в торфе, а также линза
суглинков, являются конформными поверхности
вала.
4. В целом, по всем слоям вскрытого разреза
вырисовывается антиклинальная складка с более
крутым западным крылом (рис. 9в).
5. Величина горизонтального сокращения
при подвижке по разлому, необходимого для
появления такой изгибной деформации (выраженной в рельефе в виде вала), составляет около
0.3 м (расчет выполнен в программе Global
Mapper).
6. Структура нарушенной разломом части
разреза (рис. 10) не может быть интерпретирована
ни как результат сбросовых, ни как результат
взбросовых движений. Очевидно, что в движениях по разлому доминирует сдвиговая составляющая. Сопряженность же с разломом антиклинальной складки свидетельствует о том, что
сдвиговые движения происходили в условиях
сжатия.
Возраст подвижек по разлому. Выявление
деформированных и недеформированных слоев
в разрезе стенок канавы, анализ изменения мощностей пеплов и межпепловых прослоев позволяет уверенно говорить, по крайней мере, о двух
подвижках по разлому в интервале времени,
соответствующем возрасту вскрытых канавой
слоев (~ 6000 лет). Последняя подвижка в месте
заложения канавы произошла после выпадения
пепла Ш2. Наиболее древний перекрывающий
событийный горизонт пепел, идентифицируется
как пепел Ш1. Таким образом, возраст подвижки
определяется интервалом времени между 300 и
800 л.н. (рис. 10а). Наиболее древняя выявляемая
во вскрытом разрезе подвижка имела место после
накопления лагунных отложений и, видимо,
небольшого (до 10-15 см ) слоя торфа на них.
В разрезе признаком подвижки является заметное увеличение мощности торфа между лагунными отложениями и пеплом Ш4800 в западном
кры ле разлома по сравнению с восточным
(рис. 10а). С учетом того, что торф начал накапливаться около 5800 л.н., можно считать, что
подвижка произошла в интервале между 5800 и
5600 л.н. Обе подвижки выявляются и в северной, и в южной стенках канавы.
Наличие еще одной подвижки, между выделенными, следует из изучения в разрезе линзы
суглинков, вскрытых канавой на пологом восточном склоне приразломного вала (рис. 10б).
О чеви д но, ч т о поя в лен ие л и н зы вн у т ри
почвенно-пирокластического чехла не могло
произойти при «нормальной» последовательно154
сти осадконакопления, определяемой постепенным обмелением лагуны, ее заболачиванием и
ростом торфа. Нарушение обычного двучленного
строения разреза (лагунные отложения внизу,
почвенно-пирокластический чехол выше) означает вмешательство какого-то экстраординарного события. Так как материал линзы неотличим от лагунных отложений и лишь ее подошва
имеет эрозионный характер, таким событием
могло быть, скорее всего, инициируемое сейсмическим воздействием разжижение тонких лагунных отложений и их излияние на земную палеоповерхность. Судя по взаимоотношениям линзы
со слоями тефры, излияние материала могло произойти сразу после накопления пепла Ш дв, то
есть, примерно 4700 л.н. Такое же заключение о
возрасте события можно сделать на основании
изучения крайнего к западу от разлома шурфа
№ 5, в котором также видны излияния разжиженного грунта над пеплом Ш дв. Следует отметить, что в разрезе стенок канавы, в которой была
обнаружена плоскость разрыва, отчетливых следов подвижки с таким возрастом не видно. Лишь
в северной стенке заметна большая нарушенность залегания пепла Ш дв над разломным уступом, видимым в лагунных отложениях, по сравнению с вышележащими пеплами. Учитывая это,
можно предположить, что разжижение и излияние лагунных отложений на земную палеоповерхность было связано с подвижкой или в другой части Усть-Камчатского разлома, или же с
подвижкой по какому-либо из соседних активных разломов. Первый вариант предполагает
сегментированность Усть-Камчатского разлома
(его делимость на отрезки с несовпадающими
по возрасту подвижками), о чем свидетельствует
также несовпадение возрастов наиболее молодых подвижек в южной (~ 1700 л.н.) и в северной
(300-800 л.н.) частях разлома.
Направление горизонтальных движений (знак
сдвиговой компоненты) Усть-Камчатского разлома. Вся наземная часть разлома протягивается в пределах очень молодой слабо расчлененной поверхности. Уступ, которым он проявлен, явно свидетельствует о наличии вертикальной компоненты в движениях по разлому.
Вертикальное смещение хорошо видно и в разрезе молодых отложений, вскрытых канавой в
северной части разлома. В то же время, как было
отмечено выше, структура нарушенной части
разреза не позволяет отнести разлом к чисто
взбросовым (в условиях сжатия), более соответствуя сдвиговой кинематике.
О сдвиговой кинематике разлома говорит,
прежде всего, отчетливо проявленная кулисность в расположении его отрезков, например, в
северном окончании разлома, в районе канавы.
Отрезки разлома образуют левокулисное под-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОЦЕНКА СЕЙСМИЧЕСКОЙ И ЦУНАМИОПАСНОСТИ
Рис. 10. Фото стенок канав К-1 и К-2 в районе руч. Извилистый (положение канав см. на рис. 9). Южная
стенка канавы К-2 (а); плоскость разрыва показана сплошными линиями; I, II – событийные горизонты; III
– горизонт пепла Ш1, не деформированного подвижкой по разлому. Южная стенка канавы К-1(б); IV – событийный горизонт, соответствующий крупной линзе суглинков. Индексы тефры на рис. 10 указаны согласно табл. 1, вертикальные и горизонтальные линии на стенках канав проставлены через 1 м.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
155
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПИНЕГИНА и др.
ставление, а изученный в канавах и шурфах вал
располагается между ними (рис. 9). Поведение
слоев молодых отложений в пределах вала прямо
указывает на антиклинальную природу вала и,
соответственно, на его образование в условиях
горизонтального сокращения. В целом, такое
сочетание разломных плоскостей и структуры
сжатия между ними может быть интерпретировано как проявление правосторонних движений
по разлому. Вместе с тем, отсутствие смещенных
по горизонта ли форм рельефа не позволяет
у веренно судить о направлении сдвиговой
компоненты смещений по Усть-Камчатскому
разлому, то есть заключение о правом сдвиге,
приходится считать лишь наиболее вероятным и
предпочтительным.
ВЫВОДЫ
Проведенные исследования показали, что
район п. Усть-Камчатск испытывал воздействия
от субдукционных землетрясений и цунами, а
также коровых землетрясений, не только в историческое время, но и в прошлом. Из этого следует и высокая вероятность повторения таких
воздействий в будущем.
Повторяемость сильных субдукционных
землетрясений (с Mw ~ 8) в Камчатском заливе
составляет в среднем 1 событие/300 лет. Цунами,
вызываемые такими землетрясениями, с вертикальными заплесками в 6-8 м и более, способны затапливать побережье на расстояние в
2 км и более, и являются разрушительными для
п. Усть-Камчатск. Усиление интенсивности и
разрушительного эффекта цунами может происходить на фоне косейсмического опускания
побережья во время крупнейших субдукционных землетрясений.
Исходя из зависимостей, полученных на
основе эмпирических данных (Wells, Coppersmith,
1994), Усть-Камчатский разлом (при его минимальной длине в 20 км и минимальной амплитуде разовой подвижки в 1.5 м) может генерировать землетрясения с М ~ 6.5-7.5. Судя по полученным данным, за последние ~ 5800 лет по
Усть-Камчатскому разлому произошло три или
четыре подвижки: 5800-5600, ~ 4700 и 300-800 л.н.
в северной части и ~ 1700 л.н. в южной. Если
исключить из рассмотрения событие ~ 4700 л.н.,
которое могло быть связано с подвижкой по
одному из соседних разломов, то в целом для разлома среднее значение повторяемости подвижек
составит около 2.5 тыс. лет.
Усть-Камчатский разлом представляет собой
лишь один элемент из целой системы разломов
расположенных в приближенных к п. УстьКамчатск районах. Принимая, что период повторяемости подвижек по всем активным разломам
156
в районе примерно сопоставим, следует считать,
что в целом для района повторяемость сильных
коровых землетрясений может быть раз в первые сотни лет.
В зак лючение необходимо отметить, что
п. Усть-Камчатск и соседний с ним п. Погодный
возведены на лагунных и речных отложениях,
которые в случае землетрясения могут проявлять
тиксотропные свойства (разжижение при сотрясении). Следы проявлений текучести в виде песчаных даек и погребенных грязевых вулканов мы
неоднократно описывали в геологических разрезах района. Макросейсмический эффект землетрясений за счет слабых грунтов может быть увеличен на 1-2 балла (Константинова, Пинегина, 2008).
Исследования на правом берегу р. Камчатки
бы ли проведены благодаря грантам РФФИ
№ 09- 05- 0 0125, 11- 05-98534, 11- 05- 0 0136,
09-05-00286. Исследования на руч. Извилистом
были проведены благодаря гранту Национального Научного фонда США № 0915131, руководитель Эзра Зуброу. Радиоуглеродная дата
из основани я торфяника бы ла пол у чена в
лаборатории NOSA MS (Океанологи ческ ий
Институт, Вудс Хоул, США). Авторы благодарят
Дж. Буржуа, Д. Килера и Е. Хульсе, принимавших
участие в полевых работах на руч. Извилистом и
Е.А. Кравчуновскую, участвовавшую в исследовании морской террасы.
Список литературы
Годзиковская А.А. Каталог макросейсмических
описаний землетрясений Камчатки за доинструментальный период наблюдений (XVIIIXIX вв.). Обнинск: ГС РАН, 2009. 140 с.
Гордеев Е.И., Гусев А.А., Левина В.И. и др. Коровая
сейсмичность Камчатки // Комплексные
сейсмологические и геофизические исследован и я К ам чат к и. Сборн и к стат ей К
25-летию Камчатской опытно-методической
сейсмологической партии ГС РАН. Отв. ред.
Гордеев Е.И., Чебров В.Н. ПетропавловскКамчатский, 2004. С. 62-74.
Гусев А.А. Сильные землетрясения Камчатки:
расположение очагов в инструментальный
период // Вулканология и сейсмология. 2006.
№ 3. С. 39-42.
Гущенко И.И. Извержения вулканов мира (каталог). М.: Наука, 1979. 475 с.
Заякин Ю.Я., Лучинина А.А. Каталог цунами на
Камчатке. Обнинск: ВНИИГМИМЦД, 1987.
50 с.
Кожурин А.И., Пономарева В.В., Пинегина Т.К.
Активная разломная тектоника юга Центральной Камчатки // Вестник КРАУНЦ.
Н ау к и о З ем л е. 2 0 0 8. В ы п . 12 . № 2 .
С. 10-27.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОЦЕНКА СЕЙСМИЧЕСКОЙ И ЦУНАМИОПАСНОСТИ
Комплект карт общего сейсмического районирования территории Российской Федерации –
ОСР-97. Масштаб 1 : 8000000. Объяснительная
записка и список городов и населенных пунктов, расположенных в сейсмоопасных районах. В.И. Уломов, Л.С. Шумилина. М., 1999.
57 с. http://seismos-u.ifz.ru/ocp-97-abc_3.htm
Константинова Т.Г., Пинегина Т.К. Разжижение
г ру н тов при сейсм и ческ и х собы т и я х в
условиях Камчатки // Труды региональной нау чно-тех ни ческой конференции
«Геофизический мониторинг и проблемы
с ейсм и че ской б ез опасно с т и Да л ьнег о
Востока России» в 2-х томах / Отв. ред.
Чебров В.Н., Салтыков В.А. ПетропавловскКамчатский: ГС РАН, 2008. Т. 1. С. 170-174.
Кравчуновская Е.А., Горбунов А.О. Специфика
идентификации отложений палеоцунами на
дальневосточных побережьях // Материалы
XXIII Международной береговой конференции «Учение о развитии морских берегов:
вековые традиции и идеи современности».
Санкт-Петербург, 2010. С. 78-80.
Ландер А.В., Букчин Б.Г., Дрознин Д.В. и др.
Тектоническая позиция и очаговые параметры Хаилинского (Корякского) землетрясения 8 марта 1991 года: существует ли плита
Берингия? // Вычислительная сейсмология
выпуск № 26. «Геодинамика и прогноз землетрясений». 1994. С. 104-122.
Левин В.Е., Ландер А.В., Титков Н.Н. Командорская
микроплита по сейсмологическим и GPS
данным // Тез. докл. Всероссийского совещания «Разломообразование и сейсмичность в
литосфере: тектонофизические концепции и
следствия». Иркутск: Институт земной коры
СО РАН, 2009. Т. 2. С. 34-37.
Певзнер М.М., Пономарева В.В., Мелекесцев И.В.
Черный Яр – реперный разрез голоценовых
маркирующих пеплов северо-восточного
побережья Камчатки // Вулканология и
сейсмология. 1997. № 4. С. 3-18.
Пийп Б.И. Ключевская сопка и ее извержения в
1944-1945 гг. и в прошлом / Труды лаб. вулк.
Вып. 2. 1956. 170 с.
Пинегина Т.К. Геологические следы цунами: идентификация и интерпретация / Природные
катастрофы: Изучение, мониторинг, прогноз.
Сборник Материалов V Сахалинской молодежной научной школы. Южно-сахалинск,
2011. С. 43-52.
Пинегина. Т.К., Базанова Л.И., Мелекесцев и др.
Доистори ческ ие ц у нам и на побереж ье
Кроноцкого залива (Камчатка, Россия) //
Вулканология и сейсмология. 2000. № 2.
С. 66-74.
Пинегина Т.К., Кожурин А.И. Опыт применения
георадара при изучении сеймотектониче-
ских деформаций на Камчатке // Тез. докл.
научного симпозиума «Проблемы сейсмичности и современной геодинамики Дальнего
Востока и Восточной Сибири». Хабаровск,
2010. С. 226-230.
Пинегина Т.К., Кравчуновская Е.А., Ландер А.В.
и др. Голоценовые вертика льные движения побережья полуострова Камчатский
(Камчатка) по данным изучения морских
террас // Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле.
2010. Вып. 15. № 1. С. 100-116.
Селиверстов Н.И. Строение дна прикамчатских
акваторий и геодинамика зоны сочленения
Курило-Камчатской и Алеутской островных
дуг. М.: Научный мир, 1998. 164 с.
Свод правил СП 14.13330.2011 – строительство в
сейсмических районах. Актуализированная
редакция СНиП II-7-81. Министерство регионального развития Российской Федерации,
Москва, 2011. 84 с.
Apel E.V., Burgmann R., Steblov G. et al. Independent
active microplate tectonics of northeast Asia from
GPS velocities and block modeling // Geophys.
Res. Lett. 2006. V. 33. № 11. L11303.
Banerjee P., Pollitz F., Nagarajan B. et al. Coseismic
slip distributions of the 26 December 2004
Sumatra–Andaman and 28 March 2005 Nias
earthquakes from GPS static offsets // Bulletin
of the Seismological Society of America. 2007.
V. 97. № 1A. P. 86–102.
Bourgeois J., Pinegina T.K., Ponomareva V.V. et al.
Holocene tsunamis in the southwestern Bering
Sea, Russian Far East, and their tectonic
implications // GSA bulletin. 2006. V. 118.
№ 3/4. P. 449-463.
Braitseva O.A., Ponomareva V.V., Sulerzhitsky L.D.
et al. Holocene key-marker tephra layers in
Kamchatka, Russia // Quaternary Res. 1997.
№ 47. P. 125-139.
CALIB 6.0 program and documentation: http://calib.
qub.ac.uk/calib
Freitag R., Gaedicke C., Baranov B. et al. Collisional
processes at the junction of the A leutianKamchatka arcs: new evidence from fission track
analysis and field observations // Terra Nova.
2001. № 13. P. 433-442.
Gaedicke C., Baranov B., Seliverstov N. et al. Structure
of an active arc-continent collision area: the
Aleutian-Kamchatka junction // Tectonophysics.
2000. V. 325. P. 63-85.
Geist E.L., Scholl D.W. Large-scale deformation
related to the collision of the Aleutian Arc with
Kamchatka // Tectonics. 1994. V. 13. P. 538-560.
Global CMT catalog: http://www.globalcmt.org/
CMTsearch.html
Kozhurin A .I. Active faulting at the Eurasian,
North American and Pacific plates junction //
Tectonophysics. 2004. V. 380. P. 273-285.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
157
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПИНЕГИНА и др.
Kozhurin A.I. Active Faulting in the Kamchatsky
Peninsula, Kamchatka-Aleutian Junction //
A merican Geophysical Union, Geophysical
Monograph Series «Volcanism and Subduction:
The Kamchatka Region» / Eds: Eichelberger J.,
Gordeev E., Kasahara M. et al. 2007. V. 172.
P. 263-282.
Kozhurin A.I., Acocella V., Kyle P.R. et al. Trenching
studies of active faults in Kamchatka, eastern
Russia: paleoseismic, tectonic and hazard
implications // Tectonophysics. 2006. V. 417.
P. 285-304.
Kravchunovskaya E., Pinegina T., Bourgeois J. Activemargin coastal morphology as a ref lection of
Holocene seismotectonic evolution: an example
from eastern Kamchatka, southwestern Bering
Sea // Eos Trans. AGU. Fall Meet. Suppl. 2004.
V. 85(47). Abstract H41C-0315.
Lakshmi V., Srinivasan P., Murthy S. et al. Granularity
and textural analysis as a proxy for extreme wave
events in southeast coast of India // J. Earth Syst.
Sci IAS. 2010. V.119. № 3. P. 297-305.
MacInnes B.T., Bourgeois J., Pinegina T.K. et al.
Before and after: geomorphic change from the
15 November 2006 Kuril Island tsunami //
Geology. 2009а. V. 37. № 11. P. 995-998.
MacInnes B.T., Pinegina T.K., Bourgeois J. et al. Field
survey and geological effects of the 15 November
2006 Kuril tsunami in the middle Kuril Islands //
Pure and Applied Geophysics. 2009b. V. 166.
P. 9-36.
Mackey K.G., Fujita K., Gunbina L. et al. Seismicity of
the Bering Straight region: evidence for a Bering
block // Geology. 1997. V. 25. P. 979-982.
Mar tin M.E ., B ourgeois J., P inegina T. et al.
Geomorphology of Beach Ridges and Holocene
Terraces on Kamchatka: A Complex Interplay of
Tectonics, Volcanism and Coastal Processes //
Eos Trans. AGU. Fall Meet. Suppl. 2004.
V. 85(47). Abstract H51C-1145.
McCalpin J.P. Paleoseismology / International
geophysics series. 2009. V. 95. P. 609.
Meyers R.A., Derald G.S., Jol H.M. et al. Evidence for
eight great earthquake-subsidence events detected
with ground-penetrating radar, Willapa barrier,
Washington // Geology. 1996. V. 24. P. 99-102.
Minoura K., Gusiakov V.G., Kurbatov A . et al.
Tsunami sedimentation associated with the 1923
Kamchatka earthquake // Sedimentary Geology.
1996. V. 1-2. P. 145-154.
Morton R.A., Gelfenbaum G., Jaffe B.E. Physical
criteria for distinguishing sandy tsunami and
stor m deposits using moder n examples //
Sedimentary Geology. 2007. V. 200. P. 184-207.
158
Paris R., Lavigne F., Wassmer P. et al. Coastal
sedimentation associated with the December 26,
2004 tsunami in Lhok Nga, west Banda Aceh
(Sumatra, Indonesia) // Marine Geology. 2007.
№ 238. P. 93-106.
Pedoja K., Bourgeois J., Pinegina T. et al. Does
Kamchatka belong to Nor th A merica? A n
extruding Okhotsk block suggested by coastal
ne ote cton ic s of t he Oz er noi Pen i n s u l a,
Kamchatka, Russia // Geology. 2006. V. 34.
№. 5. P. 353-356.
Pinegina, T., Bourgeois J., Bazanova L. et al. Millennial
– scale record of Holocene tsunamis on the
Kronotskiy Bay coast, Kamchatka, Russia //
Quaternary Research. 2003. V. 59. P. 36-47.
Radiocarbon dating: http://en.wikipedia.org/wiki/
Radiocarbon_dating.
Shuttle Radar Topography Mission: http://topex.ucsd.
edu/WWW_ html/srtm30_plus.html
Stuiver M., Reimer P.J. Extended 14C database and
revised CALIB radiocarbon calibration program //
Radiocarbon. 1993. V. 35. P. 215-230.
Tobita M., Suito H., Imakiire T. et al. Outline of vertical
displacement of the 2004 and 2005 Sumatra
earthquakes revealed by satellite radar imagery //
Earth Planets Space. 2006. V. 58. P. 1-4.
Tut tle M.P., R uf f man A ., A nder son T. et al.
Distinguishing tsunami from storm deposits in
Eastern North America: The 1929 Grand Banks
tsunami versus the 1991 Halloween storm //
Seismological Research Letters. 2004. V. 75.
№ 1. P. 117-131.
Watson F.F., Fujita K. Tectonic evolution of Kamchatka
and the Sea of Okhotsk and implications for the
Pacific Basin // Tectonostratigraphic terranes
of the Circum-Pacific Region: Circum-Pacific
Council for Energy and Mineral Resources, Earth
Science Series / Editor Howell D.G. 1985. V. 1.
P. 333-348.
Wells D.L ., Coppersmith K . J. New Empi r ical
Relationships among Magnitude, Rupture
Length, Rupture Width, Rupture Area, and
Sur face Di splacement // Bu l leti n of the
Seismological Society of America. 1994. V. 84.
№ 4. P. 974-1002.
Worldwide Tsunami Database, 2000 B.C. to present,
Boulder, Colorado, NOAA/NGDC (http://www.
ngdc.noaa.gov/hazard/tsu.shtml)
Zonenshain L.P., Kuzmin M.L., Natapov L.N. Geology
of the USSR: A Plate-Tectonic Synthesis // Ed.
Page B.M. Geodynamics Series, 21. American
Geophysical Union, WashingtonD.C. 1990.
P. 1-242.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОЦЕНКА СЕЙСМИЧЕСКОЙ И ЦУНАМИОПАСНОСТИ
SEISMIC AND TSUNAMI HAZARD ASSESSMENT FOR UST-KAMCHATSK
SETTLEMENT, KAMCHATKA, BASED ON PALEOSEISMOLOGICAL DATA
T.K. Pinegina1, A.I. Kozhurin2, V.V. Ponomareva1
1
Institute of Volcanology and Seismology FEB R AS, Petropavlovsk-Kamchatsky, 683006; e-mail: pinegtk@yandex.ru
2
Geological Institute R AS, Moscow, 119017
The article represents new data on frequency and parameters of tsunami in the Ust-Kamchatsk area and
active crustal faults, displacements on which can be accompanied by strong earthquakes. According to our
data for the last several thousands of years, strong tsunami with wave height more than 6-8 m and horizontal
penetration of several kilometers, occurred in average in the region once every 300 years. Displacements
reoccur along one single fault in average once every 2.5 thousand of years. The magnitude of induced
earthquakes estimated as M ~ 6.5-7.5. Assuming that the recurrence period for all active faults in the region
are approximately comparable, strong earthquakes may occur once every few hundred of years.
Keywords: active faults, tsunami, earthquake frequency, Ust-Kamchatsk settlement.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
159
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
УДК 551.21
ЭРУПТИВНАЯ АКТИВНОСТЬ ВУЛКАНА ЭБЕКО (о. ПАРАМУШИР) В 2010-2011 гг.
© 2012 Т.А. Котенко, Л.В. Котенко, Е.И. Сандимирова, В.Н. Шапарь, И.Ф. Тимофеева
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, ПетропавловскКамчатский, 683006; e-mail: kotenko@sakhalin.ru
Приведены сведения об эруптивной активности вулкана Эбеко на о. Парамушир в 2010-2011 гг.
(Северные Курилы): 28 апреля (предположительно) и 2 июля 2010 г. – слабые кратковременные
извержения из Северного кратера с выбросом резургентных пеплов весом 1.2 и 95 т; 16-17 июля
2011 г. (ориентировочно) – серия гидротермальных взрывов в Среднем кратере. Морфологические
изменения затронули дно и юго-западную стенку последнего. Максимальная дальность разноса
пепла составила 560 м. Перед всеми извержениями зафиксировано изменение химического состава фумарольных газов. Извержение 2 июля 2010 г. предварялось сейсмической подготовкой.
Ключевые слова: вулкан Эбеко, извержение, резургентный пепел, гидротермальный взрыв, фумаролы.
ВВЕДЕНИЕ
Действующий андезитовый (Горшков, 1957)
вулкан Эбеко находится в северной части хребта Вернадского о-ва Парамушир (Курильские
о-ва), в 6 км от г. Северо-Курильск. В историческое время для него были характерны периодически повторяющиеся фреатические и
фреатомагматические извержения, которые
продуцируются в гидротермальной зоне глубиной до 2.5 км, контактирующей с гипабиссальными телами габбро-диоритов (Белоусов
и др., 2002; Мелекесцев и др., 1993). Зафиксированы исторические извержения вулкана Эбеко в
1793 г., 1833-1834 гг., 1859 г., 1934-35 гг., 1963 г.,
1965 г., 1967-1971 г., 1987-1991 гг., 2009 г. (Горшков, 1957; Гущенко, 1979; Котенко и др., 2010; Мелекесцев и др., 1993). В активности вулкана Эбеко наблюдается хорошо выраженная ритмичность: продолжительность замкнутого эруптивного цикла составляет 20-30 лет. Период покоя
(постоянная умеренная фумарольная деятельность) может длиться 10-20 лет, предэруптивный период – около четырех лет. Эруптивный
период может включать в себя несколько эксплозивных извержений: от кратковременных
до продол ж ительны х (несколько месяцев).
Общая длительность эруптивного периода вместе с промеж у тками относительного покоя
между извержениями составляет один-четыре
года.
160
Геохимические предвестники извержений
2010-2011 гг. Геохимические данные за 2010-2011
гг. показали изменения в разной степени газового
состава в течение каждого из предшествующих
эруптивным событиям периода. В таблице 1
приведены рассчитанные для разных полей
прогностические отношения, где указаны пороговые значения, характерные для спокойного
состояния вулкана. Значение параметра выше
(для отношений S/Cl, H 2O/CO2, S/C, CO2/H 2)
или ниже (H2S/SO2, CH4/CO2) порогового связано
с предэруптивными процессами. Пороговые
значения параметров определены по данным
газовых анализов авторов с 2003 по 2011 гг. и литературным источникам (Меняйлов и др., 1988;
Никитина и др., 1989).
Для апрельского извержения 2010 г. слабо выраженные предвестники проявились за 2.5 месяца до события для газов поля Северо-Восточное
(рис. 1): увеличение отношения CO2/H2, уменьшение отношений H2О/CO2, H2S/SO2. Следовательно, SO2 стал доминирующей разновидностью
серы в этой области и увеличилось поступление с
газами СО2. Одновременно для газов поля Июльское наблюдался рост отношений S/Cl, S/C. В то
же время температуры разгрузок и общий поток
газов остались постоянными. Изменения компонентного состава газов коснулись только фумарольных полей, прилегающих к Северному кратеру, где и произошло извержение.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЭРУПТИВНАЯ АКТИВНОСТЬ ВУЛКАНА
Таблица 1. Прогностические отношения компонентов фумарольных газов вулкана Эбеко.
Фумарольное поле
Дата
S\CI
H2S/SО2
H2О/CO2
S/C
CO2/H2
CH4/CO2•10 -6
Июльское
12.02.2010
3.34
0.55
284
0.29
178
4.9
11.05.2010
33.39
0.45
209
0.22
260
2.56
24.03.2011
10.55
1.65
176
0.101
79.5
2.55
12.02.2010
1.65
0.13
53.8
0.077
71545
26.0
11.05.2010
46.26
0.092
64.9
0.16
45833
38.8
9.08.2011
9.52
0.187
7.08
0.011
104444
1.7
11.05.2010
53.27
0.096
5.3
0.145
73954
1.4
24.03.2011
0.89
0.364
52.1
0.299
13009
2.25
20.09.2011
0.42
0.39
26.42
0.124
99270
0.22
Первое Восточное
06.03.2011
7.22
11.44
1.2
0.144
92502
0.43
Южный кратер
20.09.2011
1.35
1.58
0.06
0.044
1884
0.64
2.00
0.50
60.0
0.1
11000
1
Северо-Восточное
Юго-Восточное
Пороговое значение
Рис. 1. Схема вулкана Эбеко (Мелекесцев, Двигало и др., 1993) с изменениями: 1 – фумарольные поля, 2 –
эруптивное жерло извержений 2009-2010 гг., 3 – кратерные озера. Пунктиром очерчены области отложения
пеплов гидротермальных взрывов 16-17 июля 2011 г. Римскими цифрами указаны номера воронок взрыва,
последние два взрыва объединены под цифрой III.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
161
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОТЕНКО и др.
Менее чем за два месяца до извержения
2 июля 2010 г. в составе газов фумарол трех полей, независимо от расстояния до центра извержения, произошли изменения. Везде наблюдался рост отношений S/Cl, S/C, рост содержания в
составе газовой смеси СО2 ,N2, Ar и увеличение
содержания сернистого газа относительно сероводорода. Изменения не коснулись температуры
газов и их общего потока.
Ги дротерма льные взрывы 2011 г. так же
предварялись геохимическими предвестниками, которые проявились в газовом составе фумарол поля Июльское, где выросло отношение
S/Cl; на поле Юго-Восточное уменьшились отношения H 2S/SO2, H 2О/CO2, одновременно наблюдался рост отношения S/C, газы поля фумаролы Флоренского продемонст рирова ли
рост отношений S/Cl, S/C, CO2/H 2, падение –
H 2О/CO2, CH4/CO2 . Предвестники появились
более чем за четыре месяца до извержения, приуроченного к Среднему кратеру. Температурный режим газовых проявлений менялся незначительно.
Извержения вулкана Эбеко в 2010 г. В 2009 г.
вулкан Эбеко вступил в новый эруптивный цикл,
начавшийся фреатическим извержением, длившемся с 27.01 по 18.06.2009 г. (Котенко и др., 2010).
После окончания извержения сохранялась высокая фумарольная активность. Тепловая мощность фумарольных струй составляла в среднем
250 МВт при фоновой в межэруптивный период
~ 30 МВт, главный вклад вносило эруптивное
жерло Северного кратера.
В 2010 г. произошли два кратковременных
эксплозивных извержения из Активной Воронки
Северного кратера, вновь приуроченные к жерлу 2009 г. (рис. 1). Дата первого события, предположительно, 28 апреля. Оно непосредственно не наблюдалось из-за плохой погоды и установлено по пепловым отложениям в прикратерной зоне. Тефра отложилась в радиусе ≤ 300 м от
эруптивного жерла. Вес изверженного материала
составил ~ 1.2 т. Второе извержение произошло
2 июля: одиночный пепловый выброс, длившийся 1 ч 27 мин. Поднявшийся пепловый столб достиг высоты 700 м над кратером, после чего образовался расширяющийся шлейф длиной около
7 км (рис. 2). Шлейф был ориентирован на восток, в сторону г. Северо-Курильск, в котором
наблюдался слабый пеплопад. Вес изверженного материала по нашим оценкам составил ~ 95 т.
Пеплы отбирались непосредственно вблизи
кратера в 60-100 м от эруптивного жерла. Гранулометрический состав пеплов определен стандартным ситовым методом и представлен в табл. 2.
В пепле апрельского извержения преобладает фракция < 0.063 мм. Для пеплов извержения
2 июля распределение фракций по размерности
имеет бимодальный характер. Первый максимум
наблюдается для фракции < 0.063 мм, второй
максимум – в области 0.125-0.25 мм. По химическому и минеральному составу свежевыпавшая
Рис. 2. Одиночный взрыв 2 июля 2010 г. Точка съемки в 7 км к юго-востоку от вулкана. Фото С.Н. Шабановой.
162
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЭРУПТИВНАЯ АКТИВНОСТЬ ВУЛКАНА
Таблица 2. Гранулометрический состав тефры извержений вулкана Эбеко в 2010 г., %
Пробы
Фракции, мм
Дата отбора
<0.063
0.063-0.125 0.125-0.25
0.25-0.5
0.5-1.0
1.0-2.0
2.0-5.0
0.08
Э – 1/2010
12 мая
86.89
11.50
1.20
0.11
0.15
0.08
Э – 2/2010
2 июля
52.32
19.42
25.37
1.99
0.30
0.24
тефра соответствует андезитам нормальной щелочности (табл. 3). График соотношения оксидов
(K 2O-SiO2) в пеплах (рис. 3) показывает, что пеплы извержений 2010 г. относятся к андезитовым
разностям, наиболее характерным для пеплов
вулкана Эбеко. Что касается наиболее кислых
разностей других извержений, то большая часть
из них отобрана вдали от кратера. Опубликованные анализы пеплов доисторических извержений (Мелекесцев и др, 1993) выполнены для
наиболее полного стратиграфического разреза:
точка удалена от кратера на 7.3 км. Наиболее
кислые разности проб извержения 2009 г. отобраны на таком же удалении (7-8 км) от кратера.
Как известно, при транспортировке пеплов
наблюдается дифференциация по химическому
составу в сторону увеличения кислотности с удалением от центра извержения (Кирьянов, 1983).
Особенности химического и минералогического
состава пеплов указывают на их резургентную
природу: пеплы представлены преимущественно
частицами породообразующих минералов, в подчиненном количестве присутствуют минералы
гидротермального генезиса. Частицы свежего
стекла в пробах отсутствуют.
А вторами бы л проведен рет роспек тивТаблица 3. Петрогенные элементы в составе пеплов
вулкана Эбеко, масс. %
%
Номер пробы
Э-1/2010
Э-2/2010
SiO2
58.27
58.29
TiO2
0.68
0.60
Al 2O3
15.37
14.33
FeОобщ.
11.39
10.72
MnO
0.28
0.26
CaO
5.24
5.83
MgO
3.86
4.48
Na2O
2.63
3.38
K 2O
2.00
1.95
P2O5
0.08
0.16
П р и м е ч а н и е: Э -1/ 2 010 – п е п е л и з в е р ж е н и я
28.04.2010 г.; Э-2/2010 – пепел извержения 2.07.2010 г.
Анализы выполнены в аналитическом центре ИВиС
ДВО РАН с помощью рентгенофлюоресцентного
спектрометра «S4 PIONEER». Аналитики: Е.В. Карташева, Н.А. Чеброва, Н.А. Соловьева, В.М. Рагулина. Все образцы пересчитаны на безводный остаток.
ный анализ сейсмических предвестников извержений: по данным сейсмической станции
«Северо-Курильск» извержение 2 июля предварялось сейсмической подготовкой, начавшейся за 21.5 час до пеплового выброса. По классификации вулканических землетрясений (Токарев, 1981) фиксировались взрывные землетрясения четвертого типа, которые обычно сопровождают парогазовые или пепловые выбросы. Для
апрельского извержения сейсмические предвестники не зафиксированы.
После извержения 2 июля 2010 г. общая тепловая мощность фумарольных полей все еще
превышала фоновую в межэруптивный период
в основном за счет теплового потока эруптивного жерла и составляла 80-110 МВт.
Активность вулкана Эбеко в 2011 г. была приурочена к Среднему кратеру вулкана Эбеко диаметром по кромке 250-300 м, а по дну – 200 м, глубиной 72 м (Мелекесцев и др., 1993). В кратере ежегодно возникает озеро талой воды. После полного стаивания снежников кратер осыхает. Значительная фумарольная активность здесь не наблюдалась более 40 лет: предыдущее фреатическое
извержение было в 1965 г. Слабое линейное парение в кратере сохранялось только в стенке южного склона полосой выше уровня дна на 40-60 м.
Ориентировочно 16-17.07.2011 г. в Среднем
кратере вулкана произошли четыре гидротермальных взрыва. Первое обследование проведено
2 августа. Изменения морфологии кратера и его
современный вид представлены, соответственно, на рис. 4 и 5. Первые два взрыва были приурочены к дну кратера. В момент взрывов жерла
располагались под водой. По нашему мнению,
первыми произошли взрывы на дне кратера: растрескавшаяся корка пепловых отложений подстилает выброшенные из жерл в стенке кратера обломки пород. Разделить во времени первые
два взрыва не представляется возможным, так
как материал взрывов идентичен. Жерла в стенке кратера, скорее всего, возникли одновременно, поэтому они не засыпаны чужим эруптивным материалом. Первая воронка расположена
у основания юго-западной стенки, имеет сигмаобразную форму, диаметр 27 м, глубину около
4 м. Она заполнена водой, с трех сторон окружена низким пологим валом, состоящим из влажного тонкого пепла (рис. 6). В период 2-18 августа
по всей поверхности заполняющей воронку воды
еще выделялся газ, места выхода пузырьков ми-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
163
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОТЕНКО и др.
Рис. 3. Соотношение оксидов (K 2O-SiO2) в пеплах вулкана Эбеко: 1 – пеплы доисторических извержений (Мелекесцев и др., 1993), 2 – пеплы исторических извержений (Мелекесцев и др., 1993, Меняйлов и др.,
1992), 3 – пеплы извержения 2009 г., 4 – пеплы извержений 2010 г. ВК, УК и НК – соответственно: высоко-,
умеренно- и низкокалиевые поля.
Рис. 4. Средний кратер вулкана Эбеко 20 сентября 2011 г. Фото Т.А. Котенко.
грировали, некоторые пузыри поднимали со дна
темные пятна пепла. Оценка содержания некоторых компонентов в воде первой взрывной воронки (изолированной от большого озера) (табл. 4)
показала: газовые эманации вызвали увеличение
общей минерализации за счет увеличения концентрации компонентов по сравнению с прежними параметрами. Взрыв был наклонный в сторону Восточного цирка, максимальное расстоя164
ние, на которое распространился влажный пепел, составило 560 м.
Вторая взрывная воронка находится у основания юго-восточной стенки, ее диаметр по
бровке – 20 м, глубина – около 3 м. Воронка заполнена водой, выделение газа не отмечено. Выброшенный материал – тонкий влажный пепел,
выброс наклонный на север, на расстояние 180
м. Анализ гранулометрического состава пеплов
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЭРУПТИВНАЯ АКТИВНОСТЬ ВУЛКАНА
Рис. 5. Изменение морфометрии Среднего кратера в результате серии гидротермальных взрывов 16-17 июля
2011 г.: а – до взрывов, б – после. Использована топографическая основа Двигало В.Н., выполненная в 1989 г.
Таблица 4. Содержание некоторых компонентов в
воде озера Среднего кратера
Компоненты
1
2
3
Мг/л
1.72
1.9
2.88
pH
2.76
2.65
2.61
Na+
8.1
2
128
мг/л
K
4.3
1.3
59
Ca2+
134.8
40
1002
Mg2+
4.6
0.9
100
Al
39
13
144
+
3+
мкг/л
Ti
1.8
н.о.
4
Co
н.о.
1.2
0.5
Ba
1.2
1.6
9
As
н.о.
0.047
15
Zn
3
5.4
180
Sr
4
7.8
93
Cu
0.4
13
5
Ga
0.15
0.034
1
Sb
0.2
0.05
0.1
Примечание: 1 – данные за 1970 г. (Храмова, 1987);
2 – данные за 2001, 2003 гг. (Бортникова и др., 2006);
3 – данные авторов, проба отобрана 9 августа 2011 г.
Н.о. – не определено. Анализы выполнены в аналитическом центре ИГМ СО РАН, аналитик И.В. Николаева, метод ICP-MS.
первых двух взрывов показал, что он состоит из
частиц размером < 0.063 мм. Пепел представлен
продуктами разрушения горных пород. Он состоит из мельчайших стекловатых частиц светлосерого цвета, среди которых встречаются частицы рудного минерала черного цвета, вероятнее
всего, магнетита. Вокруг больших воронок на дне
кратера на расстоянии до 70 м находятся более
50 маленьких воронок от 0.05 м до 1 м в диаметре
и глубиной до 1 м.
Третья и четвертая взрывные воронки расположены над первой в стенке кратера, в обвальных
отложениях. Это два сближенных вертикальных
жерла на дне общей прямоугольной воронки глубиной ~ 6 м с вертикальными стенками. При взрывах был выброшен разноразмерный обломочный
материал осыпей, слагающий внутреннюю стенку кратера, радиус разброса до 50 м. Общий размер образовавшейся воронки по кромке 7×12 м.
Мощность двух первых взрывов была оценена исходя из размеров образовавшихся кратеров
по графику, составленному для многочисленных
таксонометрических и энергетических оценок
гидротермальных взрывов (Wohletz, Heiken,
1992). Объемы первой и второй воронок взрыва
по минимальной оценке (часть выброшенного
материала обрушилась в кратер и замаскировала
его истинную глубину) составили ~ 2.1 × 103 м3
и 8.5 × 10 2 м 3, что соответствует выделенной
энергии 3.7 × 104 МВт и 1.1 × 104 МВт. Энергия
всех взрывов в сумме, по самой высокой оценке, не превышает 105 МВт. Сравнение энергии
гидротермальных взрывов и мощности тепловой разгрузки естественных термопроявлений
(до 250 МВт в период активизации вулкана) показывает, что извержение могло произойти без
дополнительного поступления тепла в гидротермальную систему.
ВЫВОДЫ
Начавшийся в 2009 г. новый период эруптивной активности вулкана Эбеко реализовался в 2010 и 2011 гг. слабыми кратковременны-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
165
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОТЕНКО и др.
Рис. 6. Первая взрывная воронка Среднего кратера. Фото Л.В. Котенко.
ми извержениями из Северного кратера и серией гидротермальных взрывов в Среднем кратере. Эруптивный материал был представлен тонкими резургентными пеплами.
Перед всеми извержениями наблюдались
изменения химического состава газов. К сожалению, длительный процесс обработки газовых
проб лишает этот метод мониторинга оперативности в случае достаточно слабых событий,
когда процесс подготовки к извержению длится не более 2-3 месяцев, а другие предвестники отсутствуют. Встает вопрос о применении
других систем мониторинга, аналогичным, к
примеру, разрабатываемым в Италии и Японии
сенсорным многопараметровым анализаторам
МультиГаз (Shinohara, 2005), дающим возможность оперативного определения в поле основных газовых компонентов (Н 2О, CO2, H 2S, SO2,
НCl, H 2 . HF) и расчета некоторых прогностических отношений. При подготовке сильных
фреатических извержений изменение компонентного состава газов начинается задолго до
события. Например, первые предвестники извержения, начавшегося в январе 2009 г., были
зафиксированы в октябре 2003 г. (Котенко и
др., 2007), то есть период подготовки длился
более пяти лет.
В настоящий момент вулкан Эбеко продолжает находиться в стадии повышенной фу166
марольной активности. Общий поток фумарольных газов и тепловая мощность фумарол
(80-110 МВт) превышают параметры, характерные для межэруптивного периода (~ 30 МВт) в
основном за счет эруптивного жерла в Активной Воронке Северного кратера. По данным газового анализа за 20 сентября 2011 г. некоторые прогностические соотношения для полей
Северо-Восточное, Юго-Восточное и Южного
кратера выходят за пределы пороговых (табл. 1)
при сохранении температурного режима проявлений. Можно предположить, что эруптивный
период вулкана еще не завершен.
А вторы признательны С.Н. Рычагову за
всестороннюю помощь при полевых работах,
О.В. Соболевской за помощь в анализе сейсмических данных.
Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (проект 10-05-00009а).
Список литературы
Белоусов В.И., Р ычагов С.Н., Сугробов В.М.
Северо-Парамуширская гидротермальномагматическая система: геологическое строение, концептуальная модель, геотермальные ресурсы // Вулканология и сейсмология.
2002. № 1. С. 34-50.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЭРУПТИВНАЯ АКТИВНОСТЬ ВУЛКАНА
Бортникова С.Б., Бессонова Е.П.,Трофимова Л.Б.
и др . Гидрогеохимия газогидротермальных
источников вулкана Эбеко (о-в Парамушир) // Вулканология и сейсмология. 2006.
№ 1. С. 39-51.
Горшков Г.С. Каталог действующих вулканов Курильских островов // Бюллетень вулканологической станции. 1957. № 25. С. 96-178.
Гущенко И.И. Извержения вулканов мира (каталог). М.: Наука, 1979. 474 с.
Кирьянов В.Ю. Гравитационная эоловая дифференциация пеплов вулкана Шивелуч (Камчатка) // Вулканология и сейсмология. 1983.
№ 6. С. 30-39.
Котенко Т.А., Котенко Л.В., Шапарь В.Н. Активизация вулкана Эбеко в 2005-2006 гг. (остров
Парамушир, Северные Курильские острова) // Вулканология и сейсмология. 2007.
№ 5. С. 3-13.
Котенко Т.А., Котенко Л.В., Сандимирова Е.И.
и др. Извержение вулкана Эбеко в январеиюне 2009 г. (о-в Парамушир, Курильские
острова) // Вестник КРАУНЦ. Серия «Науки
о Земле». 2010. № 1. Вып. 15. С. 56-68.
Мелекесцев И.В., Двигало В.Н., Кирьянов В.Ю.
и др. Вулкан Эбеко (Курильские о-ва): история эруптивной активности и будущая вулканическая опасность. Ч. 2 // Вулканология
и сейсмология. 1993. № 4. С. 24-41.
Меняйлов И.А., Никитина Л.П., Будников В.А.
Активность вулкана Эбеко в 1987-1991гг.;
характер извержений, особенности их продуктов, опасность для г. Северо-Курильск //
Вулканология и сейсмология. 1992. № 5-6.
С. 21-33.
Меняйлов И.А., Никитина Л.П., Шапарь В.Н. Особенности химического и изотопного состава
фумарольных газов в межэруптивный период
деятельности вулкана Эбеко // Вулканология
и сейсмология.1988. № 4. С. 21-36.
Никитина Л.П., Меняйлов И.А., Шапарь В.Н.
и др. Геох ими я и ана литическая х ими я
конденсатов фумарольных газов вулкана
Эбеко (остров Парамушир) // Вулканология
и сейсмология. 1989. № 1. С. 62-72.
Токарев П.И. Вулканические землетрясения
Камчатки. М.: Наука, 1981. 164 с.
Храмова Г.Г. Кратерно-озерные отложения: динамика формирования (на примере вулкана
Эбеко). Владивосток: ДВО АН СССР, 1987.
136 с.
Shinohara H. A new technique to estimate volcanic
gas composition: plume measurements with a
portable multi-sensor system // JVGR. 2005.
V. 143. P. 319-333.
Wohletz K., Heiken G. Volcanology and Geothermal
Energy. Univ. California Press, 1992. 432 p.
ERUPTION ACTIVITY OF EBEKO VOLСANO (PARAMUSHIR I.) IN 2010-2011
Т.А. Коtenkо, L.V. Коtеnkо, Е.I. Sandimirova, V.N. Shаpаr', I.F. Тimоfееvа
Institute of Volcanology and Seismology, Far East Branch Russian Academy of Sciences,
Petropavlovsk-Kamchatsky, 683006, Russia
The items of information about eruptions activity of Ebeko volcano in 2010-2011 are resulted. In 2010 from
eruption funnel of Northern crater there were two weak short-term explosive eruptions. The eruption was
phreatic, the cast out products are submitted by resurgent ashes. Volumes of the thrown out material ~ 1.2 t
and ~ 95 t accordingly. All eruptions were anticipated by changes in chemical structure of fumarole gases,
before eruption of July 2, 2010 the seismic harbingers were observed. In July, 2011 there was a series of
hydrothermal explosions on the average crater of a volcano. The morphological changes have bottom and
southwest wall of a crater. The maximal range ejection of ashes did not exceed 560 m.
Keywords: volcano, eruption, phreatic, fumarole, ash, hydrothermal explosion.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
167
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Дискуссии
УДК 550.837+550.372+551.21
КВАЗИТРЕХМЕРНАЯ ГЕОЭЛЕКТРИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ВУЛКАНИЧЕСКОГО
КОМПЛЕКСА ХЕНГИДЛЬ (ИСЛАНДИЯ)
© 2012 В.В. Спичак, А.Г. Гойдина, О.К. Захарова
Центр геоэлектромагнитных исследований ИФЗ РАН, г. Троицк Московской области,142190;
e-mail: v.spichak@mail.ru
Применение нейросетевой технологии совместной инверсии имеющихся магнитотеллурических
данных и данных метода переходных процессов позволило построить предварительную глубинную квазитрехмерную модель удельного сопротивления вулканического комплекса Хенгидль.
На основании построенной модели можно предположить, что источником тепла в верхней коре
региона является вынос горячих частично расплавленных материалов из мантии, их аккумуляция
в приповерхностных резервуарах и дальнейшее растекание расплавленной магмы в реологически
ослабленном слое на глубинах 5-15 км.
Сравнительный анализ глубинных субмеридиональных разрезов удельного сопротивления
в построенной объемной модели подтверждает гипотезу о миграции активного вулканизма от
геотермальной зоны Гренсдалур к вулкану Хенгидль вдоль вторичной тектонической структуры
Олькельдухалс.
Проникновение магмы в проницаемые слои верхней коры приводит к возникновению на небольших глубинах хорошопроводящих даек и интрузий, температура которых может достигать
1100°С. В процессе охлаждения высокотемпературной магмы в окрестных породах могут возникать
напряжения, приводящие к появлению трещин и сейсмичности. Сопоставление полученных
разрезов удельного сопротивления с расположением гипоцентров землетрясений в регионе позволяет заключить, что этот механизм сейсмичности является наиболее вероятным.
Ключевые слова: модель удельного сопротивления, вулкан, геотермальная зона, электромагнитное
зондирование.
Cтатья публикуется в разделе «Дискуссии» по предложению одного из рецензентов.
ВВЕДЕНИЕ
К лючевым вопросом при геофизическом
исследовании геотермальных систем и вулканов
является обнаружение и исследование резервуаров на глубинах порядка нескольких километров.
При исследованиях глубинных флюидов широко
применяются электромагнитные методы, поскольку электрическое сопротивление весьма
чувствительно к присутствию растворов солей.
Электромагнитные зондирования позволяют
так же оценивать расположение источников
тепла, подпитывающих геотермальные системы.
В целом, геотермальные и вулканические области хорошо подходят для исследований электро168
магнитными методами, поскольку они создают
заметные аномалии удельного электрического
сопротивления, проявляющиеся в наблюдаемых
на поверхности электромагнитных полях (Спичак, 1999, 2005, 2008, 2009, 2010а, 2011; Спичак и
др., 2007; Spichak, 1999, 2001, 2002, 2007; Spichak
et al., 2004, 2008).
Геотермальные поля и вулканизм Исландии
являются объектом геофизических исследований на протяжении последних десятилетий.
В частности, заметный вклад в современные
представления о структуре исландской коры и механизмах теплопереноса внесли работы российских исследователей (Высокотемпературные...,
1991; Геншафт, Салтыковский, 1999; Исландия...,
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КВАЗИТРЕХМЕРНАЯ ГЕОЭЛЕКТРИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ
1977; Поляк и др., 1984; Федотов, 2005; Pavlenkova,
Zverev, 1981). За последние годы в юго-западной
части Исландии были проведены магнитотеллурические зондирования (МТЗ) вдоль нескольких
профилей (Árnason et al., 2000; Beblo, Bjornsson,
1978, 1980; Beblo et al., 1983; Bjornsson et al.,
2005; Eysteinsson, Hermance, 1985; Eysteinsson et al.,
1993; Flóvenz et al., 1985; Hermance, Grillot, 1974;
Hersir et al., 1984). В результате интерпретации
полученных данных были выявлены аномалии
электропроводности на глубинах от 1 до 15 км.
В частности, такие аномалии были обнаружены
при электромагнитном зондировании вулканического комплекса Хенгидль (Árnason et al., 2010;
Oskooi et al., 2005). В то же время, из-за отсутствия
глубинной объемной модели исследуемой области трудно локализовать источники аномалий и
сделать выводы об их природе.
Целью настоящей работы является построение предварительной глубинной трехмерной модели удельного электрического сопротивления
геотермальной области Хенгидль по наземным
электромагнитным данным.
ГЕОЛОГИЯ И ВУЛКАНИЧЕСКАЯ
АКТИВНОСТЬ В РЕГИОНЕ
Кора Исландии представлена породами
вул к а н и ческог о п роисхож ден и я (м иоценплиоценовыми платобазальтами, и плиоценплейстоценовыми и современными гиалокластитами, подушечными лавами, отдельными
лавовыми потоками, моренами) (Гептнер, 2009).
Геотермальная область Хенгидль расположена
на юго-западе острова (рис. 1а) в зоне тройного
сочленения структур: Западной вулканической
зоны, Рифта полуострова Рейкьянес и ЮжноИсландской сейсмоактивной зоны. Вулканический комплекс Хенгидль (Hengill) включает
в себя несколько связанных между собой геотермальных полей, находящихся в разных направлениях от вулкана Хенгидль (рис. 1б): область
Хверагерди, расположенную на юго-востоке,
Несъяведлир – на северо-востоке и Хеллисхейди – на юго-западе (Захарова, Спичак, 2012;
Arnorsson, 1995).
Всего в рассматриваемой области и ее ближайшей окрестности расположено четыре центра
вулканической активности (рис. 2): упомянутый
Хенгидль, а так же Гренсда лур (Grensdalur),
Хромундартиндур (Hromundartindur) и Хусмули
(Husmuli). Вулканический комплекс Хенгидль
включает в себя активный вулкан, расположенный в центре, и рой трещин, простирающихся
в направлении С-СВ (рис. 2). Сейсмическая
активность проявляется, главным образом,
вдоль разломов в зоне упомянутого тройного
сочленения структур.
Рис. 1. Местоположение вулканического комплекса
Хенгидль по (Tryggvason et al., 2002) на карте Исландии (а) и расположение точек ЭМ зондирования (б).
Согласно работе (Foulger, Toomey, 1989)
вулкан Гренсда л у р бы л ранее цент ром аккреции коры, но затем потух. Вулкан глубоко
эродировал, и его корни сейчас расположены
в зонах, где наблюдаются интрузии в виде даек.
Вулканический комплекс Хромундартиндур
расположен между системами Хенгидль и Гренсдалур. По-видимому, после затухания вулкана
Гренсдалур вулканическая активность и коровая
аккреция сместились на запад-северо-запад
в сторону комплекса Хенгидль, хотя она все
же наблюдается в системе Хромундартиндур
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
169
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СПИЧАК, ГОЙДИНА, ЗАХАРОВА
что рассматриваемая геотермальная область,
вероятно, подогревается частично расплавленными породами, расположенными под вулканом Хенгидль, и связана разломом с вулканом
Гренсдалур.
ДАННЫЕ ЭЛЕКТРОМАГНИТНЫХ
ЗОНДИРОВАНИЙ
Рис. 2. Схематическая тектоническая карта тройного узла Хенгидль по (Foulger, Toomey, 1989).
(последняя относительно не активна). Вулканический комплекс Хенгидль является более
молодым по сравнению с Гренсдалур и Хромундартиндур, что согласуется с этой гипотезой
о возможной миграции вулканической активности в рассматриваемой области.
Вторичный тектонический тренд, поперечный доминирующему С-СВ тренду аккреции
коры, развился в зоне, соединяющей центры
вулканических комплексов Хенгидль и Гренсдалур и проходящей вдоль линии Олькельдухалс
(Olkelduhals) (рис. 2). Эта вторичная тектоническая
структура проявляется на поверхности как протяженное поднятие, пересекающее все три вулканических комплекса. К ней приурочены центры
извержений, мигрирующие в направлении З-СЗ,
горячие источники и зоны трещиноватости. Этот
поперечный структурный тренд прослеживается
на протяжении 15 км (Foulger, 1988а).
Обширная высокотемпературная геотермальная область, включающая в себя центральные вулканы Хенгидль и Гренсдалур, характеризуется непрерывной микросейсмической
активностью и выходами тепла на дневную
поверхность (Foulger, 1988а). Согласно работе
(Foulger, 1988б), интенсивность сейсмичности
коррелирует с теп ловыми потоками, регистрируемыми на поверхности. Главный вывод,
сделанный в последней работе, состоит в том,
170
Для построения геоэлектрической модели
рассматриваемой области мы использова ли
магнитотеллурические (МТ) данные, измеренные в рамках проекта ИНТАС «Трехмерная
электромагнитная и термическая томография
активных зон земной коры» в районе Хенгидль
в 2005 г. (с помощью аппаратуры PHOENIX)
в частотном диапазоне от 5•10-4 до 300 Гц в режиме с удаленной базовой точкой, расположенной
на расстоянии 10 км от профилей МТЗ (рис. 1б).
На рис. 3 представлены примеры кривых МТЗ
для нескольких точек в исследуемой области. Их
анализ показывает, что на периодах, по крайней
мере, до 10с ситуацию можно считать локальноодномерной. Этот вывод подтверждается также
картами-срезами индикатора трехмерности skew
на разных периодах (рис. 4). На рис. 4 показано,
что за исключением нескольких локальных зон
его значение не превышает 0.1-0.2.
Для того, чтобы снизить негативное влияние
на интерпретацию МТ данных «статического»
эффекта, который проявляется на этих же периодах в виде параллельного хода кривых кажущегося
сопротивления для xy– и yx-компонент (рис. 3),
мы использовали в работе профили удельного
сопротивления, построенные в результате одномерной инверсии данных метода переходных
процессов (МПП) (Árnason et al., 2010). На рис. 5
приведен пример кривой МПП и соответствующего одномерного разреза.
Несмотря на то, что распределение удельного
сопротивления в таких сложно-построенных
средах, как геотермальные и вулканические
области, является трехмерным, иногда можно
использовать упрощенные подходы (в частности,
квазитрехмерный, или локально-одномерный).
Как отмечается в работе (Сumming, Mackie, 2010),
результаты 3D инверсии МТ данных гораздо
более чувствительны к наличию помех, а также к
пробелам в данных, чем результаты 1D и 2D инверсии. В первом случае гораздо больше шансов
получить при этом неадекватные результаты, чем
в двух последних. Согласно этой работе надежды
на то, что редактирование МТ данных на этапе
пре-процессинга с использованием сглаживания
или робастной статистики улучшит ситуацию, не
подтверждаются на практике. Наконец, следует
признать, что, несмотря на прогресс в разработке
методов трехмерной инверсии МТ данных (Спи-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КВАЗИТРЕХМЕРНАЯ ГЕОЭЛЕКТРИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ
Рис. 3. Примеры кривых кажущегося удельного сопротивления (слева) и фаз импеданса (справа), измеренных в рассматриваемой области.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
171
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СПИЧАК, ГОЙДИНА, ЗАХАРОВА
Рис. 4. Карты-срезы индикатора трехмерности (skew) на разных периодах (в квадратах номера точек МТЗ).
172
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КВАЗИТРЕХМЕРНАЯ ГЕОЭЛЕКТРИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ
Эльбрус, геотермальной зоны Миниамикаябе
(Япония), вулкана Комагатаке (Япония) и др.
(Спичак и др., 2007; Спичак, 2011; Spichak et al.,
2004, 2008).
ПОСТРОЕНИЕ КВАЗИТРЕХМЕРНОЙ
МОДЕЛИ УДЕЛЬНОГО СОПРОТИВЛЕНИЯ
С ПОМОЩЬЮ НЕЙРОСЕТЕВОГО ПОДХОДА
Рис. 5. Пример кривой МПП и соответствующего
одномерного разреза.
чак, 1999, 2005, 2009), на сегодняшний день мы
все еще не имеем программного обеспечения,
позволяющего получать адекватные результаты
трехмерной инверсии неполных, неоднородных
или зашумленных МТ данных.
В работе (Árnason et al., 2010) были построены
трехмерные модели удельного сопротивления
исследуемой области (до глубины 10 км) с помощью регулярной трехмерной инверсии МТ
данных и пространственного синтеза результатов
одномерной инверсии. Согласно этой работе,
трехмерное распределение удельного сопротивления в исследуемой области по структуре
удивительно близко к локально-одномерному
(на рис. 6 представлен субширотный разрез
удельного сопротивления, проходящий через
вулкан Хенгидль, построенный в работе (Árnason
et al., 2010) в рамках такого подхода).
С учетом этих обстоятельств для построения
предварительной модели удельного сопротивления до глубины 20 км мы сочли возможным
использовать подход, основанный на трехмерном
нейросетевом синтезе профилей удельного сопротивления. Он был успешно применен ранее
на первом этапе двухэтапной инверсии МТ данных (второй этап – полномасштабная трехмерная
инверсия) для построения предварительных
трехмерных геоэлектрических моделей вулкана
Одним из достоинств нейросетевого подхода,
особенно важным с точки зрения его применения для анализа данных в многомерных средах,
является практическая независимость времени,
затрачиваемого на распознавание искомых параметров, от размерности cреды. Его применение
для решения различных задач геоэлектрики
позволило повысить эффективность анализа
и интерпретации неполных, неоднородных
и зашумленных данных электромагнитных
зондирований (Спичак, 2010б; Spichak, 2012).
В работах (Спичак, Попова, 1998, 2005) была
предпринята первая попытка применения этого
метода к решению обратной задачи геофизики
в классе трехмерных моделей.
Мы рассмотрим основные особенности подхода, следуя работе (Спичак, 2005), в контексте
построения трехмерной модели с помощью
нейросетевой интерполяции одномерных профилей. С этой целью используется один из так
называемых «методов обучения с учителем»
– метод обратного распространения ошибки
(см., например, (Хайкин, 2006)). Такой подход подразумевает два этапа решения задачи
– обучение сети и распознавание (собственно
интерполяция). На этапе обучения «учитель»
задает соответствие некоторых входных данных
выходным данным, что аналогично механизму
обучения человека.
Рассмотрим трехслойную нейросеть (рис. 7),
которая состоит из слоя входных нейронов (данных), слоя скрытых нейронов (число которых,
вообще говоря, произвольно и определяется
сложностью системы) и слоя выходных нейронов
(искомых параметров модели). Нейроны любых
двух соседних слоев связаны коэффициентами
связи wij , где i, j – индексы нейронов предыдущего и последующего слоев. Архитектура данной
нейросети предусматривает так ие связи по
принципу «каждый с каждым» для каждой пары
соседних слоев.
Распространение входного сигнала по такой
сети происходит следующим образом. На каждый i-й нейрон входного слоя подается входной
сигнал xi, равный значению соответствующего
элемента входного вектора, составленного из
значений измеренного элек т ромагнитного
поля или его трансформаций на ряде периодов.
Каждый k-й нейрон скрытого слоя получает от
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
173
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СПИЧАК, ГОЙДИНА, ЗАХАРОВА
Рис. 6. Субширотный разрез, проходящий через вулкан Хенгидль, построенный с помощью совместной инверсии МТ и МПП данных (Árnason et al., 2010). Черные треугольники обозначают точки МТЗ.
всех нейронов входного слоя суммарный входной
сигнал ykinp :
ykinp = å wik xi , i
(1)
где wik – коэффициенты связи, а суммирование
ведется по всем нейронам входного слоя. В
inp
каждом нейроне скрытого слоя сигналы yk
out
трасформируются в сигналы yk с помощью так
u
называемой функции отклика нейрона G j :
ykout = G kh(ykinp),
(2)
Затем сигналы проходят от скрытого слоя к
выходному и для каждого j-го нейрона выходного
слоя мы имеем:
u j = G j u (å wkj ykout ) ,
(3)
k
где u j – выходные сигналы выходного слоя,
wkj – коэффициенты связи между нейронами
скрытого и выходного слоев, а G uj – функции
отклика нейронов выходного слоя.
На этапе обучения фактические выходные
сигналы u j сравниваются с известными «правильными ответами», которые соответствуют
заданным входным сигналам, и для каждого
p-го обучающего примера вычисляется ошибка:
Erp = å (u p , j - u tp , j ) 2 ,
j
(4)
где суммирование ведется по всем нейронам выходного слоя. Эта ошибка записана для одного
соответствия входного сигнала выходному. Такие
пары «вход-выход» определяются «учителем» и
составляют обучающий ряд нейросети. Суммарная среднеквадратичная ошибка, которую
требуется минимизировать, равна:
174
Er = (
1
Erp )1/ 2 ,
å
P p
(5)
где суммирование ведется по всем обу чающим примерам. Коэффициенты связи между
слоями сети «входной»-«скрытый» и «скрытый»«выходной» являются теми параметрами, которые определяют прохождение сигнала по сети, и,
следовательно, величину ошибки. Cуть итерационного процесса обучения состоит в минимизации ошибки (5) путем подбора матрицы связей
нейронов wij с использованием на каждом шаге
для каждой пары соседних слоев вычисляемого
градиента ошибки и учета инерционного члена,
дающего вклад от предыдущего шага:
Dwij( n ) = -a
¶Er
+ bDwij( n-1) ,
¶wij
(6)
где Dwij( n ) – приращение матрицы связей на n-ом
шаге, Dwij( n-1) – на предыдущем, α – скорость обучения, β – коэффициент инерционности (0 ≤ β ≤ 1).
Эта процедура выполняется для всего обучающего
ряда и заканчивается при достижении некоторого
задаваемого порога точности eps (Er < eps).
В отличие от процедуры обучения, которая
требует многих шагов для прохождения сигнала
по сети вперед и назад, процедура распознавания
требует только одного прохода распознаваемого
сигнала от входа к выходу и выполняется с установленными на этапе обучения коэффициентами связи, содержащими в себе «правила вывода».
При этом на выходе формируется конечный результат, который можно трактовать как результат
инверсии данных в заданном классе моделей.
Для построения квазитрехмерной модели
удельного сопротивления с помощь этого подхода мы использовали в качестве входных данных
значения удельного сопротивления вдоль почти
всех 1D профилей, построенных по данным
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КВАЗИТРЕХМЕРНАЯ ГЕОЭЛЕКТРИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ
Рис. 7. Трехслойная нейросеть (Спичак, 2005).
МТЗ и МПП (часть данных была оставлена для
тестирования обученной нейросети). При этом до
глубины 1 км использовались профили удельного сопротивления, полученные с помощью одномерной инверсии МПП данных, а начиная с этой
глубины и до 20 км – одномерные профили детерминанта кажущегося удельного сопротивления,
построенные по МТ данным. Таким образом, в
отличие от традиционного подхода, при котором
статический эффект корректируется с помощью
данных МПП, измеренных в тех же точках, что и
МТ данные (см., например, (Árnason et al., 2010)),
наш подход дал возможность использовать все
МТ и МПП данные, измеренные в изучаемом
районе (не обязательно в одних и тех же точках),
что, в свою очередь, расширило используемую
базу данных и тем самым позволило повысить
точность реконструкции модели сопротивления.
Искусственная нейросеть (ИНС) была обучена соответствию значений удельного сопротивления, с одной стороны, и пространственных
координат узлов, в которых оно задано, с другой
стороны. После проведенного обучения ИНС
была использована для оценки удельного сопротивления в узлах регулярной 3D сетки, покрывающей всю область (с шагом 0.004° по широте,
0.005° – по долготе и 2.5 км – по глубине) до
глубины 20 км. Тестирование обученной нейросети на части данных, не использованных для ее
обучения, показало, что относительная ошибка
нейросетевого прогноза значений удельного сопротивления составляет 6.3%.
На рис. 8 показано полученное объемное распределение удельного сопротивления (квазитрехмерная модель) в «расширенной» области, в которой западная и восточная границы отодвинуты от
соответствующих границ рассматриваемой области
до долгот 21.56° з.д. и 21.20° з.д., соответственно, а на
рис. 9-11 приведены горизонтальные и вертикальные разрезы удельного сопротивления.
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
На рис. 8 выделяются хорошопроводящие
(с удельным сопротивлением 2-3 Ом•м) вер-
тикальные каналы – «колонны» с диаметром
примерно 2-3 км, по которым предположительно
частично расплавленная горячая магма поднимается из глубин, превышающих 20 км, и аккумулируется в приповерхностных резервуарах.
В частности, на западной границе рассматриваемой области (Хусмули) выделяется большой
резервуар диаметром ~ 10 км на глубинах 5-15 км
(см. также разрез вдоль 21.56° з.д. на рис. 10), образованный из двух источников: один расположен на западной границе области (примерно в
окрестности 64.08° с.ш.), а другой – на ее южной
границе (примерно в окрестности 21.5° з.д.).
На рис. 8 выделяются еще два аналогичных
глубинных источника: один на Ю-В области
в окрестности Хверагерди, а другой на С-В
в окрестности Несъяведлир. Это подтверждает
предположение о возможной мантийной природе
источников тепла в рассматриваемой области,
высказанное в работах (Bjornsson et al., 2005;
Flóvenz, Samundsson, 1993; Hermance, 1981). Например, согласно работе (Hermance, 1981) частично расплавленный базальт может поставляться
из мантии по вертикальным каналам с более или
менее постоянной скоростью, а его концентрация составляет 10-15% (по оценкам сейсмологов
(Gebrande et al., 1980) – 17-23%).
Как следует из сопоставлени я разрезов
удельного сопротивления (рис. 10), вертикальные хорошопроводящие каналы – «дымоходы»
(Gasperikova et al., 2011), по которым магма поднимается к поверхности, смещаются по латерали
в направлении З-СЗ от вулканически неактивной
в настоящее время области Гренсдалур (расположенной восточнее долготы 21.20° з.д.) до
активной области Хенгидль (примерно на 21.32°
з.д.), что подтверждает гипотезу о миграции
активного вулканизма (Foulger, Toomey, 1989) от
вулканического комплекса Гренсдалур на З-СЗ
вдоль линии Олькельдухалс к вулканическому
комплексу Хенгидль (рис. 2).
Благодаря взаимодействию разломной тектоники и спрединга облегчается проникновение
магмы в проницаемые слои верхней коры, которое, в свою очередь, приводит к возникновению
на небольших глубинах хорошопроводящих
даек и интрузий (рис. 11), а также к извержению
магмы (Flóvenz, Samundsson, 1993; Gudmundsson,
1986, 1987). Такие «карманы» можно видеть и на
горизонтальных срезах модели удельного сопротивления (рис. 9). Это объясняет возможность
обнаружения высокотемпературной (Т=1000°С)
магмы уже на глубине 2 км, что и произошло
при бурении скважины в геотермальной области
Крафла в 2009 г. (Elders, Fridleifsson, 2010).
Такой механизм образования приповерхностных хорошо проводящих зон согласуется с
результатами сейсмической томографии (Foulger
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
175
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СПИЧАК, ГОЙДИНА, ЗАХАРОВА
Рис. 8. Объемная модель сопротивления комплекса
Хенгидль.
Рис. 10. Субмеридиональные разрезы удельного сопротивления из модели комплекса Хенгидль.
Рис. 9. Горизонтальные срезы удельного сопротивления из модели комплекса Хенгидль.
et al., 1995), из которых следует, что зоны аномально пониженных поперечных сейсмических
скоростей в этой области носят лока льный
характер и не характеризуют всю кору в целом
(Menke et al., 1996).
В области Несъяведлир (между долготами
21.24° з.д. и 21.32° з.д.) на глубинах 1-10 км выделяется хорошопроводящая аномальная область
с горизонтальным диаметром примерно 1.5 км
и размером по вертикали от 2 км до 7 км, корни
которой уходят на глубины, превышающие 20 км
(рис. 10, 11). Севернее горы Хенгидль (координаты: 64.08° с.ш., 21.32° з.д.) она проходит на глубинах от 4 до 11 км, а к северо-востоку постепенно
уменьшается в размерах до двух км и поднимается до глубины 1 км (см. субмеридиональные
разрезы удельного сопротивления на 21.32° з.д.,
21.27° з.д. и 21.24° з.д. на рис. 10). В этой связи
176
интересно отметить, что результаты 2D инверсии профильных МТЗ, проведенных примерно
в этом же районе, интерпретировались в работе
(Hersir et al., 1984) как «хорошопроводящий
слой» толщиной от двух км на глубинах свыше 10
км.) Этот результат коррелирует с результатами
сейсмической томографии, согласно которым
севернее Хенгидля расположена низкоскоростная аномалия, которую интерпретируют как
небольшую магматическую камеру вулкана с
температурой магмы 1150° С и объемом ~ 5 км3
(Fougler, Toomey, 1989).
На южной границе рассматриваемой области
хорошопроводящая зона прослеживается от
долготы 21.24° з.д. (область Хверагерди), уходя
корнями на глубину, превышающую 20 км, до
долготы 21.36° з.д. (область Хеллисхейди), где
ее верхняя кромка поднимается до глубины
1 км, а нижняя опускается от 5-6 км на 64.00° с.ш.
до ~ 10 км на 64.02° с.ш. (рис. 9-10). Это хорошо
согласуется с результатами 2D инверсии МТ дан-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КВАЗИТРЕХМЕРНАЯ ГЕОЭЛЕКТРИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ
Рис. 11. Субширотные разрезы удельного сопротивления из модели комплекса Хенгидль. Кружками обозначены гипоцентры землетрясений по (Jousset et al., 2011).
ных вдоль северной части субмеридионального
профиля (Oskooi et al., 2005), а также с результатами интерпретации МТ данных для области
Хеллисхейди (Árnason et al., 2010).
С другой стороны, на построенной объемной
модели (рис. 8) видно, что геотермальная зона
Хеллисхейди может подпитываться также из
источника, расположенного западнее нее (уходящая на глубину хорошопроводящая «колонна»
примерно на уровне меридиана 21.5° з.д.).
Результаты нейросетевой экстраполяции
полученных значений удельного сопротивления
за восточную границу рассматриваемой области
(разрез удельного сопротивления вдоль долготы
21.20 з.д. на рис. 10) позволяют судить об источнике тепла, которым снабжается геотермальная
система Гренсдалур (рис. 2). В центральной
части субмеридиона льного разреза, пересекающего северо-западную окраину области,
виден хорошопроводящий канал, по которому
горячая магма может поступать из мантии непосредственно к поверхности, не аккумулируясь
при этом в приповерхностном резервуаре, как в
геотермальной зоне Хусмули. Таким образом,
многочисленные проявления геотермальной
активности на поверхности могут быть связаны
с тепловой подпиткой всей системы Гренсдалур
непосредственно из мантии, что согласуется с
результатами сейсмической томографии, указывающими на отсутствие здесь приповерхностных
геотермальных резервуаров (Foulger, 1988а).
Стабильность пространственно-временной
структуры сейсмичности в рассматриваемой области, а также тот факт, что сейсмичность здесь
проявляется, главным образом, в геотермальноактивных областях и практически отсутствует
на границе плит (Foulger, 1988а), говорят о том,
что причины проявления сейсмичности связаны
не с тектонической активностью, вызванной их
спредингом, а с геотермальными процессами в
регионе. В частности, в процессе охлаждения
высокотемпературной магмы, проникающей в
приповерхностные проницаемые слои коры из
мантии, в окрестных породах могут возникать
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
177
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СПИЧАК, ГОЙДИНА, ЗАХАРОВА
напряжения, приводящие к появлению трещин и сейсмичности. С одной стороны, такие
переходные зоны не могут характеризоваться
слишком низкими удельными сопротивлениями
(< 10-15 Ом•м), типичными для высокотемпературных частично расплавленных пород, а, с
другой стороны, они не могут иметь высокое
удельное сопротивление (> 100 Ом•м), характерное для хрупких трещиноватых пород, не
заполненных флюидом.
Поэтому построенная модель удельного сопротивления может служить косвенным индикатором
расположения потенциальных зон сейсмичности, вызванной указанными ранее процессами
охлаждения. Этот вывод иллюстрируется двумя
субширотными разрезами удельного сопротивления (рис. 11), на которые нанесены гипоцентры
землетрясений из работы (Jousset et al., 2010). Все
гипоцентры концентрируются в областях, удельное
сопротивление которых находится в диапазоне от
10-15 до 100 Ом•м, который отражает электролитический механизм проводимости в гидротермальных флюидах, распределенных в порах и трещинах
относительного проницаемого корового материала
(Hersir et al., 1984).
ВЫВОДЫ
Проведенные исследовани я позвол яют
сформулировать следующие предварительные
выводы.
Применение нейросетевой интерполяции
имеющихся профилей МТЗ и МПП позволило
построить предварительную глубинную квазитрехмерную модель удельного сопротивления
вулканического комплекса Хенгидль. На основании построенной модели можно предположить,
что источником тепла в верхней коре региона
является вынос горячих частично расплавленных материалов из мантии, их аккумуляция в
приповерхностных резервуарах и дальнейшее
растекание расплавленной магмы в реологически
ослабленном слое на глубинах 5-15 км.
Сравнительный анализ глубинных субмеридиональных разрезов удельного сопротивления
в построенной объемной модели подтверждает
гипотезу о миграции активного вулканизма в
северо-западном направлении от геотермальной
зоны Гренсдалур по направлению к вулкану Хенгидль вдоль вторичной тектонической структуры
Олкелдухалс.
Проник новение магмы в проницаемые
слои верхней коры приводит к возникновению
на небольших глубинах (1-5 км) хорошопроводящих даек и интрузий, температура которых
может достигать 1100°С. В процессе охлаждения
высокотемпературной магмы в окрестных породах могут возникать напряжения, приво178
дящие к появлению трещин и сейсмичности.
Сопоставление полученных разрезов удельного
сопротивления с расположением гипоцентров
землетрясений в регионе позволяет заключить,
что такой механизм сейсмичности является наиболее вероятным.
В заключение отметим, что для уточнения
сделанных выводов авторы планируют провести в будущем полномасштабную трехмерную
инверсию МТ данных на основе построенной
предварительной модели.
Авторы благодарят докторов Х. Айстайнсона
и К. Арнасона за предоставление результатов
одномерной инверсии данных МПП, а также
анонимных рецензентов, замечания которых
позволили улучшить статью. Исследования были
поддержаны грантами ИНТАС (03-51-3327) и
РФФИ (11-05-00045).
Список литературы
Высокотемпературные гидротермальные резервуары / Под редакцией В.М. Сугробова
М.: Наука, 1991. 158 с.
Геншафт Ю.С., Салтыковский А.Я. Исландия:
глубинное строение, эволюция и интрузивный магматизм. М.: ГЕОС, 1999. 210 с.
Гептнер А.П. Вулканогенно-осадочный литогенез в наземной рифтовой зоне Исландии.
Автореф. дисс. док. геол.-мин. Наук. Москва:
ГИН РАН, 2009. 32 с.
Захарова О.К., Спичак В.В. Геотермальные поля
вулкана Хенгидль (Исландия) // Вулканология и сейсмология. 2012. № 1. С. 3-18.
Исландия и срединно-океанический хребет. Глубинное строение, сейсмичность, геотермия /
Под редакцией В.В. Белоусова. М.: Наука,
1977. 194 с.
Поляк Б.Г., Кононов В.И., Хуторской М.Д. Тепловой поток и строение литосферы Исландии
в свете новых данных // Геотектоника. 1984.
№ 1. С. 111-119.
Спичак В.В. Магнитотеллурические поля в трехмерных моделях геоэлектрики. М.: Научный
мир, 1999. 204 c.
Спичак В.В. Построение трехмерных моделей
электропроводности вулканов и геотермальных зон по МТ данным // Электромагнитные исследования земных недр / Под ред.
В.В. Спичака. М.: Научный мир, 2005. С. 198-207.
Спичак В.В. Электромагнитное зондирование
геотермальных зон: новые горизонты // Геофизика. 2008. Т. 1. № 1. С. 50-67.
Спичак В.В. Трехмерные модели электропроводности по МТ данным // Современные
методы обработки, анализа и интерпретации электромагнитных данных / Под ред.
В.В. Спичака. М.: URSS, 2009. С. 87-109.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КВАЗИТРЕХМЕРНАЯ ГЕОЭЛЕКТРИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ
Спичак В.В. Геофизические методы разведки
геотермальных ресурсов // Разведка и охрана
земных недр. 2010а. Т. 2. № 1. С. 25-29.
Спичак В.В. Применение искусственных нейросетей в задачах геоэлектрики // Геоинформатика. 2010б. № 3. С. 57-67.
Спичак В.В. Численное моделирование и инверсия МТ полей в трехмерной модели электропроводности вулкана Везувий // Физика
Земли. 2011. Т. 1. № 1. С. 76-80.
Спичак В.В., Борисова В.П., Файнберг Э.Б. и др.
Трехмерная электромагнитная томография
Эльбруского вулканического центра по магнитотеллурическим и спутниковым данным //
Вулканология и сейсмология. 2007. № 1. С.
1-16.
Спичак В.В., Попова И.В. Применение нейросетевого подхода для реконструкции параметров
трехмерной геоэлектрической структуры // Изв.
РАН. Сер. Физика Земли. 1998. № 1. С. 39-45.
Спичак В.В., Попова И.В. Методология нейросетевой инверсии геофизических данных. //
Физика Земли. 2005. № 3. C. 71-85.
Федотов С.А. Новейший и современный вулканизм на территории России. М.: Наука,
2005. 605 с.
Хайкин С. Нейронные сети. 2-е изд., испр.: Пер.
с англ. – М.: ООО «И. Д. Вильямс», 2006.
1104 с.
Árnason K., Eysteinsson H., Hersir G.P. Joint 1D
inversion of TEM and MT data and 3D inversion
of MT data in the Hengill area, SW Iceland //
Geothermics. 2010. T. 39. № 1. P. 13-34.
Árnason K., Karlsdottir R., Eysteinsson, H. et al. The
resistivity structure of high-temperature systems
in Iceland // Proc. World Geothermal Congress.
Kyushu-Tohoku, Japan, 2000. P. 923-928.
Arnorsson S. Geothermal systems in Iceland: structure
and conceptual models – I. High-temperature
areas // Geothermics. 1995. V. 24. № 5/6.
P. 561-602.
Beblo M., Bjornsson A. Magnetotelluric investigation of
the lower crust and upper mantle beneath Iceland //
J. Geophys. 1978. V. 45. № 1. P. 1-16.
Beblo M., Bjornsson A. A model of electrical resistivity
beneath NE-Iceland, correlation with temperature //
J. Geophys. 1980. V. 47. № 1. P. 184-190.
Beblo M., Bjornsson A., Árnason, K. et al. Electrical
conductivity beneath Iceland – constraints
imposed by magnetotelluric results on temperature,
partial melt, cr ust and mantle str ucture //
J. Geophys. 1983. V. 53. № 1. P. 16-23.
Bjornsson A., Eysteinsson H., Beblo M. Crustal
formation and magma genesis beneath Iceland:
magnetotelluric constraints // Geological Society
of America Special Paper. 2005. V. 388. P. 665-686.
Сumming W., Mackie R . Resistivity imaging of
geothermal resources using 1D, 2D and 3D
MT inversion and TDEM static shift correction
illustrated by a Glass Mountain case history //
Proc. World Geothermal Congress, Bali, 2010.
Elders W.A., Fridleifsson G.O. The Science Program of
the Iceland Deep Drilling Project (IDDP): a study
of supercritical geothermal resources // Proc.
World Geothermal Congress, Bali, Indonesia.
2010.
Eysteinsson H., Árnason K., Flovenz G. Resistivity
methods in geothermal prospecting in Iceland //
Orkustofnun, Grensasvegur. Reykjavik, Iceland.
1993. № 9. 108 p.
Eysteinsson H., Hermanc, J.F. Magnetotelluric
measurements across the eastern neovolcanic zone
in South Iceland // JGR. 1985. V. 90 B12. № 10.
P. 10093-10103.
Flóvenz O.G., Georgsson L.S., Árnason K. Resistivity
Structure of the Upper Crust in Iceland // JGR.
1985. V. 90 B12. № 10. P. 136-150.
Flóvenz O.G., Samundsson K. Heat flow and geothermal
processes in Iceland // Tectonophysics. 1993. V.
225. № 1. P. 123-138.
Foulger G.R. The Hengill triple point, SW Iceland, 1,
Tectonic structure and the spatial and temporal
distribution of local earthquakes // JGR. 1988a.
V. 93. № 13. P. 493-506.
Foulger G.R. The Hengill triple point, SW Iceland,
2, Anomalous earthquake focal mechanisms and
implications for process within the geothermal
reservoir and at accretionary plate boundaries //
J. Geophys. Res. 1988б. V. 93. №13. P. 507-523.
Foulger G.R., Miller A.D., Julian B.R., Evance J.R.
Three-dimensional Vp and Vp/Vs structure of
the Hengill triple junction and geothermal area,
Iceland, and the repeatability of tomographic
inversion // Geophys. Res. Lett. 1995. № 22.
P. 1309-1312.
Foulger G.R. Toomey D.R. Structure and Evolution
of the Hengill-Grensdalur Volcanic Complex,
Iceland: Geology, Geophysics, and Seismic
Tomography // JGR. 1989. V. 94 B12. № 17. P.
511-522.
Gasperikova E., Newman G., Feucht D., Árnason K. 3D
MT characterization of two geothermal fields in
Iceland // GRC Trans., 2011. V. 35. P. 1667-1671.
Gebrande H., Miller H., Einarsson P. 1980. Seismic
structure of Iceland along the RRISP-77 profile //
J. Geophys. 1980. V. 47. P. 239-249.
Gudmundsson A . Formation of cr ustal magma
chambers in Iceland // Geology. 1986. V. 14.
№ 1. P. 164-166.
Gudmundsson A. Formation and mechanisms of
magma reservoirs in Iceland // Geophys. J. R.
astr. Soc. 1987. V. 91. № 1. P. 27-41.
Hermance J.F. Crustal genesis in Iceland: Geophysical
constraints on crustal thickening with age //
Geophys. Res. Lett. 1981. № 8. P. 203-206.
Hermance J.F., Grillot L.R. Constraints on temperatures
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
179
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СПИЧАК, ГОЙДИНА, ЗАХАРОВА
beneath Iceland from magnetotelluric data //
Phys. Earth Planet. Int. 1974. V. 8. № 1. P. 1-12
Hersir G.P., Bjornsson A., Pedersen L.B. Magnetotelluric
sur vey across the active spreading zone in
southwest Iceland // J. Volc. Geoth. Res. 1984.
№ 20. P. 253-265.
Jousset P., Haberland C, Bauer K., Árnason K. Detailed
structure of the Hengill geothermal volcanic
complex, Iceland, inferred from 3-D tomography
of high-dynamic broadband seismological data //
Proc. World Geother mal Congress, Bal i,
Indonesia. 2010. (CDR. 9 p.)
Menke W., Brandsdottir B., Einarsson P., Bjarnason I.T.
Reinterpretation of the RRISP-77 Iceland shearwave profiles // Geophys. J. Int. 1996. № 126.
P. 166-172.
Oskooi B., Pedersen L. B., Smirnov M. et al. The deep
geothermal structure of the Mid-Atlantic Ridge
deduced from MT data in SW Iceland // Phys.
Earth Planet. Int. 2005. № 150. P. 183–195.
Pavlenkova N.I., Zverev S.M. Seismic modeling of the
Icelandic crust // Geologische Rundschau. 1981.
V. 70. № 1. P. 271-281.
Spichak V.V. Imaging of volcanic interior with MT
data // 3D Electromagnetics / Eds. B. Spies and
M. Oristaglio. SEG Publ. GD7, Tulsa, USA. 1999.
P. 418-425.
Spichak V.V. Three-dimensional interpretation of MT data
in volcanic environments (computer simulation) //
Annali di Geofisica. 2001. V. 44. № 2. P. 273-286.
S pichak V.V. Advanced th ree – di men sional
interpretation technologies applied to the MT data
in the Minamikayabe thermal area (Hokkaido,
Japan) // Ext. Abstr. 64th EAGE Conference,
Florence, Italy. 2002. P. 243-246.
Spichak V.V. Modelling of Magnetotelluric Fields in
3-D Media // V. Spichak (Ed.) «Electromagnetic
Sounding of the Earth’s Interior». Elsevier,
Amsterdam, 2007. P. 317-355.
Spichak V.V. Application of ANN based techniques in
EM induction studies // «The Earth’s Magnetoic
Interior», IAGA Special Sopron Book Series,
Springer. 2011. V. 1. P. 19-30.
Spichak V.V., Borisova V., Fainberg E. et al. Threedimensional electromagnetic tomography of Elbrus
volcanic center based on magnetotelluric and
satellite data // Singh, B. (Ed.) «Electromagnetic
phenomenon related to ear thqu a kes and
volcanoes». Narosa Publ. House, New Delhi,
India, 2008. P. 185-193.
Spichak V.V., Yamaya Y., Mogi T. ANN modeling of 3D
conductivity structure of the Komagatake volcano
(Hokkaido, Japan) by MT data // Extended Abstr.
MEEMSV Workshop, La Londe Les Maures,
France. 2004. P. 22-24
Tryggvason A., Rognvaldsson S.Th., Flovenz O.G.
Three-dimensional imaging of P- and S-wave
velocity structure and earthquake locations
beneath Southwest Iceland // Geophys. J. Int.
2002. № 151. P. 848-866.
QUASI-3D GEOELECTRICAL MODEL OF THE HENGILL
VOLCANOC COMPLEX (ICELAND)
V.V. Spichak, A.G. Goidina, O.K. Zakharova
Geoelectromagnetic Research Centre IPE R AS, 142190, Troitsk, Moscow Region
Application of the neuronet based technology of the joint inversion of the MT/TDEM data allowed building
the deep quasi-3D resistivity model of the Hengill volcanic complex. This model allows suggesting that the
heat sources in the upper crust of the region are formed by upwelling of hot partly melt materials from the
mantle, their accumulation in the shallow reservoirs and further leakage of the melt magma in the reologically
weak layer at depths 5-15 km.
Comparative analysis of the deep sub-meridional resistivity cross-sections of the volume model confirms
the hypothesis on migration of active volcanism from the Grensdalur geothermal zone to Hengill Volcano
along the secondary Olkelduhals tectonic structure.
Penetration of magma in the permeable layers of the upper crust results in formation at small depths of well
conducting dikes and intrusions, the temperature of which could reach 1100° C. Cooling of high temperature
magma can lead to the tensions in the surrounding rocks, which, in turn, result in fracturing and seismicity.
Comparison between resistivity cross-sections and location of the earthquake hypocenters makes it possible
to conclude that this is the most probable mechanism of seismicity.
Keywords: resistivity model, volcano, geothermal zone, electromagnetic sounding.
180
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
УДК 551
О СООТНОШЕНИЯХ НАПРАВЛЕННОСТИ, ЦИКЛИЧНОСТИ И
НЕЛИНЕЙНОСТИ В ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ПРОЦЕССАХ
А.А. Наймарк1, В.С. Захаров1
1
Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова,
Геологический факультет, Москва, 119991; e-mail: fnaim@ya.ru
Геология – наука историческая. Но линейная направленность и цикличность (периодичность) –
неисторичны: это простейшее самовоспроизведение. В ходе такой геоэволюции не рождалось
бы ничего нового; не было бы качественных скачков – перестроек, катастроф, непредсказуемого выбора расходящихся траекторий развития. Все предопределено на бесконечность в будущее, и обратимо к исходной точке, где только и мог быть сделан выбор. После этого все последующее прогнозируемо и реконструируемо – точно или статистически, без сильной зависимости от
начальных условий и текущих флуктуаций. Признание как главных особенностей геоэволюции
ее неустойчивости, поступательно-необратимого, самоподобно-дискретного, самоорганизованноциклического, бифуркационного характера – с очевидной необходимостью подразумевает нелинейность – не как третьестепенную тенденцию, лишь «затушевывающую и осложняющую»
линейную направленность и цикличность, а как глобальную закономерность, неотъемлемый
атрибут развития Земли на всех этапах и масштабных уровнях.
Ключевые слова: геоэволюция, детерминированный хаос, нелинейность, необратимость, неравновесность, неустойчивость, цикличность.
Идет ветер к югу, и переходит к северу...
и возвращается ветер на круги свои. ... К тому месту откуда реки текут,
они возвращаются, чтобы опять течь. Что было, то и будет...
Екклезиаст (царь Соломон, 965- 928 гг. до н.э.)
Все в природе, без сомнения, подчинено закону
периодичности, правильной последовательности...
Э. Реклю (1830-1905)
...Правильная периодичность или повторяемость явлений в
пространстве или во времени есть основное свойство мира...
А.Л. Чижевский (1897-1964)
Символом нашего физического мира не может быть устойчивое
и периодическое движение... Это мир неустойчивостей и флуктуаций...
Г. Николис, И. Пригожин (1917-2003)
ВВЕДЕНИЕ
В последние 20–25 лет основы естественных
наук качественно обновляются под влиянием
теорий бифуркаций, катастроф, фракталов, термодинамики открытых сильно неравновесных
систем, самоорганизации. Эти идеи, ныне объ-
единенные понятием «нелинейной динамики» и
в корне изменившие представления о соотношениях регулярности и случайности, упорядоченности и хаотичности, предсказуемости и непредсказуемости, быстро вторглись в науки о Земле.
Отношение к этом у неоднозначно – от
признания нелинейности как фактора, лишь
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
181
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НАЙМАРК, ЗАХАРОВ
осложняющего давно известные направленность и цикличность природных процессов, до
утверждений о том, что нелинейная динамика,
выявляя новый, более высокий уровень единства природы, начинает определять «мировоззрение и стратегию развития человечества»
(Новое в синергетике…, 1996, c. 166). По-разному
толкуются основные понятия и связанные с этим
дискуссионные вопросы. Некоторые из них рассматриваются в предлагаемой статье.
НАПРАВЛЕННОСТЬ, ПОВТОРЯЕМОСТЬ,
РАЗНОМАСШТАБНОСТЬ,
НЕРАВНОМЕРНОСТЬ: СУЩЕСТВУЮЩИЕ
ПРЕДСТАВЛЕНИЯ
Еще на ранних этапах освоения природы
бы ли подмечены в ее прост ранственной и
временнóй изменчивости признаки неслучайности, повторяемости. Ныне известно, что повторяемость на фоне общей направленности эволюции сопровождается проявлениями разномасштабности и неравномерности. За этим обычно
видят взаимное наложение и суммирование
неких относительно простых фундаментальных
закономерностей, обусловленных как региональными или планетарными процессами развития
Земли, так и внешними воздействиями ближнего и даже дальнего Космоса. Полагают, что их
познание должно открыть путь к научно обоснованным реконструкциям прошлых и прогнозам
будущих событий и обстановок.
Подобные взгляды требуют четкого понимания и определения того, что именно наблюдается. В чем состоят и как взаимосоотносятся
отмеченные тенденции развития?
Обобщающих высказываний по обсуждаемой проблеме немало. «...Основным свойством
структурообразующих процессов является нелинейность. ...Не следует переоценивать представления о строгой периодичности, цик личности и синхронности тектонических эпох и фаз»
(Пущаровский и др., 1999, с. 6). По (Anderson,
2002), наша планета представляет собой нелинейную неравновесную самоорганизующуюся
диссипативную открытую систему. «Эта формулировка в духе идей И. Пригожина представляется мне исключительно удачно отражающей суть вещей» (Хаин, 2003, с. 826). Эволюцию
Земли и земной коры определяли направленность, необратимость в целом и многопорядковая цикличность, при этом «...цикличность
есть лишь осложнение... общей направленности.
Направленность эта определяется постепенной, но неуклонной диссипацией энергии...»
(Лобковский и др., 2004, с. 379). Возможен резонанс между «...силами глобальной геодинамики
и некими космическими... силами, что могло
182
приводить к нестационарным быстрым глобальным явлениям. ...Внешнее воздействие может
резко вывести систему из равновесия и привести к экстремальным процессам» (Лобковский
и др., 2004, с. 560).
В работе (Хаин, Халилов, 2009) исследованы
соотношения направленности и цикличности
геоэволюции, которая «...в целом определяется
алгебраическим суммированием двух главных
составляющих. Первый, монотонный компонент отражает направленно-поступательную
эволюцию Земли... Второй компонент является
периодическим...» (Хаин, Халилов, 2009, с. 95).
«...Наложение цикличностей разных масштабов
может вызывать появление совершенно новых
цик личностей... ...Нак ладываемые цик личности бывают весьма да лек и от идеа льных
синусоид...» (Хаин, Халилов, 2009, с. 432, 433).
Направленность и цикличность, «...могли бы
быть изображены в виде прямой линии – “стрелы
времени”... и синусоиды». Проявления нелинейности в цитируемой работе специально не рассматривались, тем не менее, сделан вывод: «...
нелинейность лишь осложняет и затушевывает
эти закономерности, но отнюдь их не отменяет
и не подменяет» (Хаин, Халилов, 2009, с. 98-99).
Анализ обширного фактического материала
не привел в цитируемых работах к однозначному
взгляду на нелинейность. Упомянутая ранее
первой в ряду других главных характеристик
(Пущаровский и др., 1999; Хаин, 2003; Anderson,
2002), она представлена позже как всего лишь
третьестепенная в иерархии закономерностей
эволюции Земли, осложняющая и затушевывающая общую направленность и цикличность
(Хаин, Халилов, 2009). Это – радикальная переоценка роли нелинейности и ее следствий не
только в науке, но и в практике. Правомерна ли
она?
Для получения общего ответа нет необходимости анализировать конкретные примеры
каких-либо результатов геологических наблюдений, согласующихся или не согласующихся с
такой переоценкой. Достаточно показать, что она
прямо противоречит неоднократным, подтвержденным опытом, признаниям того, что, Земля –
открытая, неравновесная, диссипативная, самоорганизующаяся, поступательно-необратимо
развивающаяся система. В такой системе даже
при равномерном поступлении энергии могут
возникать сложные непериодические автоколебания; резонанс внешних и внутренних процессов (в случае вынужденных колебаний) может
порождать нестационарные быстрые глобальные явления, а взаимное наложение разномасштабных цикличностей – приводить к повторяемости с совершенно новыми параметрами.
Все эти свойства реа льны только и именно
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
О СООТНОШЕНИЯХ НАПРАВЛЕННОСТИ
при условии фундаментальной нелинейности
системы Земля. Но тогда оказываются под сомнением «строгая периодичность», «синусоидальность», «алгебраическая суммируемость», которые наблюдались бы в случае линейной ее эволюции. Именно соотношения вышеупомянутых
тенденций, а не их конкретные геологические
проявления, давно и неоднократно описанные
в литературе, анализируются в данной статье.
Сказанное требует анализа – в приложении к рассматриваемой проблеме – некоторых
основных положений нелинейной геодинамики.
Без этого опытные факты и обобщения воспринимаются, как видим, неоднозначно и приводят
к противоречивым суждениям.
Отметим, что зачастую это связано с недостаточно корректным использованием подходов и
понятий синергетики и нелинейной науки, иногда сводящимся к применению «модных» терминов. Одна из задач нашей работы – дать по возможности простой, но строгий анализ проблем
нелинейности для геологов.
Особенно важно изложение предлагаемого
подхода для молодого поколения специалистов в
области наук о Земле, поскольку, как представляется авторам, именно на этих путях возможно углубление понимания современных проблем геологии.
ДИНАМИЧЕСКАЯ СИСТЕМА ЗЕМЛЯ
Прежде всего, подчеркнем: система – это
вовсе не тот или иной реальный объект; это
модель объекта, создаваемая исследователем для
решения определенной задачи. Любая теория «...
всегда исследует объекты, определенным образом препарированные мышлением. Все естественные науки работают с моделями объектов
реальности. ...Мы фактически имеем дело не с
объектами – фрагментами литосферы, а лишь
с их аналитическими, графическими или мысленными моделями – геологическими или специализированными картами, схемами, таблицами, словесными описаниями...» (Методы...,
1978, с. 26).
Любые результаты исследования непременно дискуссионны именно потому, что они –
не сама реальность, а ее модельное отражение.
Система как модель – это «...не вещь, а перечень
переменных»; абстракция удобная для анализа,
«совокупность элементов любой природы и их
связей, выступающая в заданном отношении как
целое» (Методы..., 1978, с. 29, 30). Конкретной
системе противопоставляют ее окружение, среду
– тоже систему: комплекс условий, влияющих
на поведение данной системы. Поведение же –
упорядоченное во времени множество состояний, отражающее изменения (динамику) объекта. Задача предсказания поведения объекта на
основе данных о его начальном состоянии сводится к нахождению некоторого закона, описывающего изменения.
Соответственно, динамическая система – это
математическая модель объекта, для которого, по
В.С. Анищенко (2002), однозначно определено
понятие состояния как совокупности некоторых величин (переменных состояния, или координат фазового пространства) в данный момент
времени, а также задан посредством дифференциальных уравнений, дискретных отображений
и пр. закон изменения (эволюции), который должен позволить прогнозировать будущие и реконструировать прошлые состояния. Состояние
системы однозначно определяется числом степеней свободы (минимально необходимым числом независимых координат), а изменение состояния показывается траекторией точки в фазовом
пространстве. Для однозначного решения соответствующих уравнений нужно, помимо переменных, характеризующих положение, задать
начальные значения скоростей. Система с п степенями свободы характеризуется фазовым пространством размерности N = 2n.
Наряду с законами статистическими, учитывающими флуктуации в исходных динамических
уравнениях и сводящими эволюцию к некоей
вероятностной, средней траектории, выделяют
также законы детерминированные, или динамические, фиксирующие однозначную связь причины и следствия. В этом случае задание некоторого начального состояния подразумевает существование единственного решения, однозначно
указывающего будущие или прошлые состояния в любой момент времени. Закон может представлять собой функцию, дифференциальное
или интегральное уравнение, правило, заданное
таблицей или графиком и т. д.
ОТКРЫТОСТЬ, НЕРАВНОВЕСНОСТЬ,
НЕУСТОЙЧИВОСТЬ, НЕЛИНЕЙНОСТЬ
В отличие от идеализаций классической термодинамики – «замкнутых», «закрытых» систем,
эволюционирующих к однородности и равновесию, – в реальных объектах, представляемых
«открытыми» системами, непрерывно идет приток извне или сток вовне вещества и энергии.
Рассеяние (диссипация) энергии и рост энтропии (разупорядоченности) могут неустойчиво
уравновешиваться противоположными процессами так, что термодинамические силы (градиенты плотности, температуры и др.) и потоки
(массы, энергии и др.) близки к нулю. Но неустранимая полностью конкуренция двух указанных
тенденций чаще порождает слабую неравновесность, когда потоки ненулевые и зависят от градиентов линейно.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
183
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НАЙМАРК, ЗАХАРОВ
Что понимается под линейностью? В математике – это сводимость заданной зависимости
к пропорциональности, выражаемой уравнениями определенного вида, числовыми последовательностями (прогрессиями), графическими
изображениями (в принятой системе координат, в определенном масштабе, с приемлемой
погрешностью) прямой линией или семейством
прямых, отвечающих решениям линейных уравнений. «Пользуясь геометрическими образами,
можно сказать, что решение линейной задачи в
некотором смысле подобно прямой линии – по
любому ее отрезку без труда восстанавливается
вся линия» (Компьютеры..., 1988, с. 38). Любые
иные зависимости рассматриваются как нелинейные. Понятия линейности и нелинейности
приложимы к уравнению, к функции, к производным. Уравнение может быть линейно, искомая функция – нелинейна; функция может быть
нелинейна, ее производная – линейна.
В идеальной строго линейной консервативной (бездиссипативной) системе составляющие разнофакторного процесса воздействия не
влияют друг на друга; результат представляет
сумму (суперпозицию) эффектов, вызываемых
воздействием каждого фактора в отдельности.
Эволюция такой системы неоднонаправленна:
она обратима, но, конечно, лишь мысленно,
при формальном обращении времени в инвариантных к этому фундаментальных уравнениях
классической механики, не содержащих различия между прошлым и будущим. Реконструкции
прошлого не требуют знаний о промежуточных
событиях, а для прогноза будущего несущественны небольшие неточности в задании начального состояния или параметров системы:
получающиеся ошибки пропорциональны им
(система устойчива по начальным условиям и параметрам). Малые же случайные возмущения в условиях слабой неравновесности быстро затухают.
К синусоидальности близка – в отсутствие трения – цикличность именно таких, слабо неравновесных консервативных систем. При наличии
трения пропорционального скорости, т.е. линейного изменения координаты, колебания затухают; незатухающие же невозможны, так как расходуемая энергия не пополняется.
В реальных процессах линейность – всегда
не только приблизительная, но и вр éменная.
В силу открытости систем их неустойчиворавновесное или слабо-неравновесное состояние раньше или позже по мере роста энергии
сменяется неравновесием. Оно, в свою очередь,
по чисто физическим причинам должно смениться приближением к равновесию, устойчивым тоже лишь временно: раньше или позже
нарушится и эта тенденция, энергия вновь
будет расти... Так возникает цикличность со
184
слабо или сильно меняющейся собственной
частотой.
В условиях сильной неравновесности термодинамические потоки зависят от сил нелинейно:
отклик системы (сигнал на выходе) непропорционален внешнему воздействию (сигналу на
входе), свойства системы непосредственно зависят от ее состояния. Общим является именно
нелинейный характер законов природы; линейные же законы, сколь бы многочисленны ни были
примеры их проявления – частный случай или
приближение нелинейных. Именно и особенно
нелинейным системам свойственна смена режимов функционирования в зависимости от начального состояния, управляющих параметров и внешних воздействий (Анищенко, 2002), а цикличность (возможная и в условиях слабой неравновесности) проявлена мощно и разнообразно:
характерны – при постепенном изменении
управляющего параметра – неоднократные скачкообразные переходы (бифуркации) к одному
из двух или нескольких (многих) равновозможных ветвей дальнейшего развития. Так, функция, однозначно задающая (в нелинейном уравнении переноса) начальную амплитуду волны
некоторого возмущения, может в один из последующих моментов оказаться неоднозначной,
если скорость распространения нарастает в вершине волны быстрее, чем в основании, что приводит фронт ее профиля от наклонного к вертикальному положению, а затем и к S-образному
искривлению. Математически это означает
наличие на некотором временнóм интервале трех
теоретически равноправных решений, из которых
в реальности избирается какое-то одно.
Многоранговость же реальных структур обусловливает неоднократность подобного непредсказуемого выбора. Он при достижении одним
из параметров некоторого критического значения (точки бифуркации), т. е. в состоянии максимальной неустойчивости системы, реализуется
действием какой-то одной из множества флуктуаций. Новый, устойчивый режим может быть
в чем-то похож на предыдущий или отличен от
него, начальные же условия забываются.
Таким образом, именно открытость систем
создает предпосылки неравновесности, и именно
«...неравновесность вы явл яет потенциа льные возможности, содержащиеся в нелинейностях и как бы “дремлющие” в равновесии или
вблизи него» (Николис, Пригожин, 1990, с. 74).
Порождаемые неравновесностью и нелинейностями неустойчивости объясняют чрезвычайную чувствительность эволюции к малейшим
изменениям начальных условий и параметров и
вытекающую из этого ненадежность прогнозирования будущего состояния.
Реконструировать же прошлое можно было
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
О СООТНОШЕНИЯХ НАПРАВЛЕННОСТИ
бы, лишь точно зная характер, длительность и
последовательность отдельных стадий процесса,
ибо в нелинейном развитии принцип суперпозиции (суммативности) не выполняется.
Характер нелинейности, вид зависимости
параметров от переменных состояния, удаленность от положения равновесия определяют
свойства и поведение системы. Так, с усилением
внешнего воздействия и увеличением амплитуды вынужденных колебаний, по мере сближения периодов их и основных колебаний системы,
происходят последовательные удвоения периода, спектр частот вынужденных колебаний становится сплошным, зависимость координаты
от времени становится хаотической, а поведение системы – практически непредсказуемым.
Большинство систем под действием внешних возмущений и внутренних флуктуаций постоянно
отклоняются от некоторого стандартного состояния. Открытые диссипативные системы в зависимости от значений потока энтропии в ходе
обмена с внешней средой могут не только приближаться к разупорядоченности, однородности,
устойчивости, но и удаляться от них – с сопутствующим самоструктурированием, ростом упорядоченности, организованности.
Направленная эволюция динамической
системы характеризуется стремлением к аттрактору – области в фазовом пространстве, к которой самопроизвольно «притягиваются» траектории после затухания переходных процессов.
Для линейных диссипативных систем с одной
степенью свободы в двумерном фазовом пространстве (плоскость координата – скорость)
возможно лишь равновесие, представляемое
тривиальным аттрактором – неподвижной точкой. Для нелинейных диссипативных систем в
этом случае возможен также и иной тип устойчивой динамики – периодические автоколебания, которым в фазовом пространстве соответствует новый тип аттрактора – предельный цикл,
при этом доли рассеиваемой и вносимой энергии строго компенсируются (Анищенко, 2002).
В трехмерном (и большей размерности)
фазовом пространстве возможны, кроме точки
и предельного цикла, также: а) траектория некоторого сложного, но периодического (или квазипериодического) процесса со слу чайным
выбором правого или левого спирального навивания высокочастотной траектории на низкочастотную по поверхности тора («бублика»);
б) незамкнутая, нигде не самопересекающаяся,
строго детерминированная начальными условиями и – при их точном задании – однозначно
воспроизводимая траектория сложного апериодического движения в пределах замкнутой
области – странного аттрактора самоподобной
(фрактальной) структуры с нерегулярными, но
не чисто случайными колебаниями с множеством бифуркаций, где направление предстоящего витка избирается в режиме детерминированного хаоса.
САМООРГАНИЗАЦИЯ,
ДИНАМИЧЕСКИЙ ХАОС, ПРОГНОЗ
В открытых системах отток энтропии в
окружающую среду может превосходить ее возрастание, сопутствующее диссипации энергии.
Это приводит к спонтанному структурированию
(самоорганизации). Классический пример – переход от теплопроводности к конвекции, которая
неоднократно перестраивается, и далее – к турбулентности, тоже скачкообразно усложняющейся
при плавном росте градиента температуры. Так,
даже при равномерном изменении внешнего воздействии система самопереструктурируется.
Сосуществование, но и противоборство
упорядочения и случайности на всех уровнях
системы порождают динамический хаос – режим
принципиа льно иной, чем стохастичность,
например, теплового движения молекул жидкости или газа. В отличие от совершенно неупорядоченных, полностью случайных колебаний
(«белый шум»), эволюция определяется параметрами системы, начальными координатами и
скоростью теоретически однозначно. Но реально
малейшая неточность в начальных условиях или
параметрах вследствие нелинейности быстро
возрастает, и неопределенность траектории
достигает порядка размеров области движения.
Традиционное противопоставление детерминизма и хаотичности было камнем преткновения в осмыслении непредсказуемого движения, в котором вполне предопределяемая начальными условиями траектория оказывалась беспорядочно запутанной. Объяснение было найдено
не в чрезмерно большом числе степеней свободы,
не в осложнении множественными флуктуациями, а в экспоненциальном разбегании из близких исходных состояний вследствие бифуркационности из-за невозможности как бесконечного отклонения от исходного равновесия, так и
бесконечного пребывания в нем траекторий необычайно чувствительных к малейшим неточностям начальных условий и возмущениям текущего состояния. В ходе такой эволюции система
может непредсказуемо посещать и покидать ряд
состояний-аттракторов, всякий раз преодолевая
точки бифуркации и попадая после этого в область
притяжения другого аттрактора. Необходимость
статистического подхода к описанию подобного
вполне детерминированного процесса обусловлена не незнанием закона движения или несовершенством методов изучения, а свойствами самого
движения, порождаемого характером связей.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
185
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НАЙМАРК, ЗАХАРОВ
Вероятностное описание для хаотических
систем несводимо к отдельной, средней траектории и необратимо: прошлое и будущее играют
различные роли. «Хаос приводит к включению
стрелы времени в фундаментальное динамическое описание» (Пригожин, Стенгерс, 1994, с. 9).
Только исследование нелинейных динамических
систем выявляет «...объединяющий элемент в
неисчерпаемом разнообразии ситуаций, наблюдаемых в природе...» (Пригожин, Стенгерс,
1994, с. 257). Предсказать будущее состояние
однозначно можно только при строгом задании
начальных условий. «Однако, если учесть сколь
угодно малую, но конечную ошибку.., то детерминированное предсказание становится невозможным.. ..Хаос был обнаружен практически во
всех областях современного естествознания...»
(Анищенко, 2002, с. 47, 48). Ранее с ним «...однозначно связывали представления о случайном
процессе. Теперь мы знаем, что подобными свойствами может обладать процесс, порождаемый
детерминированными законами» (Анищенко,
2002, с. 49-50). В приложении к тектонодинамике
это было показано, например, в (Наймарк, 2003).
Именно хаотичность в концепции нелинейности привлекает особое внимание исследователей в самых разных областях знаний – по
нескольким причинам. Во-первых, различить
временн ы́ е ряды хаотического и многочастотного циклического движения (часто, но далеко
не всегда корректно «опознаваемого» по результатам натурных наблюдений) очень не просто.
Во-вторых, оказалось, что «хаос ожидает нас на
каждом шагу в самых простых системах» (Новое в
синергетике.., 1996, с. 124). В-третьих, выявились
принципиально различные типы хаотического
движения, представленные, например, случайным броуновским движением и обнаруженной не
только в жидкостях и газах, но и в твердых телах
турбулентностью (Т), сочетающей случайность
и высокую организованность. В-четвертых, особенности Т-хаотичности требуют нового подхода
к рассмотрению проблемы прогнозируемости
очень многих, по существу, любых природных
явлений.
Что же такое хаотичность? Если временной
ряд сходится к вполне определенному значению
и остается далее постоянным во времени – это
состояние равновесия (одноточечный аттрактор); если обнаруживается периодичность – это
предельный цикл. Если множество независимых факторов случайным образом влияют на
процесс (тепловое движение молекул газа, жидкости, диффузия и др.) – это классическая стохастичность, когда каждое следующее состояние не зависит от предыдущего, оно полностью
случайно и непрогнозируемо, «память» отсутствует, возможно только статистическое описа186
ние, а вероятности состояния выражают степень
нашего незнания всех деталей процесса.
Детерминировано-хаотические системы диссипативны (тратят энергию), но и «открыты»
(получают энергию извне). Они существенно
зависят от начальных условий, но постепенно
«забывают» их; «память» о них, а значит и долгосрочность прогноза ограничены и зависят от вида
нелинейности. Противоборство разнонаправленных тенденций и характер связей (нелинейность) определяют «странность» динамики. Она
в приложении к сложно устроенным и сложно
функционирующим объектам (планетам, тектоническим структурам, минералам, организмам) рассматривается как проявление локальных (в масштабах Вселенной) нарушений второго начала термодинамики, задающего однонаправленность эволюции к «тепловой смерти».
Ускоренное разбегание вполне детерминистических изначально близких траекторий
описывается функцией вида eλt, где t – время,
λ = 1/τ – показатель Ляпунова, а τ – время
Ляпунова: интервал времени, в течение которого
эволюция системы от некоторых начальных
условий в определенной мере предсказуема. Для
хаотических систем λ – величина положительная по определению. Спустя достаточно продолжительное время (по сравнению с τ) память
о заданном с некоторой конечной точностью
начальном состоянии утрачивается, что уже
не позволяет определять траекторию. Чтобы
увеличить интервал предсказуемости, например, в десять раз, точность задания начального
условия пришлось бы увеличить в е10 раз. В этих
обстоятельствах неабсолютная точность измерений – решающее препятствие для предсказаний
при любом уровне знания. Как оказалось, «...движение может стать столь сложным, а траектории
столь причудливыми, что никакое сколь угодно
точное наблюдение не позволит точно задать
начальные условия» (Пригожин, Стенгерс, 2000,
c. 76). В весьма общем случае предсказуема не
отдельная траектория, не средняя в пучке траекторий, а лишь поведение всего пучка в целом.
Взаимоналожение детерминистических свободных колебаний слабо-диссипативного сферического маятника и вынуждающих колебаний
подвеса должно, казалось бы, порождать очень
простое движение, но результат нетривиален:
несуммативен, хаотичен, непредсказуем.
Различить «истинно случайный» (стохастический) и «детерминистический» динамический хаос или регулярное (хотя, возможно, и
сложное) поведение позволяют методы анализа
временных рядов (Пригожин, Стенгерс, 1994;
Шустер, 1988 и др.). Так, установлено, что вариации климата Земли за последние 900 тыс. лет
порождены хаотическим аттрактором малой (4-5)
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
О СООТНОШЕНИЯХ НАПРАВЛЕННОСТИ
размерности (Nicolis, Nicolis, 1986). Хаотична
последовательность инверсий геомагнитного
поля в последние 600 млн. лет (Печерский, 1998).
Показано также (Захаров, 2010), что временн ы́е
ряды выделения сейсмической энергии обладают
самоподобными свойствами в диапазоне более
одного порядка по времени и по частоте.
НЕЛИНЕЙНОСТЬ И НЕОБРАТИМОСТЬ
«Стрела времени», по А. Эддингтону, или,
точнее – «стрела процесса» (Гулидов, Наберухин,
2003), означает не только обыденно-очевидную
направленность эволюции от прошлого к будущему, но и принципиальную невозможность
строго реализовать в этом направлении тот же
процесс в обратном порядке, поскольку потребляемая энергия постоянно диссипируется.
«Мир горит как огромная печь; энергия, хотя
она и сохраняется, непременно рассеивается»
(Пригожин, Стенгерс, 2000, с. 105). Общее возрастание энтропии в процессах самоорганизации указывает на то, что в их основе лежит
необратимость. Но она реализуема в условиях
цикличности не синусоидальной, а нелинейной, детерминированно-хаотической. Одна из
важнейших причин этого – неустранимые резонансные взаимодействия.
Компенсация диссипативных потерь постоянным поступлением энергии извне порождает
незату хающие автоколебания, хаотическ ие
в сл у чае нелинейны х связей. В системах с
сухим (нелинейным) трением автоколебания
могут вызывать движения типа «прилипание
– скольжение» (stick-slip), воспроизводимые в
моделях генерации землетрясений (Turcotte,
1997; Захаров, 2011). Внешнее периодическое
воздействие может «навязать» свою частоту и еще
усложнить поведение системы.
В условиях неустойчивости и нелинейности
малые возмущения порождают сложную хаотическую самоорганизацию и однонаправленность эволюции. Вероятностное описание оказывается неприменимо к отдельной траектории. Невозможны ни надежное прогнозирование будущего, ни реконструирование прошлого
путем обращения скоростей.
НЕЛИНЕЙНОСТЬ И ЦИКЛИЧНОСТЬ
Для оценки соотношений нелинейности,
хаотичности и цикличности принципиально
важно, насколько значимо для конкретной решаемой задачи взаимодействие множества разнонаправленных факторов. Если этим можно
пренебречь, то макроскопически – режим стационарный, квазиравновесный, но микроскопически – случайно-колебательный, флуктуацион-
ный, стохастически-хаотический; при некотором
минимальном притоке энергии – ненаправленный (неисторический), макроскопически неизменный; без притока энергии – стремящийся к
абсолютному равновесию («тепловой смерти»).
При усилении притока энергии, даже равномерном, диссипативное структурообразование приобретает черты динамического хаоса, проявляясь
в развитии нелинейности, порождающей последовательно периодические, затем все более сложные (хаотические) разномасштабные колебания.
По В.Е.Хаину и Э.Н. Халилову (2009), из алгебраически суммирующихся главных составляющих георазвития первостепенной является монотонная, направленно-поступательная компонента («стрела времени»), а цикличность – вторая по значимости, периодическая компонента,
которая может быть изображена синусоидой.
Она «...состоит из многопорядковых колебаний
интенсивности различных геологических процессов, отраженных в циклических изменениях
геологической среды...» (Хаин, Халилов, 2009, с.
98) и связана с пульсацией объема Земли.
Примечательна терминологическая многозначность характеристик этой компоненты:
колебательность, цикличность, периодичность,
синусоидальность, пульсационность. Помимо
этого отмечена как третьестепенная еще и неравномерность, «более строго» определяемая как
нелинейность, свойственная практически всем
геопроцессам и обусловленная одновременным
действием множества разнонаправленных факторов. Она, однако, в целом лишь «осложняет и
затушевывает» направленность и цикличность
(Хаин, Халилов, 2009, с. 99).
Здесь, а также во многих других работах на
эту тему, очевидно, смешиваются разные причины, приводящие к нерегулярному характеру
динамики системы: а) нелинейность как тип
связи, вовсе не обязательно между многочисленными и разнонаправленными факторами; и
б) одновременное действие множества разнонаправленных и взаимно независимых факторов,
приводящее к вероятностному характеру проявления той или иной связи, вовсе не обязательно
нелинейной.
Существенна степень осложненности и затушеванности. На небольшом временнóм удалении от исходного равновесия указанным фактором можно пренебречь, колебательный процесс можно считать периодическим. Это значит,
что даже при наложении взаимно независимых
разночастотных колебаний процесс принципиально прогнозируем и реконструируем; задача
заведомо решаема.
Иное дело, если система значительно удалена
от состояния исходного равновесия и в ней устанавливается хаотический режим. Процесс опи-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
187
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НАЙМАРК, ЗАХАРОВ
сывается вполне детерминистическими уравнениями, решения которых характеризуются неупорядоченным поведением. Возможным оказывается вероятностное описание притягивающего состояния – аттрактора, но не положения
отдельной траектории, исходящей из некоторых
начальных условий, память о которых полностью
утрачивается со временем.
Такая хаотичность в соответствии с современными представлениями рассматривается не
как «чистая» разупорядоченность, а как сложная и системная организованность, не сводимая к суммированию частных влияний, к некоей
средней траектории, а, следовательно, и принципиально непредсказуемая. Это отличает такие
режимы от принципиально предсказуемых, даже
очень сложных суммативных периодичностей с
конечным числом мод в частотном спектре.
С такой точк и зрения нелинейность не
осложняет и не затушевывает колебательный
режим, а качественно преобразует его. Оставаясь
колебательным, он лишен строгой повторяемости, сильно ограничен (ляпуновским временем τ)
в прогнозе, – в отличие от периодичности, когда,
снимая затушеванность и осложненность, можно
выявить некую чистую, хотя и сложную, но принципиально прогнозируемую цикличность. Для
нелинейных процессов это сделать невозможно:
так в открытой диссипативной, самоподстраивающейся под внешние условия системе проявляет
себя нелинейность.
НЕЛИНЕЙНОСТЬ, ХАОТИЧНОСТЬ И
НЕПРЕДСКАЗУЕМОСТЬ В ГЕОЛОГИИ
Чтобы установить линейность или нелинейность конкретного процесса, необходимо по
определенным, выбранным, исходя из поставленной задачи и определенных теоретических
установок, методикам, сделать – с определенной
точностью, в определенном масштабе, за более
или менее длительное время, в большем или
меньшем количестве – необходимые измерения,
зафиксировать и представить их результаты. В
зависимости от всего этого один и тот же процесс можно представить как линейный или как
нелинейный. Вопрос о том, каков исследуемый
процесс в действительности, безотносительно
к перечисленным выше факторам, не имеет
смысла. Для успешного решения одних задач
процесс можно рассматривать в одном («космологическом», «геологическом», «человеческом») масштабе времени и пространства как
линейный (что иск лючает из рассмотрения
неравновесность, неустойчивость, необратимость, самоорганизацию); при решении других
задач, в другом масштабе такие аппроксимации
могут приводить к неприемлемым ошибкам. В
188
свете этого правомерно говорить о линейной и
нелинейной геодинамике, как о линейном или
нелинейном приближении при рассмотрении
геодинамических проблем.
Ознакомление с публикациями показывает,
что геологи обсуждают не столько нелинейность
как таковую, сколько одно из ее фундаментальных следствий, долгое время ускользавшее
(и не только в геологии) от внимания исследователей. При достаточной удаленности от равновесия нелинейность порождает непрогнозируемую динамику, притом качественно отличную
от давно известного стохастического хаоса: она
представляет хаотическое поведение решений
вполне детерминистических уравнений. Многие,
если не большинство геодинамических систем,
поведение которых предполагалось прогнозируемым, ведут себя в принципе непредсказуемо.
Именно в этом, а не в недостаточности наблюдательных данных, главная причина ненадежности, например, сейсмического прогнозирования (Короновский, Наймарк, 2009). Дело не
в том, что механизм подготовки сейсмического
события изучен недостаточно; но сам механизм
таков, что порождает непредсказуемую, хаотическую динамику. Это, конечно, не значит, что
исследования по прогнозу сейсмичности бесперспективны и бесполезны: ведь неизвестно
заранее, какие неожиданные результаты и следствия из них могут быть получены в будущем.
Но такие исследования должны иметь статус
фундаментальных, а не прикладных, обязанных
«дать надежный прогноз» того, что объективно
не поддается прогнозированию.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Осложненность, затушеванность нелинейностью цикличности означали бы лишь количественную, но не качественную измененность
последней, а также ее некую первичность по
сравнению с нелинейностью. То, в каких отношениях и пространственно-временных масштабах проводятся такие сравнения, определяется исследователем в зависимости от решаемой задачи. В задачах прогнозирования и реконструирования эндогенных (не обще- и межпланетарных) процессов такой масштаб – «геологический», а отношение – историчность.
Геологию единодушно считают наукой исторической. Исторична ли цикличность? Любое
движение, по определению, направленно, но в
случае, например, периодичности, оно после
исходной точки – простое воспроизведение
самого себя. В ходе такого движения не рождается ничего нового: нет событий, нет скачков
с теоретически детерминированным, но практически непредсказуемым выбором – вниз или
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2012. № 1. ВЫПУСК № 19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
О СООТНОШЕНИЯХ НАПРАВЛЕННОСТИ
вверх, вправо или влево. Все предопределено на
бесконечность в будущее, и обратимо к исходной
точке, где только и мог быть сделан выбор: назад
или вперед. После этого все последующее прогнозируемо и реконструируемо – точно или статистически, без сильной зависимости от начальных условий и текущих флуктуаций.
Нелинейность в общем случае не осложняет
и не затушевывает, а качественно преображает
периодическую цикличность, даже при детерминированности эволюции делая ее непредсказуемой и невоспроизводимой, тем самым придавая ей событийность, подлинную историчность. Направленность и цикличность не исчезают, но первая теперь оказывается необратимой, а вторая – неповторимой на каждом новом
витке. Фазовая траектория блуждает от аттрактора к аттрактору, никогда не возвращаясь в уже
оставленный, в каждом из них полностью забывая прежние начальные условия, а при выходе из
него начиная зависеть от новых – до попадания
в следующий аттрактор.
Неравновесность, диссипативность, самоорганизованность, необратимость саморазвития,
несуммативность разномасштабных цикличностей, нетривиальность резонансных взаимодействий с несомненостью указывают на нелинейность как не третьестепенную, лишь «осложняющую» и «затушевывающую», а фундаментальную
закономерность, неотъемлемый атрибут эволюции Земли на всех масштабных уровнях и этапах
ее внутреннего строения и развития. Тем самым
ставятся под вопрос фундаментальность синусоидальной цикличности и ее алгебраическая
суммируемость с направленностью, что имело
бы место в условиях линейности.
Список литературы
Анищенко В.С. Знакомство с нелинейной динамикой. Москва – Ижевск: Институт компьютерных исследований, 2002. 144 с.
Гулидов А.И., Наберухин Ю.И. Существует ли
«стрела времени // Философия науки. 2003.
№ 2 (17). C. 3-15.
Захаров В.С. Динамические и фракта льные
характеристики временных рядов выделения сейсмической энергии // Нелинейный
мир. 2010. № 4. С. 234-242.
З а х а р о в В .С . Мод е л и с е й с мо т ек т о н и ч е ских систем с сухим трением // Вестник
Московского университета. Сер. 4. Геология.
2011. № 1. С. 22-38.
Компьютеры, модели, вычислительный