close

Вход

Забыли?

вход по аккаунту

?

1152.ВЕСТНИК КАМЧАТСКОЙ РЕГИОНАЛЬНОЙ АССОЦИАЦИИ «УЧЕБНО-НАУЧНЫЙ ЦЕНТР». Серия Науки о Земле №1 2005

код для вставкиСкачать
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2005. № 5
СОДЕРЖАНИЕ
Хроника важнейших событий региона
К 70-ЛЕТИЮ КАМЧАТСКОЙ ВУЛКАНОЛОГИЧЕСКОЙ СТАНЦИИ
Богоявленская Г.Е.
5
Вопросы интеграции
ИННОВАЦИОННЫЙ ПУТЬ РАЗВИТИЯ РЕГИОНА КАК НЕОБХОДИМОЕ
И ДОСТАТОЧНОЕ УСЛОВИЕ УВЕЛИЧЕНИЯ БЛАГОСОСТОЯНИЯ
ЕГО ЖИТЕЛЕЙ
Викулин А.В.
10
Актуальные проблемы
ЭКСПЕДИЦИЯ ПО ИССЛЕДОВАНИЮ ПОСЛЕДСТВИЙ ЦУНАМИ
26 ДЕКАБРЯ 2004 ГОДА В СЕВЕРНОЙ ЧАСТИ СУМАТРЫ
И НА БЛИЗЛЕЖАЩИХ ОСТРОВАХ
Гусяков В.К., Пинегина Т.К., Салтыков В.А.
17
КАЧЕСТВЕННАЯ МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ ЦЕПЕЙ ПОДВОДНЫХ ГОР
Седов А.П., Матвеенков В.В., Волокитина Л.П., Рашидов В.А.,
Казакевич Г.И., Лукьянов С.В.
24
Научные статьи
ГЕОТРАВЕРС РЕГИОНА ОХОТСКОГО МОРЯ
Родников А.Г., Забаринская Л.П., Пийп В.Б., Рашидов В.А.,
Сергеева Н.А., Филатова Н.И.
45
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ ВИХРЕВЫХ
СТРУКТУР В ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ СРЕДЕ
Тверитинова Т.Ю., Викулин А.В.
59
ОФИОЛИТЫ ВАЛАГИНСКОГО ХРЕБТА ВОСТОЧНОЙ КАМЧАТКИ:
НОВЫЕ ДАННЫЕ О СОСТАВЕ И ГЕОДИНАМИЧЕСКОЙ ПРИРОДЕ
Цуканов Н.В. , Сколотнев С.Г.
78
МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ МЕЛОВЫХ ЩЕЛОЧНЫХ
БАЗАЛЬТОВ П-ОВА КАМЧАТСКИЙ МЫС (ВОСТОЧНАЯ КАМЧАТКА)
Савельев Д.П., Философова Т.М.
94
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ЮЖНОГО БОРТА КАЛЬДЕРЫ ПОЛОВИНКА
И ИСТОРИЯ ЕЕ РАЗВИТИЯ (КАРЫМСКИЙ ВУЛКАНИЧЕСКИЙ
ЦЕНТР, КАМЧАТКА)
Леонов В.Л., Рогозин А.Н.
103
ИЗМЕНЕНИЯ УРОВНЯ ВОДЫ В СКВАЖИНАХ ПОД ВЛИЯНИЕМ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
Копылова Г.Н.
113
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2005. № 5
НЕКОТОРЫЕ ВОПРОСЫ ЭВОЛЮЦИИ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОЧВ КАМЧАТКИ
Захарихина Л.В.
127
НЕОГЕН-ЧЕТВЕРТИЧНЫЕ ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ОБРАЗОВАНИЯ
КАМЧАТКИ И НЕКОТОРЫЕ ПРОБЛЕМЫ ИХ ВОЗРАСТА И ОБРАЗОВАНИЯ
Апрелков С.Е., Попруженко С.В.
145
Экспедиции, полевые семинары, практики
ПОЕЗДКА В КЛЮЧИ
Селиверстов Н.И.
160
ИЗУЧЕНИЕ ИЗВЕРЖЕНИЙ ВУЛКАНОВ СЕВЕРНОЙ ГРУППЫ КАМЧАТКИ
(БЕЗЫМЯННЫЙ, КЛЮЧЕВСКОЙ, ШИВЕЛУЧ) В МАРТЕ 2005 Г
Гирина О.А.
166
Конференции, совещания, семинары
КОНФЕРЕНЦИЯ ПО ПРОГРАММЕ НАУЧНОГО БУРЕНИЯ ГЛУБОКИХ
СКВАЖИН (ICDP) (ПОТСДАМ, ГЕРМАНИЯ)
Кирюхин А.В.
168
МЕЖДУНАРОДНЫЙ ГЕОТЕРМАЛЬНЫЙ КОНГРЕСС (WGC-2005)
(АНТАЛИЯ, ТУРЦИЯ)
Кирюхин А.В.
169
НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ
173
ТЕМАТИКА ЖУРНАЛА И ПРАВИЛА ДЛЯ АВТОРОВ
175
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2005. № 5
Хроника важнейших событий региона
К 70-ЛЕТИЮ КАМЧАТСКОЙ ВУЛКАНОЛОГИЧЕСКОЙ СТАНЦИИ
50 лет тому назад я, аспирантка Лаборатории
вулканологии АН СССР, приехала в пос. Ключи
на Вулканологическую станцию, чтобы работать по теме “Вулкан Безымянный и его экструзивные образования”.
Вулкан Безымянный был самым небольшим
незаметным потухшим вулканом среди гигантов
Ключевской группы. В основном по этой причине мой руководитель директор Лаборатории
вулканологии В.И. Влодавец выбрал для молодой неопытной девушки этот объект исследований. Я приехала вместе с большим коллективом научных сотрудников Лаборатории вулканологии. К этому времени Камчатская вулканостанция существовала уже 20 лет.
11 января 1934 г. состоялось заседание Президиума АН СССР, на котором, по предложению Ф.Ю. Левинсон-Лессинга, было принято
постановление об организации вулканологической станции на Камчатке (Влодавец, 1974;
Влодавец и др., 1985).
В августе 1935 г. в пос. Ключи прибыл вулканологический отряд во главе с В.И. Влодавцем.
Отряду было поручено строительство Камчатской вулканологической станции. Директором станции был назначен Ф.Ю. ЛевинсонЛессинг, заместителем В.И. Влодавец (рис. 1).
С сентября 1935 г. Камчатская вулканологическая станция АН СССР начала наблюдения
на Камчатских вулканах. Эти наблюдения
продолжаются до настоящего времени.
В 1938 г. Камчатская вулканологическая
станция была утверждена Президиумом АН
СССР в качестве самостоятельного учреждения.
Первые 10 лет станция была единственным
вулканологическим учреждением На Дальнем
Востоке.
С 1937 г. начал выходить Бюллетень Камчатской вулканологической станции на русском и
английском языках под редакцией Ф.Ю. Левинсон-Лессинга. С 1940 по 1967 гг. публиковались
Труды Ключевской вулканологической станции.
В 1943 г. Постановлением Президиума АН
СССР Камчатская вулканологическая станция
была преобразована в Лабораторию вулканологии с Вулканологической станцией на Камчатке. Создателем Лаборатории был академик
А.Н. Заварицкий.
Работы на станции проходили сменами. В
1935-1936 гг. работала смена под началом В.И. Влодавца, в 1936-1938 гг. - смена А.А. Меняйлова,
в 1938-1940 гг. - В.Ф. Попкова. Во время Великой Отечественной войны единственным научным сотрудником на станции был Б.И. Пийп.
В первые десятилетия основные работы
были сосредоточены на изучении Ключевской
группы вулканов. Но уже в 1939-1940 годах основателем станции Ф.Ю. Левинсон-Лессингом
и В.И. Влодавцем была составлена записка к
плану работ Камчатской вулканологической
станции на 1940 год, которая существенно
расширяла круг работ станции:
“Камчатская вулканологическая станция
Академии Наук занята изучением вулканизма в
СССР. На территории нашей страны действующие вулканы находятся только на Камчатке и
Курильских островах. Среди них такие как Ключевской вулкан, принадлежат к числу величайших
вулканов мира.
Камчатские вулканы представляют собой
значительное разнообразие как по типу деятельности, так и по составу.
Несмотря на громадное число работ по вулканизму и существованию нескольких гипотез,
проблема вулканизма остается до сих пор нерешенной. Источник тепла, необходимого для вулканических процессов, причинная связь вулканизма
с дислокационными движениями, смена различных
фаз вулканической деятельности в одном и том
же или в смежных вулканических очагах, наконец,
возможность предвиденья приближающихся вулканических пароксизмов, - все это вопросы, к разрешению которых можно подойти только путем
длительных систематических наблюдений. Эти
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2005. № 5
5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
БОГОЯВЛЕНСКАЯ
А.А. Меняйлов
Ф.Ю. Левинсон-Лессинг
Слева направо: Б.И. Пийп,
В.И. Влодавец, Г.С. Горшков
Е.К. Мархинин
В.И. Влодавец,
Б.В. Иванов
Стоят слева направо: О.Н. Волынец, Ю.М., Дубик,
И.Т. Кирсанов, пилоты авиаотряда, А.П. Хренов.
Н.А. Жаринов
Рис. 1. Руководители Камчатской вулканостанции.
6
ÂÅÑÒÍÈÊ ÊÐÀÓÍÖ. ÑÅÐÈß ÍÀÓÊÈ Î ÇÅÌËÅ. 2005. ¹ 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
К 70-ЛЕТИЮ КАМЧАТСКОЙ ВУЛКАНОЛОГИЧЕСКОЙ СТАНЦИИ
наблюдения являются основной задачей станции.
Второй ее задачей является систематическое
изучение отдельных вулканов и вулканических
групп и продуктов их деятельности путем экспедиционных и камеральных работ. Каждый год должен дать в этом отношении нечто законченное.
Одной из важных сторон проблемы современного вулканизма следует считать изучение газообразных продуктов вулканической деятельности
как с точки зрения состава и последовательности
фумарольных газов и возгонов, так и с точки зрения решения вопроса о первичном или вторичном
характере водяных паров в магме.
Для выяснения деятельности Камчатских
вулканов в историческом разрезе необходимо
геолого-петрографическое изучение лав и пирокластических пород, слагающих вулканы.
Большую роль в деле изучения механизма извержений, определения глубины центра извержений должны сыграть сейсмические исследования. Последние могут иметь большое значение
не только для решения вулканологических вопросов, но и для выяснения тектоники Камчатки.
Они также будут полезны для ряда практических
задач, возникших и возникающих при развертывании строительства на Камчатке…
Огромное количество энергии, выделяемое
вулканом, фумаролами и термальными источниками, должно быть использовано. Необходимо
направить мысль на отыскание пути использования этого тепла. (Директор Вулканостанции
на Камчатке акад. Ф. Левинсон-Лессинг, заместитель директора В.И. Влодавец)”.
Время подтвердило правоту основателей
советской вулканологии. В каждой из намеченных проблем отечественная вулканология продвинулась далеко вперед. Можно указать десятки книг, вышедших по каждой из этих
задач. Сейчас, 70 лет спустя,
очевидно, что давние замыслы не только осуществились,
но и получено еще много
других важных результатов.
После окончания Отечественной войны на станции постепенно увеличивалось количество сотрудников. В эти годы началь-
никами станции были А.А. Меняйлов (19481950 гг.), Б.И. Пийп (1950-1954 гг.), Г.С. Горшков (1954-1957 гг.), Е.К. Мархинин (19581961 гг.).
Как было упомянуто выше, вплоть до образования в 1962 г. Института вулканологии,
работа на станции велась сменами. Наша смена
оказалась наиболее представительной за все
время существования станции. Начальником
станции, сменившим Б.И. Пийпа на этом посту,
был Г.С. Горшков. Он возглавил коллектив из
30 сотрудников. Среди них была группа геологов
- И.И. Гущенко, Г.Е. Богоявленская, В.Н Борисова, (несколько позже к нам присоединились
А.Н. Сирин, К.М. Тимербаева), геохимик О.Н. Борисов, геофизики П.И. Токарев, О.М. Алыпова
и лаборанты сейсмостанции И.Я. Свистунов и
С.В.Попов. В химической лаборатории работали три научных сотрудника - И.И. Товарова,
Л.А. Башарина, Н.Н. Классова. (Делались полные силикатные анализы, анализ вулканических газов, возгонов и др. работы). Функционировала фотолаборатория. На станции была
прекрасная библиотека, которая постоянно
пополнялась иностранной периодикой. Имелись свои транспортные средства - были вьючные лошади летом и три нарты ездовых собак
в качестве зимнего вида транспорта (рис. 2).
Станция была своим особым интересным
миром, в котором даже нам, молодым сотрудникам, было интересно работать и нескучно жить.
Большая и хорошо сохраняемая территория была зеленым оазисом, островком леса в пос. Ключи. Население пос. Ключи относилось с боль-
Рис. 2. Зимний вид транспорта.
Фото Н.К. Класова.
ÂÅÑÒÍÈÊ ÊÐÀÓÍÖ. ÑÅÐÈß ÍÀÓÊÈ Î ÇÅÌËÅ. 2005. ¹ 5
7
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
БОГОЯВЛЕНСКАЯ
Рис. 3. Камчатская вулканостанция в период своего становления.
шим уважением к традициям станции и ее
обитателям (рис. 3).
По-видимому, это был расцвет научной
жизни на Камчатской вулканологической станции. Практически все исследования, которые
проводили сотрудники станции, заканчивались
серьезными публикациями и защитой кандидатских диссертаций.
Кроме вулканов Ключевской группы и Шивелуча были детально изучены геологическое
строение, петрография и геохимия многих
вулканов Камчатки.
Впервые даны количественные оценки геологического и энергетического эффекта крупных извержений и катастрофических взрывов
(Г.С. Горшков, Г.Е. Богоявленская), опреде-
Рис. 4. Камчатская вулканостанция в наши дни. Фото А.В. Сокоренко.
8
ÂÅÑÒÍÈÊ ÊÐÀÓÍÖ. ÑÅÐÈß ÍÀÓÊÈ Î ÇÅÌËÅ. 2005. ¹ 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
К 70-ЛЕТИЮ КАМЧАТСКОЙ ВУЛКАНОЛОГИЧЕСКОЙ СТАНЦИИ
лены закономерности формирования экструзивных куполов, пирокластических потоков,
раскаленных лавин, лавовых потоков, шлаковых конусов; получены температуры и данные
вязкости базальта (В.И. Влодавец, Б.И. Пийп,
С.И. Набоко); изучались процессы формирования пирокластики и перенос металлов пеплами (И.И. Гущенко), закономерности переноса металлов летучими, их концентрация и
рассеяние (С.И. Набоко, Л.А. Башарина). Получила развитие теория направленных взрывов
(Г.С. Горшков).
В 1946 г. на Камчатской вулканологической
станции начались сейсмологические наблюдения. В пос. Ключи была открыта первая сейсмостанция. Первая сейсмограмма была получена 29. XII.1946 г., а первое землетрясение
было зарегистрировано 1.I. 1947 г. В дальнейшем сейсмические наблюдения на вулканостанции ряд лет с успехом вел Г.С. Горшков.
Большим достижением явилось обнаружение
им экранирования поперечных волн магматическим очагом Ключевского вулкана. На этой
основе была получена первая оценка глубины
магматического бассейна под Ключевской
группой вулканов. С 1953 г. здесь начал работать
сейсмолог П.И. Токарев, под руководством
которого совершенствовалась аппаратура и
открылись две дополнительные сейсмические
станции возле Ключевской группы вулканов (ст.
Козыревская в 1958 г. и ст. Апахончич в 1960 г.).
Работы П.И. Токарева были направлены на
разработку методов прогноза вулканических извержений. В 1959, 1960 и 1961 гг. им были предсказаны извержения на растущем куполе Новом
вулкана Безымянного. Позднее, в 1964 г., было
предсказано катастрофическое извержение
вулкана Шивелуч, в 1975 г. - Большое трещинное Толбачинское извержение, а в 1983 г. побочное извержение Ключевского вулкана,
названное “Предсказанный”.
В 1960-1970-е годы после образования Института вулканологии на станции продолжались
работы по геофизическому и геохимическому
мониторингу действующих вулканов, динамике
извержений. В 1965-1975гг (начальник станции
И.Т. Кирсанов, затем - Б.В. Иванов) проводились детальные исследования на побочных извержениях Ключевского вулкана, экструзивном
куполе Новый (вулкан Безымянный), на активных куполах вулкана Шивелуч. С 1990 г.,
когда начальником станции стал Н.А. Жаринов,
под его руководством были развернуты геодезические исследования. Проводились постоянные наблюдения за ростом, изменением
объемов и других параметров выжимающихся
блоков активного купола на вулкане Шивелуч.
Но с каждым десятилетием количество
научных сотрудников на станции сокращалось,
а после выделения сейсмической службы круг
проблем, решаемых станцией, сократился. Она
перестала быть форпостом науки на Дальнем
востоке. В настоящее время станция практически стала экспедиционной базой для отрядов,
выезжающих на полевые работы в эти районы.
Литература
Влодавец В.И. Начало. - Бюлл. вулканол.
станций. 1974, № 50. С. 395.
Влодавец В.И., Набоко С.И., Федотов С.А. К
50-летию советской вулканологии // Вулканология и сейсмология. 1985. № 4. С. 3-16.
Г.Е. Богоявленская
к.г.-м.н, вед. нс
Института вулканологии и сейсмологии
ДВО РАН
ÂÅÑÒÍÈÊ ÊÐÀÓÍÖ. ÑÅÐÈß ÍÀÓÊÈ Î ÇÅÌËÅ. 2005. ¹ 5
9
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2005. № 5
Вопросы интеграции
ИННОВАЦИОННЫЙ ПУТЬ РАЗВИТИЯ РЕГИОНА
КАК НЕОБХОДИМОЕ И ДОСТАТОЧНОЕ УСЛОВИЕ УВЕЛИЧЕНИЯ
БЛАГОСОСТОЯНИЯ ЕГО ЖИТЕЛЕЙ
«Технопарки шанс для информационнотехнологического прорыва страны»
В.В. Путин (Новосибирск, 11 января 2005 г.)
ХРОНИКА СОБЫТИЙ
НАУКА И ОБРАЗОВАНИЕ
В СОВРЕМЕННЫХ УСЛОВИЯХ
- 11 января сего года В.В. Путин на встрече
с учеными в Новосибирске обозначил проблему
инновационного развития как проблему государственного масштаба;
- в марте месяце министр экономразвития с
трибуны Госдумы озвучил проект соответствующей программы;
- в конце марта этот вопрос обсуждался на
заседании Правительства России, прозвучала
идея создания особых инновационных зон с
налоговыми льготами;
- совсем недавно министр экономразвития
озвучил один из возможных механизмов финансирования этой новой для России внутренней
политики - компенсационный фонд;
- в самое ближайшее время ожидается объявление конкурса между субъектами России на
создание инновационных зон.
Как видим, за короткий отрезок времени, в
нашей стране приняты важные решения, которые
призваны коренным образом в течение ближайших
лет изменить экономическое состояние России.
Какое же место в этом важном и сложном
процессе занимает Камчатская область и г.
Петропавловск - Камчатский? Способны ли
мы, на Камчатке, вскочить на ступеньку уже
тронувшегося и набирающего скорость «инновационного поезда» России?
При изложении материалов этой статьи автор
в значительной степени опирался на данные, представленные в книге (Арутюнов, Стрекова, 2003).
10
Наблюдаемое изменение роли науки и
образования в современном мире связано со
следующими обстоятельствами.
Главное из них: наука и образование являются
«самостоятельными» производительными силами.
Это произошло вследствие того, что имели
место следующие процессы:
- качественное развитие и усложнение
средств производства привело к резкому росту
среднего образовательного уровня населения
Земли;
- научные представления о мире, с одной
стороны, стали важнейшим компонентом
общественной культуры;
- с другой стороны, в наше время совершенно отчетливо наблюдается изменение в характере приоритетных направлений современной
науки: интересы к достижениям физики высоких энергий и тайнам бескрайних просторов
космоса вытесняются интересом к здоровью
населения и комфортности окружающей среды
обитания;
- изменился характер взаимоотношений
ученого и общества. Ученый перестал быть, по
сути, «свободным художником»: большая
стоимость современных исследований вынуждает общество (в лице государства) контролировать и направлять хотя бы часть тех огромных средств, которое оно вкладывает в
развитие науки.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИННОВАЦИОННЫЙ ПУТЬ РАЗВИТИЯ РЕГИОНА
ПОЧЕМУ ЖЕ СЛОЖИЛАСЬ ТАКАЯ
СИТУАЦИЯ В МИРЕ?
Наукоемкость производства, по сути, стала
являться национальным достоянием. Действительно, большинство социологов и экономистов давно считает, что основой капитала и национального богатства является не «прибавочная стоимость», создаваемая рабочим в процессе производства и «отчуждаемая», т.е. отнимаемая у него капиталистом, как утверждает «ортодоксальный» марксизм, а та новая информация,
которая содержится в производимом продукте,
увеличивает его потребительскую стоимость и
снижает его себестоимость. Т.е. основу наблюдающегося во всех странах мира роста богатства
и благосостояния общества составляет не
«сверхэксплуатация трудящихся», а повышение
наукоемкости производства. Для того чтобы
жить хорошо, не надо трудиться от зари до зари,
но необходимо трудиться с умом и создавать все
более «умные» вещи. Именно по этой причине
в развитых странах на долю новых технологий
в настоящее время приходится до 70-75%
прироста ВВП.
США только на экспорте наукоемких
технологий зарабатывают в год около 700 млрд.
долл., Япония порядка 400 млрд. долл.
Доля внутренних затрат на научно-технические исследования и разработки, производимые в странах мира, изменяются в больших
пределах от 3.6 % для Швеции, 2.8% - Финляндии,
Японии и Кореи, 2.7% - Швейцарии, 2.3% Германии и США, 2.0-2.1% - Дании, Нидерландов и Франции, 1.6% - Австралии, Исландии, Бельгии, Норвегии и Великобритании, 1.51.4 Австрии и Ирландия, 1.1-1.0 Чешской
Республики, Новая Зеландия и Италия, 0.8 Испании до 0.5-0.6% для Португалии и Греции.
В этом ряду стран Россия с долей 0.7% находится на 22 месте (Наука…, 1999).
Еще большую долю затрат на НИОКР несут
ведущие фирмы мира. Максимальная, по сути,
фантастическая доля приходится на Microsoft
16.9%(!), восемь фирм, включая Roshe и Ericsson
Telefon, на эти цели расходует более 10% и 25
фирм, такие как Intel, Motorolla, HewlettPackard, Toshiba и Sony, - 4-10% (Савин, 1999).
Все эти обстоятельства, с очевидностью,
«высвечивают» истинную роль фактора «наукоемкости производства». Низкий уровень России
по этому показателю определяется ее крайне
незначительными затратами на проводимые в
нашей стране научно-технические разработки.
Приведенные выше макроэкономические
данные свидетельствуют о том, что затраты на
образование и науку являются самыми эффективными инвестициями в экономику.
Действительно, в развитых странах, например
в США, отдача от высшего образования на 1015% превышает показатели прибыльности
большинства фирм. Поэтому нельзя рассматривать вложения в образование только как
расходную статью бюджета. Образование - это
новые рабочие места, более высокая зарплата
и, как следствие, большие налоги. Близкая ситуация имеет место и в некоторых развивающихся странах. Например, выходцы из Индии
составляют ныне 36% сотрудников Microsoft,
32% сотрудников НАСА и 12% сотрудников
Intel. А объем экспортных продаж Индией
продуктов и услуг в области информационных
технологий, в котором занято 250 тыс. чел.,
достиг 4 млрд. долл. с перспективой его повышения к 2008 г. до 50 млрд. долл.
РОССИЯ
По оценкам американских экспертов,
Россия уже потеряла от утечки мозгов за рубеж
более 200 млрд. долл. По прогнозам Комиссии
по образованию Совета Европы, убытки нашей
страны от этого процесса должны составлять 5060 млрд. долл. в год, а по более скромным
подсчетам отечественных чиновников, с отъездом каждого специалиста Россия теряет в
среднем 300 тыс. долл. С. Капица подсчитал, что
только МФТИ экспортировал специалистов на
1.5 млрд. долл. Справедливости ради следует
отметить, что заметные потери от утечки умов
за океан несут и европейские партнеры США.
В России из выпущенного в 1997 г. 1 тыс.
новых типов машин, оборудования, аппаратов
и приборов 78% отнесены к абсолютно новым
образцам, однако подавляющая их часть (75%)
не имела сертификата качества и безопасности.
А о соответствии их жестким требованиям
экологии и вовсе говорить не приходится.
Мало кто из отечественных производителей
при создании новой продукции задумывается о
технологиях утилизации отходов производства,
а тем более о технологиях утилизации продукции. Таким образом, вкладывая средства в новую технику, мы создаем только единичные
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
11
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВИКУЛИН
образцы или, в лучшем случае, опытные серии
продукции, которая заведомо не соответствует
требованиям современного рынка высокотехнологичной продукции.
Инновационная деятельность реального
сектора отечественной экономики крайне
низка. Всего 5% промышленных предприятий
осуществляют разработку и внедрение технологических инноваций. По различным оценкам, в России используются 8-10% инновационных проектов, в то время как в Японии 95,
в США 62%. Только одно из 500 запатентованных в России изобретений находит применение в промышленности. Отставание отечественной науки самым плачевным образом
сказывается на конкурентной способности
отечественной продукции. Хотя на долю России
приходится более 10% всех ученых мира, а по
инновационному потенциалу Россия находится
в первой десятке государств, средняя ее доля на
мировом рынке наукоемкой продукции не
превышает 0.3% от его объема, в то время как
доля США составляет 36%, Японии 30%.
ИННОВАЦИОННЫЙ ПРОЦЕСС В
РОССИИ
«Сырьевая» экономика, которая сейчас доминирует в нашей стране, завела Россию в
тупик и методично превращает ее в сырьевой
придаток развитых стан. «Сырьевая» экономика
это экономика бедности, экономика, которая не
мотивирует развитие науки, техники, технологии, образования. Этот тип экономики отупляет
нацию, ибо не востребует ум, талант, творчество, человеческий капитал людей (Шукшунов,
Павленко, Нырков, 2004).
1989 год… Изменения в бывшем СССР
происходят буквально на глазах. Меняется все!
Становилось ясно, что высшая школа страны не подготовлена к переходу на настоящий
хозрасчет, к формированию малого предпринимательства, не готова была и экономика страны. Вузы, за редким исключением, не могли
производить готовую продукцию, они по-прежнему, писали многотомные отчеты, доказывали
всем, что у них есть разработки, которые, если
их внедрить, то наша промышленность оставит
далеко позади и Японию, и США, и Германию.
Ученые высшей школы, тем более ученые
Академии наук, заблуждались. Возможно, они
даже не представляли, что путь от макета изделия до готовой продукции, которая коренным
12
образом изменяет технологию и производство
на предприятии, дистанция огромного размера,
к тому же этот путь очень дорогостоящий.
Инновация (нововведение) конечный результат творческого труда, получивший воплощение
в виде реализованного на рынке и используемого в практической деятельности инновационного продукта. Инновация конечный
результат, а не идея!
К 1990 году в мире насчитывалось более 300
технопарков, в том числе в США около 150;
накопился большой опыт в их развитии и
использовании для поддержки малого наукоемкого предпринимательства. Высшая школа
тогда сделала свой выбор при наиболее продвинутых университетах страны необходимо
создавать и развивать отечественные технопарки (Шукшунов, 2000).
Предпринимательство, по определению,
дело рискованное. Научное же предпринимательство - дело рискованное в особой степени.
Проблемы, с которыми сталкивается отечественный ученый, пытающийся на практике
реализовать результаты своих исследований,
проанализированы в работе (Зелепко, 1999).
Прежде всего, отмечается, что российские ученые, как правило, плохо, а то и совсем не представляют, как функционирует мировой рынок
технологий. Вместо поиска деловых партнеров,
они ищут «спонсоров», которые бы им дали
деньги на реализацию их «гениальной» идеи или
разработки. Но под туманные перспективы
денег никто не дает. Поэтому нужны не спонсоры, а деловые компаньоны. За рубежом
разработчики или фирмы, владельцы проектов,
желающие найти партнера, обращаются к
специалисту технологическому брокеру или
промоутеру, который занимается созданием
совместных предприятий. Если разработка
заинтересует, и он возьмется довести ее до
серийного производства а таких по статистике
1 на 1000, - то, в конце концов, автор разработки
будет иметь не более 10% от полученной
прибыли. Это азбука, давно известная во всем
мире. Требовать же половину может только тот,
кто не понимает законов рынка и думает, что
там ждут, не дождутся его детища. Ничего
подобного. Рынок сопротивляется всему новому. Не случайно российские предприниматели,
пытающиеся проникнуть на него, утверждают,
что легче придумать любую новинку, чем ее
продать. На рынке идет обмен знаний на деньги.
Здесь все имеет свою цену. «Раскрутка» проекта
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИННОВАЦИОННЫЙ ПУТЬ РАЗВИТИЯ РЕГИОНА
требует очень больших сумм, но платит их не
автор, а его компаньон, который может запросто потерять свои миллионы: завоевание каждого
0.1% мирового рынка требует затрат порядка 2
млрд. долл.
Мировой опыт убедительно показал, что
технопарки блестяще выполняют функции
структуры, соединяющей научные исследования, инновационную деятельность и рынок
нововведений в научно-технической сфере. В
современных условиях они способствуют интеграции образования, науки, производства, власти
и потребителей в интересах социально-экономического развития регионов и страны в целом.
Что очень важно: профессиональных людей,
находящихся у самого «порога» университета,
научного центра или крупного промышленного
предприятия, технопарк как бы «втягивает» их
в более масштабное решение проблем социально-экономического и технологического
развития регионов, нацеливает их деятельность
не только на получение новых знаний и технологий, но и на их коммерческое использование. Это существенно меняет психологию
ученых, они, оставаясь владельцами своей
интеллектуальной собственности, активно
используют ее для решения таких, например,
задач как структурная перестройка и зарождение новых отраслей промышленности в
регионах, грамотная конверсия; ученые и
специалисты привыкают жить не только проблемами университета или предприятия, но и
проблемами города, региона, страны (Шукшунов, 2000 б).
Инновационная деятельность в ее современном понимании в России начала, по сути,
организовываться с «нуля» в начале 90-х гг.
прошлого века. Первый технопарк в России был
создан в 1990 г. в г. Томске. Согласно Справочника (Информационный…, 1997), уже в 1997 г.
членами российской Ассоциации «Технопарк»
состояли 43 технопарка, 23 Высших учебных
заведения, инновационных центров и фондов
в России, 15 Высших учебных заведений республик бывшего СССР и 10 Ассоциаций научных парков США, Великобритании, Канады,
Германии и других государств.
По данным директора Тверского Инно
Центра Е.А. Лурье (Лурье, 2005), основными к
настоящему моменту являются следующие
модели инновационного развития, уже сложившиеся в современной России:
- Томская базовая модель территории
инновационного развития;
- Московская (областная) модель территории инновационного развития (пилотный
проект);
- Нижегородская (окружная) модель территории инновационного развития;
- Верхневолжская модель территории инновационного развития региона;
- Зеленоградская зона инновационного
развития «Технологическая деревня»;
- Карельский инновационный полигон;
- Красноярская городская зона научнотехнического развития;
- Пензенская зона социально-экономического развития сельского округа;
- Саратовская модель региональной инновационной системы;
- Уральская модель территории инновационного развития (Свердловская область).
По данным администрации Томской области (Зинченко, Мельченко, 2004), экономика
инноваций в Томской области неуклонно набирает «вес» (таблица). Если доля прироста ВВП
Томской области за счет внедрения новых технологий в 2003 г. составляла около 15%, то к
2010 г. она должна будет составить уже около
половины.
Экономика инноваций Томской области
Здесь V – ВВП Томской области, Vinn – ее инновационный потенциал.
Как видим, в пределах России инновационное движение за последние 15 лет набрало
весьма внушительные обороты, и «инновационный поезд» уже начал набирать скорость: указатель литературы по инновационной деятельности, осуществляемой только в Сибири и на
Дальнем Востоке, насчитывает около 600 наименований (Инновационная…, 2004).
ДАЛЬНИЙ ВОСТОК РОССИИ
В пределах Дальнего Востока России в
сентябре 2004 г. создан Совет по научно-технической и инновационной политике при
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
13
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВИКУЛИН
Полномочном представителе Президента РФ в
Дальневосточном федеральном округе (ДВФО),
призванный способствовать скорейшему внедрению наукоемких технологий в регионе. И это
не случайно, так как в пределах Дальнего
Востока России сосредоточен колоссальный
научно-технический потенциал. По данным
Председателя ДВО РАН академика В.И. Сергиенко (Сергиенко, 2004), ДВФО обладает следующим научно-технический потенциалом: 32
научных учреждения ДВО РАН, 25 отраслевых
НИИ, 50 специализированных КБ, 4 института
РАСХН, 3 института РАМН, 1 учреждение
РААСН, 39 государственных ВУЗов, более 20
филиалов ведущих ВУЗов страны, 22 негосударственных ВУЗа, более 30000 сотрудников
НИИ и ВУЗов, более 800 докторов наук, более
4000 кандидатов наук, ежегодно выходит в свет
более 5000 научных публикаций и более 350
патентов.
По представлениям В.И. Сергиенко и Ю.Н.
Кульчина (Сергиенко, Кульчин, 2004), стратегическими задачами созданного Совета ДВФО
должны являться:
- анализ и координация научно-технической и инновационной деятельности в ДВФО;
- стратегическое планирование научнотехнической и инновационной деятельности в
ДВФО;
- определение приоритетов научно-технической и инновационной деятельности в ДВФО;
- определение задач, тематики и сроков
конкурсов по научно-техническим и инновационным программам, в том числе и по программе «Старт»;
- разработка стратегии по созданию благоприятного инвестиционного климата в ДВФО.
Ю.Н. Кульчиным (Сергиенко, Кульчин,
2004) в качестве проекта, в рамках которого
можно было бы пытаться реализовать практически весь Дальневосточный научно-технический потенциал, был предложен Пилотный Межрегиональный мегапроект «Морской
биотехнопарк». В основе проекта заложена идея,
которая «пронизывает» все регионы Дальнего
Востока России: биологические ресурсы Мирового океана являются одним из важнейших
источников питания человечества. Важность и
социально-экономическая направленность этой
основополагающей идеи проекта заключается
в том, что в настоящее время около 20% всех потребляемых в пищу животных белков имеют
водное происхождение.
14
Задачи, которые могли бы быть решены в
рамках такого проекта, поистине грандиозны:
- агропромышленное освоение биологических ресурсов шельфа Дальневосточных морей;
- создание в ДВФО новой промышленной
отрасли по рациональному культивированию,
использованию, воспроизводству, добыче и глубокой переработке биологических ресурсов
шельфа дальневосточных морей, основанных
на новейших научных достижениях ученых
ДВФО и рациональном использовании его
научного, инвестиционного и промышленного
потенциалов.
Решение проблемы авторами проекта видится в развитии в субъектах федерации ДВФО
системы малых предприятий, использующих
разработанные учеными ДВФО технологии
добычи и искусственного выращивания марикультур и производства продуктов питания из
морепродуктов. Проблемы инновационной деятельности на Дальнем Востоке постоянно
освящаются (см., например, Маркетинг…, 2003).
Как видим, и Дальневосточный регион в
целом, вслед за сложившимися центрами России, уже находится в стадии разбега и готовится
«вскочить» на ступеньку набирающего скорость
«инновационного поезда».
КАМЧАТКА
Начало инновационной деятельности на
Камчатке было положено, очевидно, несколько
запоздавшим Распоряжением администрации
Камчатской области от 26.04.1999 за № 193-Р,
которым была создана рабочая группа «по
разработке областной инновационной программы». Дело двигалось явно медленно. Причин
тому много. О них можно судить по образному
описанию, составленному советником губернатора по науке А.А. Алискеровым в 2000 г.
(Алискеров, 2005, с. 148-161): «Экономическое
и социальное положение Камчатской области
характеризуется противоречивыми тенденциями, сочетающими некоторые, в целом
обнадеживающие, явления рыночной экономики с крайне тревожным состоянием ключевых отраслей, а также нарастанием деградации камчатской научно-технической сферы.
Положение науки в обществе, количество вложенных в нее средств сегодня определяют объем
внедряемых в промышленность наукоемких
технологий, который является решающим
показателем эффективности материального
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИННОВАЦИОННЫЙ ПУТЬ РАЗВИТИЯ РЕГИОНА
производства. Однако, похоже, что, рассматривая этот вопрос, мы забыли о тех социальноэкономических изменениях, которые произошли в нашей стране. При проведении реформ
сфера науки и техники оказалась одной из тех
отраслей, где последствия перехода к рынку носили наиболее деструктивный характер».
Об инновационном потенциале Камчатки в
настоящее время мы вполне определенно
можем судить на основании следующих данных.
С одной стороны, Камчатская область
располагает большими общественно-политическими, географо-экономическими и ресурсными условиями, большим научным и образовательным потенциалом, включающим академические институты Камчатского научного
центра ДВО РАН, университеты, другие высшие
учебные учреждения и значительное количество
промышленных предприятий, имеющих достаточно широкий спектр своей научно-образовательной и производственной деятельности
(Алискеров и др., 2002).
С другой - российские и международные
конкурсы последних лет убедительно показали:
на Камчатке действительно имеется значительный инновационный потенциал. Участвуя в
таких конкурсах, в последние годы в общей
сложности камчатские ученые и инженеры
получили более двух десятков медалей разного
достоинства. Только на двух последних международных Салонах инновационных проектов в
Москве камчатские участники получили 18
медалей, в том числе 10 золотых и 6 серебряных.
Процесс создания Технопарка явно ускорился после выхода в свет Постановления губернатора Камчатской области от 28.12.2001 г.
за № 423 «Об образовании Совета по образованию и науке при губернаторе Камчатской
области и об утверждении положения о нем». В
повестку дня уже второго заседания Совета,
проходившего 18 апреля 2002 г., включается
вопрос «Утверждение рекомендаций, выработанных секцией высшего образования и науки
по вопросу создания инновационно-технологического центра «Камчатский Технопарк»
(ИТЦ КТП)» и принимается решение «Поддержать инициативу создания ИТЦ КТП в Камчатской области» (Бюллетень…, 2003).
В результате, Камчатский государственный
педагогический университет взял твердый курс
на создание инновационной структуры Технопарка, основной целью которого является создание условий, благоприятствующих доведе-
нию научных разработок до товаров, услуг или
технологий. Приказом ректора КГПУ такой
Технопарк создан в сентябре 2004 г. В апреле
месяце 2005 г. Инновационно-технологический
центр Кам-чатский Технопарк зарегистрирован
в качестве юридического лица.
В феврале 2005 г. в КПГУ с успехом прошла
региональная конференция «Вузовская наука региону». Конференция была представлена
29 секциями, 5 круглыми столами, 2 мастерклассами. В ходе конференции было заслушано
240 докладов по широкой тематике. В работе
конференции приняли участие сотрудники из
33 организаций и учреждений, расположенных как на Камчатке, так и в 16 городах Дальнего Востока и России. Флагом конференции,
несомненно, были вопросы инновационного
развития!
28 апреля 2005 года по инициативе Технопарка КГПУ при поддержке администрации
г. Петропавловска-Камчатского прошел научно-практический семинар «Место и роль города
Петропавловска-Камчатского в инновационном развитии Камчатского региона».
Цель семинара: анализ результатов и перспектив инновационного развития г. Петропавловска-Камчатского.
Основные направления работы семинара:
- оценка уровня использования научнотехнического потенциала ведущих отраслей
Камчатки;
- анализ перспективных направлений
инновационного развития г. ПетропавловскаКамчатского;
- анализ организационно-экономических
проблем повышения эффективности инновационной деятельности в г. ПетропавловскеКамчатском;
- формирование стратегии инновационного развития г. Петропавловска-Камчатского.
В ходе семинара было заслушано 14 сообщений, представленных ведущими сотрудниками научно-исследовательских институтов
г. Петропавловска-Камчатского и других регионов России, Камчатского государственного
педагогического университета, городской и областной администраций и предпринимателями
города. В докладах были затронуты важные для
города и региона темы, касающиеся экологической (продукты питания) и природной
(сейсмической, цунами, вулканической и тектонической) опасности для населения, широкого спектра перспективных инновационных
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
15
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВИКУЛИН
технологий, включая рыбохозяйствование,
произ-водство биологически активных веществ,
соз-дание энергоавтономных поселков и др.
Семинар подтвердил высокий уровень разработанных в регионе инновационных проектов, что, несомненно, определяется активным
участием научно-исследовательских институтов
ДВО РАН и ВУЗов региона и их многолетним
плодотворным сотрудничеством с коллегами
других регионов России и зарубежья.
Семинар отметил определяющую роль
интеллектуального, научного, экономического,
социального, инфраструктурного, финансового
потенциала г. Петропавловска-Камчатского в
социально-экономическом комплексе Камчатской области и считает, что возможности
этого потенциала в настоящее время используются явно недостаточно.
Как видим, Камчатский регион серьезно
готовится к тому, чтобы своевременно успеть
вскочить на подножку «инновационного поезда» России. Пожелаем удачи всем участникам
инновационного движения на Камчатке, сплотившимся вокруг Камчатского Технопарка КГПУ!
Список литературы
Алискеров А.А. Камчатка: наука, природопользование, политика. Петропавловск-Камчатский. КГПУ, 2005. 380 с.
Алискеров А.А., Весна Е.Б., Иванов Б.В.
Возможности и перспективы государственной
инновационной политики в Камчатской области. Петропавловск-Камчатский: КГПУ,
2002. 177 с.
Арутюнов В.С., Стрекова Л.Н. Социологические основы научной деятельности. М.:
Наука, 2003. 300 с.
Бюллетень Совета по образованию. Петропавловск-Камчатский. Совет по образованию и
науки при губернаторе Камчатской области,
2003. № 1. 66 с.
Инновационная деятельность: проблемы и
перспективы. Новосибирск: СО РАН, 2004. 63 с.
Информационный справочник по технопаркам Российской Федерации. М.: Ассоциация «Технопарк», 1997. 72 с.
Зинченко В.И., Мельченко С.В. Региональная
инновационная система в Томской области.
Хабаровск. 2004 // Совещание у Полномочного
представителя Президента РФ в ДВФО 20
сентября 2004 г.
16
Злепко Г. П. Как превратить идею в товар //
Поиск. 1999. № 49. С. 5.
Лурье Е.А. Территории инновационного
развития и базовые модели новой экономики
регионов. Петропавловск-Камчатский: КГПУ.
2005. Межвузовская региональная конференция.
Маркетинг и презентация технологии. Информационно-методические материалы / Отв.
ред Сергиенко В.И. Владивосток: Дальнаука,
2003. 22 с.
Наука России в цифрах // М.: Госкомстат
России. ЦИСН, 2001. 35 с.
Савин В.А. Наукоемкость и наукоотдача //
НГ-Наука. (Прил. к «Независимой газете»).
1999. № 4.
Сергиенко В.И. Научно-инновационный
потенциал Дальневосточного федерального округа. Хабаровск. 2004 // Совещание у Полномочного представителя Президента РФ в ДВФО
20 сентября 2004 г.
Сергиенко В.И., Кульчин Ю.Н. Проблемы и
перспективы формирования инновационной
инфраструктуры в ДВФО. Хабаровск. 2004. Совещание у Полномочного представителя Президента РФ в ДВФО 20 сентября 2004 г.
Шукшунов В.Е. История, итоги, проблемы и
перспективы развития технопарков в России.
М.: Ассоциация «Технопарк». 2000 а. 34 с.
Шукшунов В.Е. Университетские технопарки: идеи, назначение, роль и место в развитии инновационной деятельности. М.: Ассоциация «Технопарк», 2000 б. 40 с.
Шукшунов В.Е., Павленко А.В., Нырков Е.А.
Концептуальные основы построения инновационной системы высшей школы. Новочеркасск: ЮРГТУ. 2004. 46 с.
А.В. ВИКУЛИН,
д.ф.-м.н., гнс ИВиС ДВО РАН,
проф. КГПУ, руководитель Технопарка КГПУ
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ÂÅÑÒÍÈÊ ÊÐÀÓÍÖ. ÑÅÐÈß ÍÀÓÊÈ Î ÇÅÌËÅ. 2005. ¹ 5
Актуальные проблемы
УДК 550.344.42
ЭКСПЕДИЦИЯ ПО ИССЛЕДОВАНИЮ ПОСЛЕДСТВИЙ ЦУНАМИ
26 ДЕКАБРЯ 2004 ГОДА В СЕВЕРНОЙ ЧАСТИ СУМАТРЫ
И НА БЛИЗЛЕЖАЩИХ ОСТРОВАХ
© 2005 В.К. Гусяков1, Т.К. Пинегина2, В.А. Салтыков3,4
1
Институт вычислительной математики и математической геофизики СО РАН, Новосибирск, 630090;
2
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, 683006;
3
Камчатский филиал Геофизической Службы РАН, Петропавловск Камчатский, 683006;
4
Камчатский государственный педагогический университет, Петропавловск-Камчатский, 683032.
Адрес для переписки: 683006, Петропавловск-Камчатский, бул. Пийпа, 9, Институт вулканологии и
сейсмологии, e-mail: pinegtk@kcs.iks.ru.
После катастрофического землетрясения 26 декабря 2005 г с магнитудой 9.0 в Юго-Восточной
Азии в районы, попавшие под действие цунами, оперативно были направлены научные экспедиции. Их цель комплексная оценка последствий цунами. Представлены материалы международной экспедиции ЮНЕСКО на северную Суматру и близлежащие острова.
ВВЕДЕНИЕ
Землетрясения с магнитудой более 8 возникают на Земле в среднем один раз в год, поэтому
наблюдавшуюся в конце 2004 начале 2005
вспышку сейсмичности на восточной окраине
Индо-Австралийской плиты следует рассматривать как экстраординарное явление. Первое в
этой цепочке сильнейших землетрясений
зарегистрировано около о. Маккуори (между
Австралией и Антарктидой) 23 декабря 2004 г.
Землетрясение с магнитудой Mw=8.1 произошло
на стыке Тихоокеанской и Индо-Австралийской плит в 14:59 (UTC), координаты гипоцентра: широта j=50.14° ю.ш., долгота l=160.36°
в.д., глубина h=10 км (http://neic.usgs.gov/neis/
eq_depot/2004/eq_041223/). Это землетрясение
стало сильнейшим на планете за последние
несколько лет, однако прошло практически
незамеченным в силу удаленности от населенных мест, отсутствия разрушений и цунами.
Всего через три дня в северо-восточной части
Индийского океана произошло землетрясение,
которое не просто стало сильнейшим на Земле
за 40 лет, но по своим последствиям, а именно
человеческим жертвам, стало величайшим
стихийным бедствием за последние несколько
веков.
Суматро-Андоманское землетрясение произошло 26 декабря 2004 г. в 00:58 (UTC) и имело
моментную магнитуду M w=9.0 (http://www.
seismology.harvard.edu/CMTsearch.html). Таким
образом, по своей энергии это событие разделило 4-5 места с Камчатским землетрясением
1952 г. в рейтинге сильнейших землетрясений
планеты с 1900 г. Инструментальный гипоцентр
располагался в точке с координатами j=3.30°
с.ш., l=95.96° в.д., h=30 км (http://neic.usgs.gov/
neis/eq_depot/2004/eq_041226/), к западу от
севера о-ва Суматра. Однако следует иметь в
виду, что очаг землетрясения имел протяженность более тысячи километров и в поперечнике
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГУСЯКОВ И ДР.
Рис. 1. Карта территории, оказавшейся под воздействием катастрофических землетрясений.
несколько сотен километров (рис. 1). Механизм
землетрясения надвиг с углом наклона сместителя 8°. Землетрясение ощущалось на севере
острова Суматра (Индонезия) интенсивностью
IX баллов - г. Банда-Ачех, VIII баллов - г. Мелабо,
IV балла - г. Медан; в отдельных частях Бангладеша, Индии, Малайзии, Мальдив, Бирмы,
Сингапура, Шри Ланки, Таиланда - III - V
баллов. Однако основные разрушения и жертвы
связаны не с самим землетрясением, а с сопровождавшим его цунами. Большая часть погибших от землетрясения (общее число жертв 283 100
человек по данным на март 2005 г. (http://neic.usgs.
gov/neis/eq_depot/2004/eq_041226/)) отнесена
именно к цунами, которое обрушилось на побережье не только Индонезии, но и Таиланда,
Индии, Шри Ланки и других стран, вплоть до
Кении и Сомали (рис. 2).
И последним из категории сильнейших
стало землетрясение 28 марта 2005 г. 16:09
(UTC) (магнитуда Mw=8.7, инструментальный
гипоцентр: j=2.07°с.ш., l=97.01° в.д., h=30 км).
Его очаг примкнул с юга к очагу землетрясения
26.XII.2005 г. (http://earthquake.usgs.gov/eqinthenews/
2005/usweax/) (рис.1). Цунами от этого землетрясения не было таким сильным как предыдущее, но здесь возникли тяжелые последствия,
вызванные непосредственно сейсмическим воздействием: под завалами погибло более 1000
человек, большие разрушения произошли на
островах Ниас и Симелу, уже пострадавших от
цунами 26 декабря 2004 г.
В данной работе мы хотим остановиться на
первых результатах экспедиции под эгидой
ЮНЕСКО, которая проводилась в январе 2005 г.,
в период между двумя разрушительными землетрясениями, на северо-западе Индонезии с
целью оценки последствий катастрофического
цунами 26.XII.2004 г.
ОРГАНИЗАЦИЯ ЭКСПЕДИЦИИ
Рис. 2. Максимальная высота цунами 26 декабря 2004 г.
при распространении в океане и при подходе к берегу.
Моделирование цунами проведено А. Питанеси
(A. Piatanesi) (Италия) (http://www.ingv.it/%7eroma/
reti/rms/terremoti/estero/indonesia/indonesia.htm).
18
По существующему положению Межправительственной Океанографической Комиссии
ЮНЕСКО (The Intergovernmental Oceanographic
Commission of UNESCO) в течение двух недель
после возникновения цунами в районы его
проявления должны быть направлены экспедиции для обследования последствий и измерения
параметров цунами. Срочность проведения
таких экспедиций обусловлена необходимостью
провести замеры на объектах, следы цунами на
которых могут исчезать достаточно быстро в результате различных причин (начиная с тропических ливней и заканчивая новыми стихийными бедствиями, что и произошло в нашем
случае с островами Ниас и Симелу). С другой
стороны, научные изыскания не должны мешать проведению спасательных работ.
От России в экспедицию ЮНЕСКО вошла
группа из четырех ученых: руководитель д.ф.-м.н.
В.К. Гусяков (ИВМиМГ СО РАН, г. Новоси-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЭКСПЕДИЦИЯ ПО ИССЛЕДОВАНИЮ ПОСЛЕДСТВИЙ ЦУНАМИ
Рис. 3. Наша команда. Слева направо: В. Кингко, В.К. Гусяков, В.А. Чернобров, Т.К. Пинегина,
В.А. Салтыков, Д.К. Истиянто.
бирск), к.г.н. Т.К. Пинегина (ИВиС ДВО РАН
г. Петропавловск-Камчатский), к.ф.-м.н. В.А. Салтыков (КФ ГС РАН, г. Петропавловск-Камчатский), В.А. Чернобров (Фонд «Космопоиск»,
г. Москва) (рис. 3). Кроме нашей группы в
экспедиции ЮНЕСКО на северо-западе Индонезии приняли участие ученые из Турции и
США. В этом же районе предполагала рабо-
тать еще одна группа из России (руководитель
В.М. Кайстренко, Институт морской геологии
и геофизики ДВО РАН) и японская группа. Со
стороны Индонезии активное участие в организации и проведении объединенной международной экспедиции по исследованию цунами
приняли Министерство рыболовства и судоходства (Ministry of Fisheries and Marine Affairs)
и Метеорологическое и Геофизическое Агентство (Meteorological and Geophysical Agency).
Именно благодаря координации усилий удалось
в течение достаточно короткого времени охватить исследованиями максимально большую
территорию.
На организационном семинаре в Джакарте
для нашей группы, куда были включены двое
индонезийских ученых Динар Катур Истиянто
(Dinar Catur Istiyanto) и Виджо Кингко (Widjo
Kingko), были определены следующие объекты
исследования (рис.4): остров Ниас , города
Сиболга, Сигли, Банда Ачех и их окрестности.
Другие группы должны были исследовать о. Симелу (ближайшая к очагу суша), города Мелабо,
Медан, Банда Ачех. Таким образом, с учетом
Рис. 4. Карта западной части Индонезии с отмеченными районами исследований.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГУСЯКОВ И ДР.
доступности (так как во многих местах были
разрушены дороги и мосты), были запланированы работы во всей зоне, где цунами
проявилось достаточно ярко.
Результаты работ будут занесены в базы
данных и будут доступны ученым, специализирующимся по проблемам цунами как фундаментального, так и прикладного характера, в
частности, при решении задач цунамибезопасности.
РЕЗУЛЬТАТЫ РАБОТЫ
Город СИБОЛГА. Город Сиболга находится
примерно в 400 км к югу от эпицентральной зоны.
Землетрясение в Сиболге, а также в соседних городах Барусе и Пасарсоркаме ощущалось
слабо. Сиболга располагается в восточной части
залива Телук Тапанули. Широкий и пологий
шельф протянулся здесь свыше чем на 70 км.
Глубины на большей части шельфа не превышают 50 м, встречаются обширные мели и небольшие острова. Вдоль побережья западной
Суматры на расстоянии 100-140 км вытянулась
цепочка крупных островов. С севера на юг расположены Симелу, Ниас, Танахбала, Сиберут,
Сипура, Пагаи, Селатан (последние четыре
образуют острова Ментавайи). Таким образом,
острова и широкий мелкий шельф в некоторой
мере защищают западное побережье Суматры
от прямого воздействия цунами.
Пасарсоркам находится в 20 км к северу от
Сиболги, Барус находится в 30 км к северу от
Пасарсоркама. Побережье вдоль всего обследованного участка (свыше 60 км) представляет
собой низкую морскую аккумулятивную террасу высотой 1.5-3 м над уровнем моря. Современный береговой вал обычно причленен к
морской террасе, древние валы почти везде
отсутствуют. В целом, геоморфологическое
строение берега свидетельствует о преобладании отрицательных тектонических движений
в голоцене.
По словам очевидцев, в течение нескольких
часов после землетрясения море в районе
Сиболги Пасарсоркама Баруса было спокойным. По данным мареографа, находящегося в
пассажирском порту Сиболги, волна цунами
подошла в этот район около 9:40 по местному
времени (временной сдвиг относительно UTC
+7 час.), и ее высота была не более 60 см. В связи
с этим, цунами оказалось практически никем
не замечено. Более высокая волна подошла в
20
Рис. 5. Распределение высот цунами на побережье
западной Суматры в районе городов Барус Сиболга.
12:40, а максимальный уровень воды наблюдался в 14:00 15:00. Цунами проявилось здесь в
виде спокойного подтопления. Во время подтопления не возникло сильных вдольбереговых
и приливных течений: суда и лодки, находившиеся в порту, практически не пострадали и не
были сорваны с якорей. Сначала уровень моря
медленно опустился примерно на 2 м, многие
суда при этом легли на борт, затем уровень моря
так же медленно поднялся до отметки 1.5 - 1.7 м.
Высота воды при подтоплении на берегу составила 0.5 - 1.0 м (рис.5).
Остров НИАС. Остров Ниас самый крупный из островов архипелага, протянувшегося
вдоль западной Суматры. Ниас расположен
более чем в 100 км в западу от Суматры, его
наибольшая протяженность с севера на юг 112
км, с запада на восток 40 км. Шельф с западной
стороны острова довольно узкий (7-20 км),
уступ крутой, резко опускается до глубин 5000 м.
Первая волна цунами подошла к острову
примерно через полтора часа. Всего, по словам
очевидцев, было 3-4 волны. Во время цунами
на острове погибло 178 человек, так как большинство населения покинуло прибрежные
участки и спаслось на холмах.
Наиболее всего от цунами пострадали
деревни Сиромбу и Медрехе на западном
побережье острова. Большинство домов здесь
были разрушены. Деревня Медрехе находится
в джунглях, пути эвакуации у населения не
было, люди были вынуждены спасаться на
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЭКСПЕДИЦИЯ ПО ИССЛЕДОВАНИЮ ПОСЛЕДСТВИЙ ЦУНАМИ
Рис. 6. Джунгли на западном побережье о. Ниас. Расстояние до берега около 2 км. На устоявших
деревьях видны следы цунами (нарушение коры, нанесенный мусор) на высоте более 3 м. Следует
отметить, что растительность сильно пострадала и от отравления соленой водой.
пальмах. Во время цунами здесь погибло около
150 человек. Высота цунами по данным наших
измерений составила около 5 м, скорость
потока, судя по вывороченным пальмовым
деревьям и разрушениям построек была очень
высокой (рис. 6). На отдельных участках волна
прошла в глубь берега на 2-2.5 км. На побережье
в районе деревни Медрехе видны следы опускания суши во время землетрясения. Судя по
затопленным корням пальмовых деревьев, а
также по оказавшемуся под водой фундаменту
разрушенной церкви, амплитуда опускания
составила около 1 м.
На севере и юге острова высота цунами не
превышала 3.8 м (рис. 7), здесь так же были
разрушены постройки, но пострадавших было
значительно меньше. На восточном побережье
цунами проявилось в виде медленного подтопления и не превысило 1.5 м.
Город БАНДА АЧЕХ. Северо-западное
побережье Суматры (провинция Ачех) пострадало от цунами в значительно большей степени,
по сравнению с другими регионами ЮгоВосточной Азии. Столица провинции город
Банда Ачех, имевший до катастрофы население
более 300 000 человек, располагался на прибрежной равнине и имел плотную застройку,
что и определило его участь. Непосредственно
от землетрясения в Банда Ачехе было разрушено
всего несколько домов, по-видимому, из-за
низкого качества строительства. В пользу этого
свидетельствует тот факт, что по соседству с
разрушенными зданиями стоят абсолютно не
поврежденные. Можно предположить, что
официальная оценка интенсивности землетрясения в Банда Ачехе (IX баллов) будет пересмотрена в существенно меньшую сторону.
Первая волна подошла спустя 15-20 минут
после землетрясения. Население ничего не
знало о возникновении цунами, поэтому никаРис. 7. Распределение высот цунами на побережье
о. Ниас.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
21
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГУСЯКОВ И ДР.
Рис. 8. Панорамный вид (угол обзора 180°) на зону полного разрушения (г. Банда Ачех). Расстояние до берега
около 3 км.
кие активные действия по самоспасению не
предпринимались. По словам немногих выживших очевидцев, самой высокой была третья
волна. В результате цунами был практически
полностью разрушен г. Банда Ачех и ряд
соседних поселков (рис.8). Здесь погибло около
150 тыс. человек, точное количество не известно.
На момент нашего пребывания в районе, во
многих местах еще не приступали к расчистке
Рис. 9. Местность южнее г. Банда Ачех. Видно
полное уничтожение растительности на склонах
холмов до высоты 15-20 м. По нарушениям коры на
немногих уцелевших деревьях можно судить о высоте
заплесков в данном месте.
22
завалов, в которых все еще находились погибшие. Цунами распространялось с огромной
скоростью, ломая на своем пути стволы деревьев
и постройки. Водой была затоплена суша до
уровня 15-20 м. Высоты отдельных заплесков
(при набегании волны на крутой склон или
преграду), по данным последующих измерений,
превысили 30 м. Максимальная высота заплеска,
замеренная в 15 км к югу от Банда Ачеха,
составила 34.6 м. Высота морской террасы, на
которой стоит Банда Ачех, 3-5 м. Цунами
подошло к городу с двух сторон с севера и с запада, затопив прибрежную полосу шириной в 5
км, а в отдельных местах в 10 км. На расстоянии
в 2-3 км от берега были разрушены и перенесены в глубь берега практически все постройки, обломаны или вырваны из грунта
громадные деревья. Бетонные и каменные
блоки силой волн были раздроблены в крошку.
Потоком с поверхности земли был содран грунт,
в рельефе промыты борозды и каналы, шириной
в 5-10 и глубиной в несколько метров. Склоны
гор до высоты 15-20 м оголились (рис. 9). На
расстоянии 3-5 км от берега поток воды был
настолько сильно нагружен несомым материалом, что представлял собой скорее не
водный, а грязевой поток или лахар. В ходе
землетрясения, побережье севера Суматры
испытало косейсмическое опускание. Локально
прибрежные формы рельефа были размыты и
эродированы цунами. На эти процессы наложились просадки грунтов. Суммарное опускание прибрежной суши по нашим оценкам,
составляет 2-3 м.
Город СИГЛИ. Город Сигли расположен в
70 км к юго-востоку от г. Банда Ачех в дельте
реки на высоте 1.5 м над уровнем моря. Высота
цунами здесь не превышала 4 - 5 м, однако город
пострадал очень сильно. Многие дома разрушены полностью, во многих выбиты стены,
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЭКСПЕДИЦИЯ ПО ИССЛЕДОВАНИЮ ПОСЛЕДСТВИЙ ЦУНАМИ
двери, окна. Город был затоплен на 2 - 3 км в
глубь берега, принесенный с берега мусор и ил
откладывались на удалении 1.0 - 1.5 км от берега,
заполняя улицы и дома. Возле Сигли раньше
существовало множество рыборазводных ферм,
все они также разрушены, искусственные водоемы после цунами были занесены толстым слоем ила и песка.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Цунами, произошедшее 26 декабря 2004 г и
унесшее жизни почти 300 тысяч человек,
явилось не только одним из самых крупных в
истории человечества, но и первым историческим транс-океаническим событием в Индийском океане. Помимо острова Суматра, от
этого события пострадали Таиланд, ШриЛанка, Индия, Мальдивы, Африка (даже там
высота цунами достигала 3-4 м). Несомненно,
что в геологическом прошлом такие события
уже случались, но в настоящее время нет ни-
каких данных о периоде их повторяемости. И
этот пробел необходимо восполнить, что
требует организации дальнейших экспедиций.
Но это дело будущего. Что же касается полевых
работ, проведенных сразу после катастрофы
учеными многих стран в пострадавших районах
Юго-Восточной и Южной Азии, то следует
отметить оперативность организации экспедиций. Полученные в их ходе данные после
детальной обработки будут занесены в научные
базы данных и будут использованы не только
при решении фундаментальных научных проблем, связанных с цунами, но, в первую очередь,
будут полезны при проведении цунамирайонирования и выработке рекомендаций, которые
должны уменьшить риск и последствия таких
природных явлений в будущем.
Обработка полевого материала проводилась
при финансовой поддержке Российского фонда
фундаментальных исследований (грант РФФИ
№03-05-64584)
EXPEDITION FOR ASSESSMENT OF DECEMBER 26, 2005
TSUNAMI CONSEQUENCES IN THE NORTHERN SUMATRA
AND NEIGHBORING ISLANDS
V.K. Gusiakov1, T.K. Pinegina2, V.A. Saltykov3,4
1
Institute of computational mathematics and mathematical geophysics SD RAS, Novosibirsk, 630090;
2
Institute of volcanology and seismology FED RAS, Petropavlovsk-Kamchatsky, 683006;
3
Kamchatkan Branch of Geophysical Survey RAS, Petropavlovsk-Kamchatsky, 683006;
4
Kamchatkan state pedagogical university, Petropavlovsk-Kamchatsky, 683032.
After catastrophic earthquake on December 26, 2005 M=9.0 in the South-Eastern Asia scientific
expeditions were sent to the area which was affected by tsunami. Their purpose was to study complex
assessment of tsunami consequences. This paper presents data and previous results of the international
tsunami survey team of UNESCO to the northern Sumatra and neighboring islands.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
23
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ÂÅÑÒÍÈÊ ÊÐÀÓÍÖ. ÑÅÐÈß ÍÀÓÊÈ Î ÇÅÌËÅ. 2005. ¹ 5
УДК 551.214(265)
КАЧЕСТВЕННАЯ МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ ЦЕПЕЙ ПОДВОДНЫХ ГОР
© 2005 А.П. Седов1, В.В. Матвеенков1, Л.П. Волокитина1, В.А. Рашидов2,
Г.И. Казакевич1, С.В. Лукьянов1
2
1
Институт океанологии РАН, Москва, Нахимовский пр., 36; e-mail: matveenkova@mtu-net.ru
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, бульвар Пийпа, 9;
e-mail: rashidva@kcs.iks.ru
В настоящее время преобладает мнение, что внутриплитовый вулканизм в океане связан с деятельностью «горячих точек». Однако в океане существуют цепи вулканов, возраст магматизма в
которых не укладывается в теорию движения литосферной плиты над фиксированными в
астеносфере «плюмами». К таким структурам можно отнести цепь Магеллановых подводных гор,
входящих в Западную Тихоокеанскую провинцию подводных гор (ЗТППГ). Возраст вулканизма
в ЗТППГ изменяется от 120 млн. лет до 80 млн. лет, причем древние горы одной цепи расположены в ее начале и конце, а молодые - в центральной части структуры. Палеореконструкции показывают, что вулканы ЗТППГ начали формироваться в районе 20° ю. ш., а завершился вулканизм
ЗПТПГ при подходе данного сегмента плиты к экватору. Именно на 20° ю. ш., при движении
литосферной плиты на север по поверхности геоида, происходит максимальное искривление
литосферы. В этом районе расположена Южно-Тихоокеанская Изотопная и Термическая
Аномалия (ЮТИТА). В пределах этой аномалии в настоящее время формируются цепи вулканических островов Французской Полинезии, где современные вулканы соседствуют с подводными горами, имеющими возраст 40-45 млн. лет. Изучение возрастов цепей вулканических
островов Французской Полинезии показывает, что они также не укладываются в теорию «горячей точки». Проведенные авторами оценки жесткости литосферы показывают, что описываемые
вулканические структуры могли сформироваться на глубинных разломах, возникших в
литосфере при ее движении над ЮТИТА. Подобный подход хорошо объясняет все возрастные
и структурные особенности как подводных гор ЗТП, так и вулканических островов Французской
Полинезии.
На дне океана существуют цепи подводных
гор, в которых возраст вулканизма более или
менее закономерно увеличивается по мере
удаления от основного магматического очага.
Наиболее распространенной гипотезой, объясняющей такое изменение возраста, является
гипотеза так называемых «горячих точек», суть
которой сводится к следующему. В мантии
существуют горячие струи, поднимающиеся из
нижней мантии к основанию литосферных плит
и проплавляющие их, в результате чего и возникают внутриплитовые вулканы. Предполагается, что положение этих струй-плюмов как бы
фиксировано по отношению к нижней мантии.
24
По мере движения плиты над такой «горячей
точкой» возникают все новые вулканы, трассируя направление движения плиты. Классическим примером таких структур является
Гавайско-Императорская цепь подводных гор
в северной части Тихого океана. Однако на дне
океана имеются цепи подводных гор, возрастные характеристики которых не укладываются
в упомянутую закономерность. К таковым
можно отнести, например, отдельные цепочки
гор залива Аляска (Матвеенков и др., 2002),
некоторые архипелаги Французской Полинезии в южной части Тихого океана, а также цепь
Магеллановых подводных гор, входящих в
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КАЧЕСТВЕННАЯ МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ ЦЕПЕЙ ПОДВОДНЫХ ГОР
Западную Тихоокеанскую провинцию подводных гор. Для объяснения несоответствия наблюденных в них возрастов гипотезе «горячих
точек» предлагалась, в частности, миграция «горячих точек» относительно друг друга; коротко
живущие «горячие точки», формирующие короткие цепи (механизм формирования очага в
них может быть совершенно иной); необоснованно большое количество «горячих точек»
(более ста); делались ссылки на не совсем точные расчеты полюсов вращения плит. Иногда
возрастные данные просто игнорировались,
хотя были достаточно надежны, но не вписывались в концепцию «горячих точек». Поэтому
недавно было выдвинуто предположение о том,
что, оказывается, не все «горячие точки» обязаны своим происхождением глубинным струям. Утверждают, что основные черты, полученные путем моделирования, присущи лишь семи
«горячим точкам», включая Гавайи и Исландию
(Courtillot et al., 2003). Все же остается неясным
вопрос, по какой причине через несколько млн.
лет (до десятков) происходит повторное извержение на одном и том же конусе? Не находит
убедительного объяснения прерывистость цепей,
их разнонаправленность и другие особенности
подводного вулканизма. Все это дает повод
усомниться в состоятельности гипотезы «горячих точек», обстоятельный критический анализ
которой дан в работе (Сорохтин, Ушаков, 1993).
На примере подводных гор Западной Тихоокеанской провинции и островов Французской
Полинезии рассмотрим механизм образования
подобных структур, не противоречащий фактическому материалу.
ЗАПАДНАЯ ТИХООКЕАНСКАЯ
ПРОВИНЦИЯ ПОДВОДНЫХ ГОР
Западная Тихоокеанская провинция подводных гор (ЗТППГ) включает в себя разбросанные на дне Северо-Западной котловины одиночные Японские горы, вулканотектонические
горы Маркус-Уэйк, цепь Магеллановых подводных гор и подводные и надводные вулканы
Маршалловых о-вов.
Подводные горы Маркус-Уэйк разделяют
Северо-Западную и Восточно-Марианскую
глубоководные котловины. В пределах этой
структуры выделяется несколько вулканотектонических массивов и ряд изолированных вулканических построек (рис. 1). Вулканотектонические массивы представляют собой группы
подводных гор и гайотов, концентрирующихся
вокруг одной или нескольких наиболее крупных
построек, покоящихся часто на едином основании. Рельеф поднятий контрастный; массивы
разделены межгорными равнинами, что обусловило резкие колебания абсолютных отметок
глубин. Для многих подводных вулканов характерно асимметричное строение с субширотным
простиранием длинных осей. Н. Смут (Smoot,
1989) связывает происхождение гор МаркусУэйк с наличием трансформного разлома субширотного простирания, образовавшегося при
движении к западу от рифтовой зоны участка
Тихоокеанской плиты в течение мелового периода. Полагают, что вулканотектоническое
поднятие Маркус-Уэйк возникло в результате
сложного сочетания тектонических дислокаций
как сдвиговых, так и вертикальных, и процессов
наложенного вулканизма (Гайоты…, 1995).
Группа Магеллановых подводных гор расположена в средней части Восточно-Марианской котловины в районе между 100 и 180 с.ш.
и 1500 и 1600 в.д. На севере она граничит с массивом подводных гор Маркус-Уэйк и хребтом
Даттон, который по его географическому положению можно было бы отнести и к Магеллановым горам. На востоке они отделены широкой подводной равниной от вулканической
структуры Маршалловых островов, на западе
цепь Магеллановых гор подходит к Марианскому глубоководному желобу. Глубины дна в
этой части котловины составляют 5500-6000 м.
Магеллановы горы представляют собой протяженную дугообразную систему коротких цепочек подводных гор и гайотов длиной около
1100 км, имеющую в целом северо-западное
простирание. Общее количество подводных
вулканов (без хр. Даттон) превышает 20, при
этом на одном основании иногда находится 3-4
конуса. Высота большинства вулканических
построек составляет 4500-4800 м; глубины
вершин расположены в диапазоне 1200-1400 м.
Кора в пределах рассматриваемого региона
является частью Юрской Зоны Спокойного
Магнитного Поля, расположенной к югу от
японских линеаментов, маркирующих положение спредингового хребта Пасифик-Изанаги
в позднеюрское время (Renkin, Sclater, 1988). Ее
возраст колеблется от 150 до 170 млн. лет и даже
может быть древнее.
Определения абсолютного возраста подводных гор показывают, что наиболее древние
вулканы расположены в начале и в конце цепи
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
25
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
26
!
+
СЕДОВ И ДР.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
$,
&
%
%
%
!"
( 4 5
$
% %
%.
#$
%
-
$ 0%
$/
'(
$ 0 3%
$/
#$ $
1
)
#$ &
$6
*
$
#$ $ 6%
!
%
21
Рис. 1. Основные провинции подводных гор западной и центральной части Тихого океана. 1 - траектории движения подводных гор: 1а - Скриппс;
1б - Сильвания; 1в - Ита Маи Таи ( Матвеенков и др., 1997); 2 - палеоположение гайотов Химу и Хемлер (Smith et al. 1989). На врезке: область ЮжноТихоокеанской Изотопной и Термической Аномалии (ЮТИТА). Точками показано положение «горячих точек» (Staudigel et al., 1991).
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КАЧЕСТВЕННАЯ МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ ЦЕПЕЙ ПОДВОДНЫХ ГОР
Таблица 1. Возраст подводных гор Западной Тихоокеанской провинции.
Горы Маркус-Уэйк
! "#
$
- . #
:;<= >
%
/ 0+ 1
/ 0+ 1
&
/ 0#
/ 0#
CDE
F1 1
/ 0+ 1
/ 0+ 1
/ 0#
/ 0#
G &
<1
H. ((+
- I
,
/
/
/
/
/
/
/
/
J I
-K
PQ$
&+
' $ #
( $ $ $ )
* " +
$
2
1
, $
0#
0#
0#
0#
2
2
/ 0+ 1
/ 0#
2
1
2
/ 0+ 1
/ 0#
2
1
2
34567 68 49
?@ A4 68 49
?@ A4 68 49
34567 68 49
?@ A4 68 49
?@ A4 68 49
?@ A4 68 49
34567 68 49
34567 68 49
?@ A4 68 49
?@ A4 68 49
?@ A4 68 49
?@ A4 68 49
LMNN67O 68 49
/ 0+ 1
/ 0#
2
1
2
LMNN67O 68 49
3A 8S 68 49
?@ A4 68 49
3A 8S 68 49
?@ A4 68 49
LMNN67O 68 49
0+
0+
0+
0+
1
1
1
1
2
1
1
2
2
1
1
2
2
2
1
B
B
B
B
Магеллановы подводные горы
R
$ P &
R$ $
G &
<1
*
$ T
/
/
/
/
/
U
/ 0+ 1
/ 0#
2
1
2
LMNN67O 68 49
G . TT
/ 0+ 1
/ 0#
2
1
2
LMNN67O 68 49
'UV!
/ 0+ 1
/ 0#
2
1
2
LMNN67O 68 49
/ 0+ 1
/ 0#
2
1
/
/
/
/
/
/
/
/
/
/
/
/
/
/
/
/
/
/
/
/
/
/
'
*
-
$
W
0 1
H$# * >X
!$$
.
,
$ $
[ .TTT\
, .
H ^#
)\
_ .
X #$ .
, .$ $(
,
^$
,> X
0+
0+
0+
0+
0+
1
1
1
1
1
/
/
/
/
/
1
0#
0#
0#
0#
0#
2
1
2
2
1
2
2
1
2
7
0+
0+
0+
0+
0+
0+
0+
0+
0+
0+
0+
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
0#
0#
0#
0#
0#
0#
0#
0#
0#
0#
0#
% 8 #%
2
+
2
2
2
2
2
`
2
2
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
LMNN67O 68 49
3
2
2
2
2
2
2
2
Y ZM9 68 49
LMNN67O 68 49
Y ZM9 68 49
<4] O 68 49
Y ZM9 68 49
LMNN67O 68 49
a4bc 68 49
Y ZM9 68 49
Y ZM9 68 49
a67567O6
a67567O6
Примечание. * - русский синоним – Дальморгео по (Рашидов и др., 2003); ** - русский синоним – Находка
(Рашидов и др., 2003); *** - новое название - Водэн-копакут; § - возможно несколько фаз вулканизма.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
27
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
28
3 $:
,
-
%##
6%
/
6
СЕДОВ И ДР.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
$ -% 2
4
%
%9
%
Рис. 2. Подводные горы Западной Тихоокеанской провинции подводных гор. 1 - подводные горы с возрастом моложе 80 млн. лет; 2 - подводные горы с
возрастом от 81 до 90 млн. лет; 3 - подводные горы с возрастом от 91 до 100 млн. лет; 4 - подводные горы с возрастом от 101 до 110 млн. лет; 5 - подводные
горы с возрастом старше 110 млн. лет; 6 - предполагаемые разломы оси вулканических цепей; 7 - трансформные разломы; 8 - магнитные аномалии.
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КАЧЕСТВЕННАЯ МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ ЦЕПЕЙ ПОДВОДНЫХ ГОР
(табл. 1, рис. 2). Их возраст практически одинаков, а расстояние между ними составляет
примерно 1000 км.
Наиболее распространенной точкой зрения
на происхождение Магеллановых подводных
гор является предположение о вулканизме «горячих точек» (Koppers et al., 1998; Smith et al.,
1989). Однако распределение возрастов в пределах цепи (Рашидов и др., 2003) не позволяет
использовать эту гипотезу (табл. 1, рис. 2).
Кроме того, здесь был обнаружен вулкан с повторным проявлением вулканизма: основание
гайота Влиндер (Дальморгео по (Рашидов и др.,
2003)) сформировалось за 4 - 7 млн. лет до начала
здесь главной щитовой стадии вулканизма и не
может иметь отношения к вулканизму «горячих
точек» в буквальном смысле. А неэродированный постэрозионный вулканический конус на
выровненной вершинной поверхности этого
гайота был сформирован, по крайней мере,
через 20-30 млн. лет после погружения. Возраст
гайота Ита Маи Таи оказался на 34-36 млн. лет
старше, чем можно было бы ожидать, исходя из
модели «горячей точки» (Koppers et al., 1998,
2003). Для объяснения этих несоответствий А.П.
Копперс с соавторами (Koppers et al., 1998, 2003)
полагают, что гайоты Влиндер и Ита Маи Таи
возникли из какого-то другого магматического
источника помимо «горячей точки», однако
полностью отказаться от этой гипотезы «горячих точек» они не смогли.
Имеется еще геодинамическая модель,
согласно которой решающую роль в формировании Магеллановых гор играли сдвиговые
дислокации в условиях меридионального
сжатия океанической коры (Уткин и др., 2004).
Одним из подходов к объяснению механизма образования структур, аналогичных гайотам
Магеллановых гор, может быть мембранная
тектоника, учитывающая изменение напряжений в движущейся литосферной плите, обусловленное переменной кривизной поверхности Земли. При длительном перемещении
плиты из высоких широт в низкие или, наоборот, в ней происходит многократное накопление и разгрузка напряжений. При этом может
произойти как повторное извержение на уже
сформировавшемся ранее вулканическом
конусе, так и образование нового, более молодого вулкана между двумя, сформированными
ранее. В обоих случаях возрастные характеристики подводных вулканов не будут укладываться в концепцию «горячих точек». Подобную
ситуацию мы и наблюдаем в пределах цепей
подводных гор ЗТППГ. При переходе через
экватор напряжения в литосфере меняют знак,
из растягивающих становятся сжимающими, и
вулканизм прекращается. Литосферная плита
приобретает кривизну соответствующего участка геоида, а возникающие в ней трещины «запечатываются» застывшими магматическими породами. Обзор некоторых исследований в этом
направлении дан в работе (Шейдеггер, 1987).
Здесь мы приведем оценки, основанные на
результатах исследований О.Г. Сорохтина и
С.А. Ушакова (1993) и Д.Л. Таркотта (Turcotte,
1974).
МЕМБРАННАЯ ТЕКТОНИКА
Известно, что внутриплитовый вулканизм
может проявляться только тогда, когда возникающие в литосфере глубокие трещины достигают верхних слоев астеносферы. Здесь, в результате резкого падения литостатического давления, происходит активное плавление астеносферного вещества. Возникающие при этом
расплавы по трещинам в литосфере выдавливаются на поверхность дна, образуя вулканические конусы. По модели (Oxburgh, Turcotte,
1974; Turcotte, 1974) жесткие литосферные
плиты, перемещаясь по поверхности горячей
мантии, вынуждены приспосабливаться к переменной кривизне эллипсоида вращения Земли. У плиты, движущейся от экватора, т.е. из
низких широт в более высокие, главные радиусы кривизны будут увеличиваться; у плиты,
движущейся к экватору, они будут уменьшаться.
Так как по сравнению с радиусами Земли мощность жестких океанических литосферных плит,
составляющая всего лишь 50-70 км, мала, а
площадь их достаточно велика, они будут себя
вести как тонкие деформирующиеся оболочки.
Если радиусы кривизны такой оболочки увеличиваются, ее край будет находиться в состоянии
растяжения, а внутренняя часть в состоянии
сжатия. Если радиусы кривизны уменьшаются,
то край плиты будет в состоянии сжатия, а
внутренняя часть в состоянии растяжения. При
этом в соответствующих частях плиты возникают мембранные напряжения, которые вычисляются по формулам (Oxburgh, Turcotte, 1974):
sj
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
= E (j 2 – j 02)
(sin2g – sin2 g0)
29
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СЕДОВ И ДР.
sq = E (3j2 - j 02)
(sin2g – sin2g0),
где sj и sq- мембранные напряжения; E=1.7х1012
дин/см2 - модуль Юнга; j - угловое расстояние
данной точки от центра плиты (Кокс, Харт, 1989);
j0 - угловое расстояние от центра круглой плиты
до ее границ или половина угла, стягивающего
границы плиты (угловое расстояние определяется от условного центра Земли); e = 0.00335
эксцентриситет Земли; g - широта данной точки
в настоящее время; g0 - широта точки на время
реконструкции.
Оценим величину мембранных напряжений
в Тихоокеанской плите при ее перемещении в
северном направлении. Поскольку она имеет
неправильную форму, ее центр и угловой радиус
определяются достаточно приближенно. Исходя
из существующей геометрии Тихоокеанской
плиты, выберем условный ее центр в районе с
координатами 0° и 150° в.д. Угловое расстояние
от выбранного центра плиты до северной границы составляет приблизительно 60°, до южной
границы - примерно столько же; расстояние до
восточной границы равно примерно 45°, но в
северо- и юго-восточном направлениях быстро
возрастает примерно до 60°. В юго-западном
направлении плита имеет вогнутую границу, что
уменьшает в этой области угловое расстояние
до «центра» плиты примерно до 30-40°. Так как
исследуемый регион близок именно к этой области, механическая и геодинамическая обстановка здесь может оказаться более сложной, чем
в районах с более простой формой границ. В
силу принципа Сен-Венана, который гласит,
что напряженное и деформированное состояние не зависит от детального характера распределения удаленных сил (Седов, 1984), влиянием
деталей изменения конфигурации удаленных
границ можно пренебречь. Кроме того, необходимо иметь в виду, что увеличение площади
Тихоокеанской плиты за геологическое время
может оказать весьма существенное влияние на
параметры напряженно-деформированного
состояния. Тем не менее, в первом приближении упрощенная мембранная модель здесь
вполне применима. Для простоты расчетов будем полагать, что рассматриваемая в данной
работе область формирования подводных гор на
первом этапе своего развития находится вблизи
центра движущейся к экватору плиты. При g =
30
20o-30o растягивающие напряжения sj , sq достигают 150-300 бар.
Вторым механизмом образования мембранных напряжений в данной задаче при движении
от высоких широт к низким является сжатие за
счет гравитационного соскальзывания при изгибе плиты (Сорохтин, Ушаков, 1993). Для движения, связанного с неровностью астеносферного выступа, напряжения определяются по
формуле:
s = (rл - rв)g Dh + (rа - rв)
g
Dh,
где rл, rа, rв - плотности литосферы, астеносферы, воды; g - ускорение силы тяжести; Dh максимальное отклонение литосферы от равновесного положения; H,d мощности астеносферы и литосферы (Артюшков, 1979, где приведеd
c
~1). Взяв Dh~300 м (Сорохтин,
Ушаков, 1993), получаем sсжим. ~ 140 бар. К этому
добавляется напор магмы, находящейся ниже
равновесного уровня, определяемый по формуле sz=grDh и для Dh~300 м составляющий
порядка 90 бар, в результате чего при образовании трещин магма будет двигаться вверх.
Результирующие мембранные растягивающие напряжения, возникающие за счет взаимодействия этих двух механизмов, могут достигать первых сотен бар. Сравнивая полученные оценки напряжений с характеристиками
прочности литосферы (Лобковский, 1988), изменяющимися от сотен бар в хрупкой верхней
ее части до нескольких килобар - в нижней,
можно видеть, что возникающие напряжения
близки к пределу прочности верхних слоев литосферной плиты. Кроме того, мембранные напряжения, может быть, в ряде случаев и недостаточные сами по себе для образования разломов
в литосфере, могут усиливать уже имеющиеся в
плите напряжения, принимающие достаточно
большие значения (Шерман, Днепровский,
1989), и служить «спусковым крючком» в
случаях, когда напряжение в каких-либо частях
плиты близко к предельному. В настоящее
время не представляется возможным провести
математически точное, но физически мало
обоснованное тщательное вычисление напряжений в земной коре только по какому-либо
одному механизму. Тем не менее, из приведенных оценок видно, что возникающих за счет
мембранного эффекта напряжений в Тихоона оценка
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КАЧЕСТВЕННАЯ МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ ЦЕПЕЙ ПОДВОДНЫХ ГОР
кеанской плите может быть достаточно для ее
разрыва и возникновения в ней крупных магматических каналов.
В результате нарушения целостности плиты
при сжатии, в ней должна возникать система
разломов, расположенных под углами £45° к
направлениям максимального главного сжимающего напряжения (по критерию Кулона
Мора). В зависимости от исходного напряженного состояния, разломы имеют различные
направления. В точках их пересечения и могут
возникать глубокие каналы, по которым лава
изливается на поверхность, формируя вулканические конусы. При этом расстояние между
отдельными вулканами будет соизмеримо с мощностью литосферы в данном месте. Основные
нарушения сплошности литосферы наиболее
часто возникают там, где влияние кривизны
Земли сказывается особенно сильно. Для Тихоокеанской плиты это приблизительно 20о-30о
ю.ш., где сейчас расположено большинство архипелагов вулканического происхождения.
Именно на этих широтах в середине мелового
периода возникли многочисленные вулканические острова, превратившиеся в позднем мелу
в плосковершинные горы. К настоящему времени все гайоты этого возраста уже переместились в северное полушарие (Сорохтин, Ушаков,
2002).
В свете наших предположений с учетом влияния мембранного эффекта рассмотрим подробнее распределение подводных гор на дне ЗТППГ.
Абстрагируясь от так называемой «провинциальной» принадлежности к тем или иным структурам, можно видеть (рис. 2), что большая часть
вулканов располагается достаточно закономерно, образуя протяженные цепи двух основных направлений западного и северо-западного. Вулканы этих цепей могут соответствовать
двум системам предполагаемых разломов. Одни могут быть обусловлены процессами растяжения при перемещении плиты из высоких широт
в низкие. Растяжение и образование разломов
сопровождается вулканизмом не только на концах разломов, но и между ними (распределение
возрастов на рис. 2). Позже, как реакция на
сжатие (может, и при соскальзывании с астеносферного выступа) по критерию Кулона Мора
формируются разломы поперечного направления. Зачастую эти разломы не проявляются в
рельефе, а могут быть выявлены сейсмическими
методами. Вместе с продольными они образуют
ромбовидную сеть локальных разломов. Как
вдоль них, так и в точках пересечения также
формируются вулканические конусы. Они
могут оказаться в пределах основной (продольной) цепи, но возраст их будет моложе соседних.
Такая ситуация наблюдается и в системе Магеллановых подводных гор, и в Маршалловых
островах, и даже в горах Маркус Уэйк.
ЮТИТА И ВУЛКАНЫ ФРАНЦУЗСКОЙ
ПОЛИНЕЗИИ
Траектории движения некоторых подводных гор ЗТППГ и палеореконструкции их
положения на момент образования (рис. 1)
(Матвеенков и др., 1997; Smith et al., 1989;
Staudigel et al., 1991) показывают, что вулкан
Химу возник в районе о. Руруту, а гайот Хемлер
около атолла Раротонга (Smith et al., 1989). Гайоты Влиндер, Пако (Находка (Рашидов и др.,
2003)) и ИОАН начали функционировать в
районе между островами Самоа, Раротонга и
Общества (Koppers et al., 1998). Это свидетельствует о том, что вулканы мелового возраста,
расположенные ныне около 10-15 с.ш., образовались в районе современной Французской
Полинезии, где сейчас существует несколько
цепей подводных гор и островов (Маркизские
о-ва, о-ва Общества, Кука, цепь ПиткернТуамоту и др.). Здесь, по мнению многих
исследователей, расположена так называемая
Южно-Тихоокеанская Изотопная и Термическая Аномалия (ЮТИТА) (рис. 1). Глубины
дна в этом регионе существенно меньше тех,
которые обусловлены нормальным погружением остывающей литосферы. Скорости прохождения продольных сейсмических волн в
этой области ниже, чем в других регионах
Тихого океана (Nishimura, Forsyth, 1985). В
области ЮТИТА наблюдается отрицательная
гравитационная аномалия в свободном воздухе
(McNutt, Judge, 1990). По мере увеличения
возраста от современного на Восточно-Тихоокеанском Поднятии до более 80 млн. лет - на
западе, литосфера опускается медленнее, чем
предсказано моделью, хорошо соответствующей батиметрическим данным и данным теплового потока для других океанов. Кроме того,
термическая мощность литосферы в зоне
ЮТИТА оценивается всего лишь в 70 км по
сравнению со 125 км в северной части Тихого
океана (Calmant, Cazenave, 1987; McNutt,
Fischer, 1987). Наконец, здесь отмечается высокая концентрация «горячих точек». По
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
31
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СЕДОВ И ДР.
мнению некоторых исследователей, эта аномальная зона существует около 120 млн. лет
(Smith et al., 1989). Перечисленные особенности, вероятно, являются следствием избыточного прогрева верхней мантии, которая поддерживает утоненную литосферу. В этом регионе
выделяются 30% процентов теплового потока,
вырабатываемого всеми «горячими точками» на
планете. Все это не могло не сказаться на особенностях вулканизма этого региона.
Из табл. 2 и рис. 3 видно, что продолжительность вулканической деятельности в районе
Французской Полинезии (исключая о-ва Туа-моту
и Маркизские о-ва) составляет почти 40 млн. лет.
В настоящее время в этом регионе существуют две активные «горячие точки» - подводный
вулкан Макдональд (Johnson, 1970) и остров
Питкерн с возрастом самых молодых вулканитов 0.46 - 0.63 млн. лет (Duncan et al., 1974).
До недавнего времени он считался потухшей
«горячей точкой», но последние исследования
показали примерно в 80 км к восток-юговостоку от него наличие следов подводной вулканической деятельности (Stoffers, 1990). Полагают, что именно эти две «горячие точки»
ответственны за формирование цепей Питкерн о-ва Гамбье - о-ва Общества и Тубуаи (Австралийские) о-ва Кука (Южные).
Рассматривая распределение возрастов по
простиранию первой структуры от «горячей
точки» о. Питкерн в северо-западном направлении до о-вов Общества (табл. 2, рис. 3), видно,
что в пределах архипелага Гамбье наиболее
древним вулканическим сооружением является
атолл Фангатауфа (почти 13 млн. лет). К востоку
и западу от него располагаются более молодые
группа о-вов Гамбье (5 - 7 млн. лет) и атолл
Моруроа (9.5 - 11.8 млн. лет).
Северо-западнее о-вов Гамбье, на расстоянии примерно 700 км от них, находится группа
о-вов Общества. Их возраст изменяется от 0.4
до 6.1 млн. лет. В пределах этой цепи наблюдается более или менее закономерное увеличение возраста вулканизма с востока на запад.
В целом же эта более молодая структура находится по отношению к «горячей точке» Питкерн
дальше и западнее, чем более древние о-ва
Гамбье. Есть мнение, что о-ва Общества образованы другой, самостоятельной «горячей точкой»
(Calmant, Cazenave, 1986).
Особый интерес представляют подводные
горы Тарава (или Саваннах), расположенные
всего в 200 км южнее о-вов Общества и исследо32
ванные в 1996 г. (Clouard et al., 2003). Это цепь
подводных гор длиной около 700 км, включающая 18 вулканических сооружений, среди
которых пять гайотов, шесть изолированных
подводных гор конической формы и небольшие
хребты. Высота многих вулканических построек
достигает 3 -3.5 км. Подводные горы Фафа Пити
и Пуну Таипу датированы. Их возраст разительно отличается от позднемиоценовых о-вов
Общества и составляет 43.5 и 36.1 млн. лет.
Предполагается, что своим происхождением
они обязаны ныне потухшей «горячей точке»,
активной в течение короткого периода времени
(Clouard et al., 2003).
Результатом действия второй «горячей
точки» в этом регионе, расположенной под
подводной горой (п. г.) Макдональд, является
длинная (примерно 2000 км) цепь подводных и
надводных вулканов, объединяющая о-ва Кука
(Южные) и архипелаг Тубуаи с прилегающими
к ним подводными горами (Австралийские).
Наиболее древним и надежно датированным
проявлением вулканизма в цепи о-вов Кука
является раннемиоценовое извержение щелочных базальтов на о. Мангая - от 19.3 до 18.0 млн.
лет. В среднем и позднем миоцене вулканическая активность имела место вдоль линейной
группы островов севернее о. Мангая, возможно,
даже на существовавших ранее вулканах. В этой
группе наиболее древними породами являются
щелочные оливиновые базальты с о. Митиаро
(³12.3 млн. лет); чуть моложе - щелочные базальты о. Атиу (8.0 до ³10.0 млн. лет), нефелинит
и щелочной базальт с о. Аитутаки (8.0 - ³8.4 млн.
лет) и щелочной оливиновый базальт с о. Мауаке (³6.4 млн. лет). На о. Аитутаки и о. Раротонга вулканизм возобновлялся в период с 1.9
до 0.7 млн. лет и 2.3-1.6 млн. лет, соответственно.
На о. Мангая вулканизм, по-видимому, был
относительно непрерывный, в то время как на
о. Атиу извержения происходили дважды: около
8 и 10 млн. лет назад. Как видно на рис. 3, между
островами Мауке и Аитутаке (это самый западный из островов), лежащими на одной прямой,
находится о. Митиаро, возраст которого (12.30 ±
0.40 млн. лет) старше обоих соседних. Расположенные к югу от них о. Мангая и о. Атиу имеют
такие возрасты, что древний находится восточнее молодого, а не наоборот. Остров Риматара
является как бы связующим между о-вами Кука
и о-вами Тубуаи, и его возраст, надежно не
определенный, колеблется в широком диапазоне от 4.8 до 28.6 млн. лет (табл. 2).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КАЧЕСТВЕННАЯ МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ ЦЕПЕЙ ПОДВОДНЫХ ГОР
Таблица 2. Возраст подводных гор и островов Французской Полинезии
№
Название
Координаты
широта
долгота
Интервал определения
возраста, млн
. лет
Литература
Подводные горы и острова архипелага Тубуаи (Австралийские)
1
2
3
4
5
Макдональд
Ра
Мэйк
Аурека
Маротири
28°59’ю. – 140°15’з.
28°46’ю. – 141°07’з.
28°32’ю. – 140°13’з.
28°12’ю. – 141°13’з.
27°57’ю. – 143°36’з.
Современный
27.50 – 29.21 ± 0.61
25.58 ± 1.01 – 27.70
28.80 – 31.30 ± 0.74
3.18 ± 0.48 – 5.44 ± 0.27;
31.95 ± 0.82 – 39.60*
Johnson, 1970
McNutt et al., 1997
McNutt et al., 1997
McNutt et al., 1997
McNutt et al., 1997;
Duncan, Clague,
1985
24.20 – 26.10
McNutt et al., 1997
22.47 ± 1.48 – 23.40
McNutt et al., 1997
31.70 – 39.10
McNutt et al., 1997
4.13 ±0.21 – 5.20 ± 1.70 Duncan, Clague,
1985
5.52 ± 0.09 – 7.57 ± 0.12; Duncan, McDougall,
1976; Calmant,
3.30 ± 3.0 – 14.1 ± 1.0*
Cazenave, 1986
8.43 ± 0.15 – 10.60 ± 0.21; Duncan, McDougall,
10.80 ± 1.0 – 24.90 ± 10.0 1976; Calmant,
Cazenave, 1986
4.78 ± 0.52 – 28.60 ± 1.30 Turner, Jarrard, 1982
0.60 ± 0.03 – 12.98 ± 0.65 Duncan, McDougall,
1976
6
7
8
9
Эвелин
Херема
Опу
о. Рапа
27°41’ю. – 139°25’з.
27°28’ю. – 140°00’з.
27°02’ю. - 143°09’з.
27°36’ю. – 144°22’з.
10
о. Раивавае
23°54’ю. – 147°40’з.
11
о. Тубуаи
23°24’ю. – 149°27’з.
12
13
о. Риматара
о. Руруту
22°36’ю. – 152°45’з.
22°28’ю. – 151°22’з.
14
о. Мангая
21°54’ю. – 157°58’з.
16.6 ± 0.8 – 21.9 ± 0.8
15
о. Раротонга
21°12’ю. – 159°46’з.
1.10 ± 0.04 – 3.64 ± 0.15
Calmant, Cazenave,
1986; Turner, Jarrard,
1982
Turner, Jarrard, 1982
16
о. Мауке
20°09’ю. – 157°21’з.
4.64 ± 0.14 – 6.30 ± 0.20
Turner, Jarrard, 1982
17
о. Атиу
19°59’ю. – 158°06’з.
7.39 ± 0.28 – 10.34 ± 0.6
Turner, Jarrard, 1982
18
о. Митиаро
19°51’ю. – 157°43’з.
12.30 ± 0.40
Turner, Jarrard, 1982
19
о. Аитутаки
18°52’ю. – 159°48’з.
0.66 ± 0.06 – 8.43 ± 0.30
Turner, Jarrard, 1982
20
о . Питкерн **
25°20’ю. – 129°24’з.
21
о. Питкерн
25°04’ю. – 130°06’з.
0.5 – 0.9
22
о-ва Гамбье
23°12’ю. – 135°00’з.
5.20 ± 0.2 – 7.15 ± 0.25
Jarrard, Clague, 1977
23
а. Фангатауфа
22°12’ю. – 138°42’з.
9.64 ± 0.1 – 12.95 ± 0.2
Guillou et al., 1993
24
а. Моруроа
21°52’ю. – 139°00’з.
9.45 ± 0.1 – 11.77 ± 0.1
Gillot et al., 1992
Острова Кука (Южные)
Острова цепи Питкерн – Гамбье
Наблюдаемое извержение Stoffers et al., 1990
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Duncan et al., 1974
33
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СЕДОВ И ДР.
0
1
1
)
%
! %8
$
2
3
4
5
25
о. Мехетиа
17°54’ю. – 148°00’з.
0.03 ± 0.01 – 0.55 ± 0.01
Binard et al., 1993
26
о. Рокард
17°38’ю. – 148°36’з.
0.15 ± 0.00 – 0.54 ± 0.01
Diraison et al., 1991
27
о. Теахитиа
17°31’ю. – 148°50’з.
0.05 ± 0.01 – 0.38 ± 0.01
Diraison et al., 1991
28
Моуа Пихаа
17°21’ю. – 148°37’з.
0.16 ± 0.04 – 0.51 ± 0.15
Diraison et al., 1991
29
о. Таити-Ити
17°48’ю. – 149°12
’з.
0.45 ± 0.01 – 0.95 ± 0.18
Duncan et al., 1994
30
о. Таити-Ити
17°46’ю. – 149°18’з.
0.38 ± 0.02 – 0.48 ± 0.06
31
о. Таити-Нуи
17°36’ю. – 149°24’з.
0.23 ± 0.00 – 2.29 ± 0.11
Duncan, McDougall,
1976
Diraison et al., 1991;
Hildenbrand et al.,
2004
32
п. г. Таити-Нуи
17°30’ю. – 149°30’з.
1.14 ± 0.34 – 3.68 ± 0.55
33
о. Моореа
17°30’ю. – 149°48’з.
1.15 ± 0.02 – 2.45 ± 0.12
34
о. Раиатеа
16°48’ю. – 151°27’з.
2.38 ± 0.16 – 5.60 ± 0.42
35
о. Хуахине
16°42’ю. – 151°00’з.
2.01 ± 0.02 – 4.99 ± 0.25
36
о. Тахаа
16°36’ю. – 151°30’з.
2.56 ± 0.04 – 4.12 ± 0.21
37
о. Бора Бора
16°30’ю. – 151°45’з.
3.12 ± 0.05 – 6.08 ± 0.16
38
Маупити
16°27’ю. – 152°15’з.
3.94 ± 0.06 – 5.54 ± 0.28
39
а. Тупаи
16°15
’ю . – 151°48’з.
3.62 ± 0.18 – 3.70 ± 0.18
40
Ари’и Моана
(Пуно Таипу)
Фафа Пити
19°15
’ю . – 151°30’з.
35.90 ± 0.5
Clouard et al., 2003
18°57’ю. – 154°06’з.
43.50 ± 0.6
Clouard et al., 2003
Острова Общества
Duncan, McDougall,
1976; Diraison et al.,
1991
Duncan, McDougall,
1976, Diraison et al.,
1991
Duncan, McDougall,
1976; Diraison et al.,
1991
Duncan, McDougall,
1976; Diraison et al.,
1991
Duncan, McDougall,
1976;` Diraison et al.,
1991
Duncan, McDougall,
1976; Diraison et al.,
1991
Diraison et al., 1991
Подводные горы Тарава
41
Примечание. * - возможна повторная фаза вулканизма; ** - следы подводного извержения в 80
км к восток-юго-востоку от острова.
34
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
$ 5%
#$
%
$
$
% %
$
$5 %
$/
&
$
$/
9
,
$
! %
!2
$ /%
$/ %
!
$ 0%
%
()
5
%
% #
$$
$/ #
#$ $
1
21
35
Рис. 3. Подводные горы Французской Полинезии. 1 - подводные горы с возрастом моложе 1 млн. лет; 2 - подводные горы с возрастом от 1 до 10
млн. лет; 3 - подводные горы с возрастом от 11 до 20 млн. лет; 4 - подводные горы с возрастом от 21 до 30 млн. лет; 5 - подводные горы с возрастом
старше 30 млн. лет; 6 - предполагаемые разломы - оси вулканических цепей; 7 - трансформные разломы; 8 - магнитные аномалии.
КАЧЕСТВЕННАЯ МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ ЦЕПЕЙ ПОДВОДНЫХ ГОР
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
!"
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СЕДОВ И ДР.
Архипелаг Тубуаи и прилежащие к нему
Австралийские подводные горы представляет не
меньший интерес, чем о-ва Общества и соседние с ними подводные горы Тарава. Здесь, как
в случае с о-вами Общества, рядом с современной активной п. г. Макдональд располагается
несколько вулканических сооружений с возрастами от 23.4 до 39.1 млн. лет. Фактически
южные Австралийские вулканы состоят из трех
различных цепей, имеющих разные возрастные
характеристики. Детальное картирование показало, что в добавление к цепи Макдональд
имеются две другие линии вулканов Нгатемато
и Таукина (McNutt et al., 1997). 40Ar-39Ar датирование пород с этих вулканов показывает, что
извержения в цепи Нгатемато происходили
более 30 млн. лет назад на литосфере, которая
была в то время только на 10 млн. лет старше.
Эта цепь состоит из низких эшелонированных
хребтов, сложенных слабо обогащенными толеитовыми базальтами, сильно отличающимися
от толеитов рифтовых зон и крайне щелочных
пород вулканов цепи Макдональд. Древний
возраст цепи Нгатемато подтверждается данными непрерывного сейсмоакустического
профилирования, показавшими значительные
мощности пелагических осадков. Небольшая
цепь толеитовых вулканов Таукина извергалась
лишь немногим позже. В отношении происхождения некоторых гор этой структуры существует мнение, что они являются не продуктом деятельности «горячей точки», а следствием
тектонических процессов, вызванных неравномерностью распределения напряжений в литосфере при подводных извержениях (McNutt et
al., 1997).
В целом детальные возрастные определения
показали, что из 11 датированных островов всей
структуры Тубуаи Кука только 5 более или
менее соответствуют гипотезе единичной «горячей точки», расположенной в настоящее время
под подводной горой Макдональд. Это острова
Рапа, Раивавае, Тубуаи, Руруту (арх. Туамоту) и
Мангая. Два острова (Митиаро и Риматара)
имеют недостаточно надежные возрастные определения. Четыре острова (Аитутаке, Раротонга, Атиу и, вероятно, Мауке) имеют возраст
значительно моложе того, который может соответствовать этой «горячей точке». Ясно, что
гипотеза единичной «горячей точки» не может
объяснить такой разброс возрастов вулканизма
в этой цепи. Поэтому необходимо допустить
существование, по крайней мере, трех «горячих
36
точек», расположенных около п.г. Макдональд
и о-вов Руруту и Раротонга (Turner, Jarrard, 1982).
Анализ рельефа дна во Французской Полинезии показывает, что здесь, так же как и в
ЗТППГ выделяется несколько цепей вулканических сооружений северо-западного простирания, соответствующего в целом направлению
движения Тихоокеанской плиты со среднегопозднего эоцена до настоящего времени. Они
также могут быть приурочены к протяженным
глубинным разломам растяжения, обусловленным мембранным эффектом. Разломы меридионального простирания, к которым тяготеют
более короткие цепочки гор и в точках пересечения которых возникли вулканы, выражены
более или менее четко только в западной части
провинции (рис. 3). Все разломы образуют
такую же ромбовидную систему, как в ЗТППГ,
только она менее ярко выражена. Причина, по
всей видимости, состоит в том, что б льшая
часть коры еще находится в пределах ЮТИТА,
а формирование глубинных меридиональных
разломов началось только после прохождения
литосферы региона через центральную часть
этой аномальной зоны. В этот момент времени
напряжения растяжения начинают сменяться
напряжениями сжатия. По мере приближения
к экватору напряжения сжатия будут играть все
более существенную роль. Это вызовет дальнейшее развитие разломов меридионального
простирания, что, в свою очередь, приведет к
усилению вулканической деятельности. В
конечном итоге может возникнуть ситуация,
которая существовала здесь еще в меловое время, когда эту аномалию проходила территория
ЗТППГ (рис. 2).
ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ
Попытаемся с позиций мембранной тектоники в общих чертах восстановить историю
формирования подводных гор Западной Тихоокеанской провинции и сопоставить ее с историей вулканизма во Французской Полинезии.
Согласно палеореконструкциям (Koppers et al.,
1998; Renkin, Sclater, 1988; Smith et al., 1989),
образование океанической коры в районе Магеллановых подводных гор началось более 170
млн. лет назад в южном полушарии в районе
примерно 30° - 40° ю.ш.
К моменту возникновения самых древних
подводных гор этого региона Лук и Ита Маи
Таи (примерно 150 - 130 млн. лет назад) мощ-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КАЧЕСТВЕННАЯ МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ ЦЕПЕЙ ПОДВОДНЫХ ГОР
ность океанической литосферы в этом аномальном регионе составляла менее 40 км, а плита
достигла к этому времени широты порядка 20°
ю.ш., где в настоящее время находится ЮТИТА
и вулканические острова Французской Полинезии. Можно предположить, что в это время
при переходе сравнительно маломощной жесткой плиты из высоких широт в более низкие и в
процессе надвигания литосферной плиты на
аномальный астеносферный выступ геоида,
подтвержденный гравитационной аномалией в
области ЮТИТА, произошла первая мощная
разгрузка напряжений в океанической коре и
литосфере, вызвавшая сначала образование глубинных разломов, субпараллельных движению
плиты, а затем подводные извержения, в результате которых образовались упомянутые горы.
Примерно в это же время образовались самая
северная в Магеллановой цепи гора Химу (117 121 млн. лет) и гора МИТ (118 - 121 млн. лет) в
структуре Маркус-Уэйк. Эти три горы лежат
практически на одной линии предполагаемого
нами глубинного разлома. Палеомагнитные
расчеты для некоторых Магеллановых подводных гор подтверждают, что они сформировались около 20 ю.ш. (Брусиловский и др.,
1992). Вулканы этой провинции извергались в
подводных условиях, о чем свидетельствуют
подушечные структуры базальтов, характерные
корки закаливания, отсутствие хорошо окатанных или покрытых окислами обломков. Вершины гайотов, как правило, покрыты гиалокластитами, свидетельствующими о взрывном
характере вулканизма при извержениях на малых глубинах (Staudigel et al., 1991).
При прохождении плиты через область
ЮТИТА она начала «соскальзывать» с астеносферного выступа. В районе 10 ю.ш. примерно
100 - 80 млн. лет назад (рис. 1) в ее толще напряжения растяжения стали сменяться напряжениями сжатия, при котором активизируются
уже поперечные разломы, и возникает сеть
пересекающихся вулканических цепей. Как
показывают траектории движения подводных
гор, наиболее поздние проявления вулканизма фиксируются при достижении регионом
ЗТППГ экватора. Характерно, что эти вулканы
начинают функционировать в пределах ранее
сформировавшихся глубинных разломов, иногда
даже на ранее возникших вулканах. Судя по
имеющимся возрастным данным, период активного вулканизма в этой провинции продолжался около 50 млн. лет (со 130 до 80 млн. лет).
За это время практически полностью оформился характер распределения подводных гор
Западной Тихоокеанской провинции. На период 70 - 80 млн. лет приходится фактически
завершение вулканической деятельности в этом
регионе.
Новая вспышка вулканизма в области ЮТИТА
началась спустя 20 млн. лет, когда возникли
вулканы архипелага Туамоту, а еще через 10
млн. лет подводные горы в районах архипелагов
Тубуаи и Общества.
Распределение возрастов вулканизма во
Французской Полинезии (табл. 2, рис. 3) показывает, что первые интенсивные подводные
извержения в этом регионе произошли примерно 45 млн. лет назад в районе гор Тарава и около
40 млн. лет назад в Южно-Австралийских
подводных горах, удаленных друг от друга
примерно на 1000 км. Некоторые исследователи
склонны считать, не исключая впрочем, тектонического фактора, что очагом образования гор
Тарава могла быть коротко живущая «горячая
точка», располагавшаяся в р-не 30 ю.ш и 120 123 в.д., а причиной возникновения ЮжноАвстралийских подводных гор могла быть «горячая точка», расположенная восточнее подводных гор Фаундейшн на склоне срединно-океанического хребта (McNutt et al.,1997; O‘Connor
et al., 1998) . Мы же полагаем, что механизм формирования архипелагов Французской Полинезии такой же, как и различных структур в Западной Тихоокеанской провинции, т.е. они
могли стать следствием очередной мощной
разгрузки напряжений при движении плиты
через область ЮТИТА.
Как известно, эта зона занимает обширную
территорию от о-вов Самоа на западе до о. Пасхи на востоке (рис. 1), при этом ее длинная ось
параллельна движению Тихоокеанской плиты
(Staudigel et al., 1991). Мы попытались реставрировать процессы образования подводных вулканов этой провинции.
Можно предположить, что на начало вулканической деятельности в районе гор Тарава
повлияли два существенных фактора: формирование крупного вулканического поднятия Туамоту и прохождение этого участка плиты через
область ЮТИТА, где мощность литосферы
понижена (Calmant, Cazenave, 1987; McNutt,
Fischer, 1987). Известно, что поднятие Туамоту
начало формироваться около 60 млн. лет назад
примерно в 600 км от оси срединного хребта на
литосфере возраста 10 - 20 млн. лет (Ito et al.,
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
37
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СЕДОВ И ДР.
1995). Ее мощность на это время оценивается
(Сорохтин, Ушаков, 1993) равной от 24 до 33 км.
К 40 млн. лет вулканические процессы на этом
поднятии, длившиеся примерно 20 млн. лет,
стали затухать. В то время оно представляло
собой структуру протяженностью более 1000 км
и шириной 100-200 км, возвышавшуюся над
окружающим дном на 2-3 км. Учитывая влияние
ЮТИТА, можно считать, что мощность литосферы в этом районе на то время не превышала
20 км. Определения абсолютного возраста
базальтов с поверхности горы Фафа Пити дали
величину 43.5 млн. лет. Принимая во внимание,
что сооружение крупного вулканического
конуса занимает от 5 до 7 млн. лет (AbdelMonem, Gast, 1967;. Macdonald, Katsura, 1974;
McDougall, 1979; Pringle et al., 1991), можно
считать, что вулканизм в районе гор Тарава, а,
следовательно, нарушение целостности литосферы и образование глубинных разломов начались около 50 млн. лет назад, когда формировалась северная и центральная часть протяженного поднятия Туамоту (Ito et al., 1995). Вес уже
сформированной части поднятия был достаточно велик, чтобы оказать влияние на прочность
литосферы. Под его воздействием в прилежащей к нему области начинаются процессы
деформации и дробления литосферы, что в
конечном итоге привело к возникновению гор
Тарава и вулкана Фафа Пити, в частности. О
возможности подобного влияния тектоники на
образование подводных вулканов отмечалось в
работе (Jordahl et al., 2004). Литосфера, на
которой сейчас расположены Южно-Австралийские горы, к тому времени еще не подошла
к зоне ЮТИТА. Она достигла ее, спустя 10 млн.
лет после возникновения горы Фафа Пити (рис.
4а). Если положение этой горы тяготеет к
центральной части аномальной области и
траектория ее движения близка к осевой зоне
ЮТИТА, то формирование Южно-Австралийских гор началось на ее южной периферии.
В этом месте надвигание относительно тонкой
литосферы на аномальный астеносферный
выступ привело к образованию глубинного
разлома, на конце которого практически одновременно образовались подводные вулканы
Опу и Маротири. По мере движения плиты в
северо-западном направлении разломы гор
Тарава и Южно-Австралийских гор продолжали
поставлять на поверхность вулканические расплавы, формируя соответствующие цепи гор.
Интересно отметить, что начало вулканизма в
38
этом регионе совпадает по времени с изменением направления движения Тихоокеанской
плиты с северного на северо-западное. Это изменение отразилось в изменении структуры
Гавайско-Императорского хребта.
К концу раннего олигоцена (30 млн. лет,
рис. 4б) наиболее интенсивные вулканические
процессы отмечались в районе Южно-Австралийских подводных гор. Здесь продолжалось
формирование вулканических хребтов Нгатемато и Таукина. Вероятно, что интенсивный
вулканизм именно в осевой части ЮТИТА
обусловлен наименьшей мощностью литосферы по сравнению с ее периферическими
частями. На некотором удалении от этого мощного очага вулканизма на продолжении разлома
возник подводный вулкан Риматара. Что касается вулканов Тарава, то отсутствие определений возраста для большинства гор затрудняет
описание истории вулканизма в этой структуре.
В течение последующих 20 млн. лет вулканические процессы развивались на различных
участках территории, занятой современной
Французской Полинезией. Деформации растяжения в центральной части территории и деформации сжатия на периферийных участках
при прохождении литосферы через область
ЮТИТА и так называемые «критические широты» (20о-30о), где влияние кривизны поверхности Земли сказывается наибольшим образом
(Сорохтин, Ушаков, 1993), привели к интенсивному развитию уже существовавших с эоценаолигоцена мощных разломов. Вероятно, в это
же время начинают закладываться поперечные
разломы, которые возникли уже после прохождения литосферы через центральную часть аномальной области.
На рис. 4в представлено распределение
потухших и действовавших вулканов в начале
позднего миоцена (10 млн. лет). К этому времени прекратились подводные извержения в
районе цепей гор Нгатемато и Таукина. Не
исключено, что за этот период на некоторых конусах могли произойти повторные извержения,
как, например, на о. Тубуаи или о. Риматара.
Действующие вулканы начали образовывать
архипелаги Тубуаи, Гамбье и Кука (Южные),
причем в последнем самые древние излияния
имеют возраст от 22 до 16 млн. лет (о. Мангая).
Очевидно, в процессах вулканизма в этой провинции не последнюю роль сыграли трансформные разломы. Особенно сильно сказалось влияние Австралийского трансформного разлома.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КАЧЕСТВЕННАЯ МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ ЦЕПЕЙ ПОДВОДНЫХ ГОР
-
-
!
-
-
>
Рис. 4. Схема развития вулканизма в области Южно-Тихоокеанской Изотопной и Термической Аномалии:
а - 40 млн. лет назад; б - 30 млн. лет назад; в - 10 млн. лет назад; г - в период от 5 млн. лет назад до современности. 1 - действующие вулканы на время реконструкции; 2 - сформировавшиеся вулканы ко времени реконструкции; 3 - предполагаемые разломы - оси вулканических цепей; 4 - трансформные разломы; 5 - положение срединного хребта; 6 - направление движения Тихоокеанской плиты; 7 - предполагаемое положение
поднятия Туамоту. Номера на схеме соответствуют номерам на рис. 3 и в табл. 2.
В узлах его пересечения с предполагаемыми
мощными продольными разломами возникли
сначала о. Тубуаи (11-25 и 8-10 млн. лет) и о. Раивавае (3-14 и 5-7 млн. лет) в системе ЮжноАвстралийские подводные горы Тубуаи, а затем
а. Фангатауфа (9-13 млн. лет) и а. Моруроа (912 млн. лет) в о-вах Гамбье.
Имеющиеся возрастные данные свидетельствуют о том, что наиболее интенсивные извержения произошли в этом регионе в течение
плиоцена-плейстоцена (таб. 2, рис. 4г). О масштабах вулканизма в этот период можно судить
по тому, что из всех датированных подводных и
надводных сооружений Французской Полинезии почти половина сформировалась за последние 5 млн. лет. Кроме того, этот период ха-
рактеризуется мощной разломной тектоникой.
Здесь не только увеличиваются заложившиеся
еще в эоцене-олигоцене разломы северо-западного простирания, но начинают формироваться
секущие их меридиональные разломы. В точках
пересечения образуются новые молодые вулканические постройки. Вероятно, не без влияния этой
сетки разломов возникли острова Общества, в
которых только за последний миллион лет образовалось 6 надводных вулканов. Отмечены также
повторные извержения, в частности, на некоторых
островах Кука и Тубуаи. Все же преобладают северо-западные разломы, поскольку территория
Французской Полинезии еще не вышла за пределы ЮТИТА, и напряжения сжатия сказываются здесь не так сильно, как в ЗТППГ.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
39
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СЕДОВ И ДР.
В настоящее время в районе Французской
Полинезии существуют два активных подводных вулкана: Макдональд и подводная гора к
восток-юго-востоку от о. Питкерн. Первый расположен вблизи цепей подводных гор Нгатемато
и Таукина. Его местоположение приурочено к
окончанию предполагаемого нами протяженного разлома, соединяющего о-ва Кука (Южные) и район Южно-Австралийских подводных
гор. В этой ослабленной зоне на южной периферии ЮТИТА по прошествии 30 млн. лет
вновь отмечается оживление вулканической
деятельности. По-видимому, оно может быть
вызвано или возобновлением тектонической
активности в районе разлома при приближении
плиты к области ЮТИТА, или нагрузкой
сформированных ранее вулканических цепей,
которая вызвала нарушение целостности литосферы в этом районе (McNutt et al., 1997). Второй активный подводный вулкан находится на
конце протяженного разлома, на который «нанизаны» острова Общества и Гамбье. Отсутствие вблизи него не только активных, но и
потухших вулканов (самые близкие находятся
на расстоянии около 200 км) свидетельствует
скорее не о спорадически работающей «горячей
точке», а о тектоническом происхождении этого
вулкана (Stoffers et al., 1990).
Как видно на рис. 3, в пределах Французской Полинезии прослеживаются гипотетические глубинные разломы (и соответственно
цепи гор) в основном северо-западного (продольного) направления и гораздо менее выражены разломы меридионального простирания
(поперечные). Это обусловлено, вероятно, тем,
что эта часть плиты все еще находится на тех
широтах, где радиус кривизны земной поверхности играет существенную роль в глубинной
тектонике. По этой причине преобладающую
роль продолжают играть напряжения растяжения. Как только эта область начнет перемещаться к экватору, преобладающими станут напряжения сжатия, что вызовет образование разломов другого простирания и формирование новых подводных вулканов.
Анализируя распределение датированных
подводных и надводных вулканов во Французской Полинезии можно видеть, что на относительно небольшом удалении от древних вулканов располагаются сравнительно молодые вулканические постройки позднемиоценового
плейстоценового и современного возраста. Эта
ситуация напоминает распределение возрастов
40
вулканизма в ЗТППГ. Наиболее древние вулканы Ита Маи Таи (112 - 120 млн. лет) и Химу
(117 - 121 млн. лет), расположенные на разных
концах цепи Магеллановых гор, соседствуют с
самыми молодыми вулканами D-1 (78 млн.
лет), D-4 (74 млн. лет) и ИОАН (86 - 88 млн.
лет). В Маршалловых о-вах вулканы Ло-Эн (111 114 млн. лет) и Лук (138 - 140 млн. лет) также
соседствуют с вулканами Ликелеп, Эниветок,
Сильвания, возраст которых значительно моложе (таб. 1). Возможной причиной этого и в том,
и в другом случае может быть то, что напряжения в плите были сняты разрывами, возникшими при образовании соответствующих вулканических провинций, и достигли нового максимума спустя 30 - 50 млн. лет.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Проведенный анализ возрастных данных по
подводным и надводным вулканам в Западной
Тихоокеанской провинции и во Французской
Полинезии показывает, что их образование не
может быть объяснено с позиций теории «горячих точек». Расчеты прочностных свойств литосферы дают основание считать, что наиболее
вероятной причиной формирования вулканических сооружений в обоих регионах является возникновение системы мощных разломов
в океанической коре и литосфере. Они возникали как следствие разгрузки накопившихся в
литосферной плите напряжений. Эти напряжения возникали и накапливались в плите достаточно малой мощности при ее движении по
поверхности Земли переменной кривизны. При
изменении радиусов кривизны геоида в коре и
верхних слоях литосферы происходит перераспределение напряжений. Это приводит к
растрескиванию океанической коры и формированию сети расположенных под косыми углами друг к другу локальных разломов. В точках
пересечений этих разломов образуются вулканические конусы. При этом может произойти
как повторное извержение на уже сформировавшемся ранее вулканическом конусе, так и
образование нового, более молодого вулкана
между двумя, сформированными ранее. В обоих
случаях возрастные характеристики подводных
вулканов не будут укладываться в концепцию
«горячих точек». Определенный вклад в формирование ромбовидной системы разломов мог
вносить аномальный астеносферный выступ,
существование которого подтверждено грави-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КАЧЕСТВЕННАЯ МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ ЦЕПЕЙ ПОДВОДНЫХ ГОР
метрическими данными. При движении плиты
и «надвигании» на него астеносферного выступа
происходит первая разгрузка напряжений, и
вначале образуются продольные глубинные
разломы, которые, в общем, подчиняются
направлению движения плиты. Это хорошо
иллюстрируется вулканическими структурами
Французской Полинезии (рис. 3), где острова и
подводные горы «нанизаны» на направление
движения. При прохождении плиты через 20 30° ю.ш., она начинает «соскальзывать» с этого
выступа. В этот момент в плите напряжения
растяжения начинают сменяться напряжениями сжатия, и возникают поперечные разломы.
Палеореконструкции положения гайотов
ЗТППГ показали, что первые проявления
вулканизма в этом регионе начались в среднем
мелу, в тот период, когда участок литосферной
плиты находился в районе 20° ю.ш. в пределах
ЮТИТА. На этих же широтах, спустя несколько
десятков млн. лет, произошла вторая мощная
вспышка вулканизма. Она привела к образованию обширной вулканической провинции
Французской Полинезии.
Таким образом, можно полагать, что наиболее вероятной причиной возникновения
внутриплитового вулканизма и формирования
большинства цепей подводных и надводных
вулканов является в первую очередь глубинная
тектоника: деформирование и растрескивание
литосферы при ее перемещении по поверхности
геоида.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект 05-05-65102), ДВО РАН
(проект 05-3-А-08-104), ФЦП «Интеграция
науки и высшего образования России на 20022006 гг.» (проект Э0334) и ведущих научных
школ (проект №-НШ-2294.2003.5).
Список литературы
Артюшков Е.В. Геодинамика. М.: Наука,
1979. 328 с.
Брусиловский Ю.В., Городницкий А.М., Соколов Б.А., Вулканотектоническая эволюция Магеллановых подводных гор в свете их геомагнитного изучения // Геотектоника. 1992. № 5.
С. 96-106.
Гайоты Западной Пацифики и их рудоносность / Отв. ред. д. г.-м. н. И.Н. Говоров и д. г.-м. н.
Г.Н. Батурин. М.: Наука, 1995. 368 с.
Кокс А., Харт Р. Тектоника плит. М.: Мир,
1989. 427 с.
Лобковский Л.И. Геодинамика зон спрединга,
субдукции и двухъярусная тектоника плит. М.:
Наука, 1988. 251 с.
Матвеенков В.В., Седов А.П., Волокитина Л.П.
Особенности тектоники и вулканизма сдвиговых границ плит Тихого океана // Вулканология и сейсмология. 2002. № 2. С. 59 - 67.
Матвеенков В.В., Седов А.П., Приставакина Е.И. История развития внутриплитового вулканизма Тихого океана за последние 120 млн.
лет // Вулканология и сейсмология. 1997. № 4.
С. 36 - 49.
Рашидов В.А., Невретдинов Э.Б., Селянгин О.Б.,
Невретдинов Эр. Б. Геолого-геофизические исследования гайотов Магеллановых гор Тихого
океана // Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле.
2003. № 1. С. 103 - 126.
Седов Л.И. Механика сплошной среды. Т. 2.
М.: Наука, 1984. 560 с.
Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Природа тектонической активности Земли // Итоги науки и
техники. Сер. Физика Земли. М.: ВИНИТИ,
1993. Т. 12. 292 с.
Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Развитие Земли.
М.: Из-во МГУ, 2002. 560 с.
Уткин В.П., Ханчук А.И., Михайлик Е.В.,
Хешберг Л.Б. Роль сдвиговых дислокаций океанической коры в формировании гайотов Магеллановых гор (Тихий океан) // Докл. АН. 2004.
№ 5. С. 646-650.
Шейдеггер А. Основы геодинамики. М.:
Недра, 1987. 384 с.
Шерман С. И., Днепровский Ю. И. Поля
напряжений земной коры и геолого-структурные методы их изучения. Новосибирск.: Наука,
1989. 158 с.
Abdel-Monem A., Gast P.W. Age of volcanism
of St. Helena // Earth and Planet Sci. Lett. 1967. V.
2. № 5. P. 415 - 418.
Baudin F., Arnaud H., Sager W.W. Northwestern
Pacific atolls and guyots – ODP Leg 143 Preliminary
results // Comptes Rendus de l’Acad mie des
Science. 1993. V. 316 (S rie II). P. 505 – 511.
Bergersen D.D. Cretaceous hotspot tracks
through the Marshall Islands // J. A. Haggerty, I.
Premoli Silva, F. Rock, M. K. McNutt. Eds. Proc.
ODP, Sci. Results. Vol. 144. College Station, TX
(Ocean Drilling Program). 1993. P. 605 – 613.
Binard N., Maury R. C., Guille G. et al. Mehetia
Island, South Pacific: geology and petrology of the
emerged part of the Society hot spot // Journal of
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
41
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СЕДОВ И ДР.
Volcanology and Geothermal Research. 1993. V. 55.
№ 3-4. P. 239-260.
Calmant S., Cazenave A. The effective elastic
lithosphere under the Cook – Austral and Society
islands // Earth and Planet Sci. Lett. 1986. V. 77.
№ 2. P. 187-202.
Calmant S., Cazenave A. Anomalous elastic
thickness of the oceanic lithosphere in the south –
central Pacific // Nature. 1987. V. 328. № 6127.
P. 236-238.
Clouard V., Bonneville A., Gillot P.-Y. The Tarava
Seamounts: a newly characterized hotspot chain on
the South Pacific Superswell // Earth and Planet
Sci. Lett. 2003. V. 207. № 1-4. P. 117-130.
Courtillot V., Davaille A., Besse J., Stock J. Three
distinct types of hotspots in the Earths mantle //
Earth and Planet Sci. Lett. 2003. V. 205. № 3-4.
P. 295-308.
Davis A. S., Pringle M. S., Pickthorn L.B. G. et
al. Petrology and age of alkalic lava from the Ratak
chain of Marshall Islands // J. Geophys. Res. 1989.
V. 94. P. 5757-5774.
Diraison C., Bellon H., Leotot C. et al. L’alignement
de la Soci t (Polyn sie fran aise); volcanologie,
g ochronologie, proposition d’un mod le de point
chaud // Bull. de la Soc. G ol. de France. 1991.
V. 162. № 3. P. 479-496.
Duncan R. A., Clague D. A. Pacific plate motion
recorded by linear volcanic chains // The Ocean
Basins and Margins. Vol. 7A. The Pacific Ocean.
Ed. A. E. M. Nairn. 1985. Plenum Press. NY. P. 89 – 121.
Duncan R. A., Fisk M. R., White W. M., Nielsen
R. L. Tahiti; geochemical evolution of a French
Polynesian volcano // J. Geophys. Res. 1994. V. 99.
P. 24341-24357.
Duncan R. A., McDougall I. Linear volcanism in
French Polynesia // J. Volcanol. Geotherm. Res.
1976. V. 1. № 3. P. 197-227.
Duncan R. A., McDougall I., Carter R. M.,
Coombs D. S. Pitcairn Island – another Pacific hot
spot? // Nature. 1974. V. 251. № 5477. P. 679-682.
Gillot P. Y., Cornette Y., Guille G. Age (K-Ar) et
conditions d’edification du soubassement volcanique
de l’atoll de Mururoa (Pacifique Sud) // Comptes
Rendu de l’Acad mie des Science. 1992. V. 314 (S rie
II). P. 393-399.
Guillou H., Brousse R., Gillot P.Y., Guille G.
Geological reconstruction of Fangataufa Atoll,
South Pacific // Mar. Geol. 1993. V. 110. № 3-4.
P. 377-391.
Hildenbrand A., Gillot P.-Y., Le Roy I. Volcanotectonic and geochemical evolution of an oceanic
intra-plate volcano: Tahiti-Nui (French Polyne42
sia) // Earth and Planet Sci. Lett. 2004. V. 217. № 34. P. 349-365.
Ito G., McNutt M., Gibson R. L. Crustal structure
of the Tuamotu Plateau, 15°S, and implication for
its origin // J. Geophys. Res. 1995. V. 100. №. B5.
P. 8097-8114.
Jarrard R. D., Clague D. A. Implications of
Pacific island and seamount ages for the origin of
volcanic chains // Rev. Geophys. Space Phys. 1977.
V. 15. № 1. P. 57-76.
Johnson R. H. Active submarine volcanism in the
Austral Islands // Science. 1970. V. 167. № 3920.
P. 977-979.
Jordahl K. A., McNutt M. K., Caress D. W.
Multiple episodes of volcanism in the Southern
Austral Islands: Flexural constraints from bathymetry,
seismic reflection, and gravity data // J. Geophys.
Res. 2004. V. 109. № B6. P. 103-115.
Koppers A. A. P., Staudigel H., Wijbrans J. R.
Dating crystalline groundmass separates of altered
Cretaceous seamount basalts by the 40 Ar/ 39 Ar
incremental heating technique // Chemical Geology.
2000. V. 166. № 1 2. P. 139-158.
Koppers A. A. P., Staudigel H., Wijbrans J. R.
Short-lived and discontinuous intraplate volcanism
in the South Pacific: Hot spots or extensional volcanism? // Geochemistry, Geophysics, Geosystems.
2003. V. 4. № 10. H. 1-49.
Koppers A. A. P., Staudigel H., Wijbrans J. R.,
Pringle M. S. The Magellan seamount trail: implications for Cretaceous hotspot volcanism and absolute
Pacific plate motion // Earth and Planet. Sci. Lett.
1998. V. 163. № 1-4. P. 53-68.
Lincoln J. M., Pringl M. S., Premoli Silva I. Early
and late Cretaceous volcanism and reef-building in
the Marschall Islands // The Mesozoic Pacific:
Geology, Tectonics, and Volcanism. Eds. M. S. Pringle,
W. W. Sager, W. V. Sliter, S. Stein. 1993. Geophys.
Monogr. Vol. 77. AGU. Wash., D.C. P. 279-305.
Macdonald G.A., Katsura T. Chemical composition of Hawaiian lavas // J. Petrol. 1974. V. 5. P. 82 – 133.
McDougall I. Age of shield-building volcanism
of Kauai and linear migration of volcanism in the
Hawaiian island chain // Earth and Planet Sci. Lett.
1979. V. 46. № 1. P. 31-42.
McNutt M. K., Caress D. W., Reynolds J. et al.
Failure of plume theory to explain midplate volcanism in the southern Austral islands // Nature. 1997.
V. 389. № 6650. P. 479-482.
McNutt M. K., Fischer K. M. The South Pacific
Superswell // Seamounts, Islands, and Atolls. Eds.
B. H. Keating, P. Fryer, R. Batiza, G. W. Bochlert.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КАЧЕСТВЕННАЯ МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ ЦЕПЕЙ ПОДВОДНЫХ ГОР
1987. Geophys. Monogr. Vol. 43. AGU. Wash., D.
C. P. 25-34.
McNutt M. K., Judge A. V. The Superswell and
mantle dynamics beneath the South Pacific //
Science. 1990. V. 248. № 4958. P. 969-975.
Nishimura C .E., Forsyth D. W. Anomalous
Love-wave phase velocities in the Pacific: sequential
pure-path and spherical harmonic inversion // Geophys. J. Royal Astron. Soc. 1985. V. 81. P. 389-407.
O‘Connor J. M., Stoffers P., Wijbrans J. R.
Migration rate of volcanism along the Foundation
Chain, SE Pacific // Earth and Planet Sci. Lett.
1998. V. 164. № 1-2. P. 41-59.
Oxburgh E. R., Turcotte D. L. Membrane
tectonics and the East African Rift // Earth and
Planet Sci. Lett. 1974. V. 22. № 2. P. 133-140.
Ozima M., Honda M., Saito K. 40Ar-39Ar ages of
guyots in the Western Pacific and discussion of their
evolution // Geophys. J. Royal Astr. Soc. 1977. V.
51. № 2. P. 475-485.
Ozima M., Kaneoka I., Aramaki S. K-Ar ages of
submarine basalts dredged from seamounts in the
western Pacific area and discussion of oceanic
crust // Earth Planet. Sci. Lett. 1970. V. 8. № 3.
P. 237-249.
Ozima M., Kaneoka I., Saito K. et al. Summary
of geochronological studies of submarine rocks from
the Western Pacific Ocean // Geodynamics of the
Western Pacific-Indonesian Region. Eds. T. W. C.
Hilde, S. Uyeda. 1983. Geodynamics Series. Vol.
11. P. 137-142.
Ozima M., Ozima M., Kaneoka I. Potassiumargon ages and magnetic properties of some dredged
submarine basalts and their geophysical implication // J. Geophys. Res. 1968. V. 73. № 2. P. 711-723.
Pringle M. S., Staudigel H., Gee J. Jasper
seamount: seven millions years of volcanism //
Geology. 1991. V. 19. № 4. P. 363-368.
Renkin M. L., Sclater G. S. Depth and age in the
North Pacific // J. Geophys. Res. 1988. V. 93. № B4.
P. 2919-2935.
Sager W. W., Duncan R. A., Handschumacher D.
W. Paleomagnetism of the Japanese and MarcusWake seamounts, Western Pacific Ocean // The
Mesozoic Pacific: Geology, Tectonics, and Volcanism.
Eds. M. S. Pringle, W. W. Sager, W. V. Sliter, S.
Stein. 1993. Geophys. Monogr. Vol. 77. AGU.
Wash., D.C. P. 401-435.
Smith W. H. F., Staudigel H., Watts A. B., Pringle
M. S. The Magellan Seamounts: Early Cretaceous
record of the South Pacific Isotopic and Thermal
Anomaly // J. Geophys. Res. 1989. V. 94. № B8. P.
10501-10523.
Smoot N. C. The Marcus-Wake seamounts and
guyots as paleofracture indicators and their relation
to the Dutton Ridge // Mar. Geol. 1989. V. 88. №
1-2. P. 117-131.
Staudigel H., Park K.-H., Pringle M. et al. The
longevity of the South Pacific isotopic and thermal
anomaly // Earth and Planet. Sci. Lett. 1991. V. 102.
№ 1. P. 24-44.
Stoffers P. & Scientific Party of cruise SO-65 of
F. S. Sonne. Active Pitcairn hotspot found // Marine
Geology. 1990. V. 95. № 1. P. 51-55.
Turcotte D. L. Membrane Tectonics // Geophys.
J. R. Astr. Soc. 1974. V. 36. № 1. P. 33-42.
Turner D. L., Jarrard R. D. K/Ar dating of the
Cook - Austral Island chain; a test of the hot spot
hypothesis // J. Volcanol. Geotherm. Res. 1982. V.
12. № 3-4. P. 187-220.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
43
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СЕДОВ И ДР.
THE QUALITATIVE MODEL OF FORMATION OF SEAMOUNT CHAINS
A.P. Sedov 1, V.V. Matveenkov 1, L. P. Volokitina 1, V.A. Rashidov 2,
G.I. Kazakevich 2, S. V. Lukyanov 2
1
2
Institute of Oceanology RAS. Moscow, 117997
Institute of Volcanology and Seismology, FED RAS, 683006 Petropavlovsk- Kamchatsky, Piip Blvd., 9,
e-mail: rashidva@kcs.iks.ru
At present the opinion has dominated that intraplate volcanism in ocean is connected with hotspot
activity. However, there exist the seamount chains, in which the age of magmatism in no way confines
in theory of the lithospheric plates motion over a fixed thermal plumes in the asthenosphere. The Magellan
seamount chain in West Pacific Seamounts Province (WPSP) is structure of this type. The age of
volcanism in WPSP changes from 120 m.y up to 80 m.y. and ancient mountains are situated in the
beginning and the end of the chain, but younger ones are located in its central part. Paleoreconstructions
show that seamounts of the WPSP have been is formed in the vicinity of 20° S. Processes of volcanism
were terminated here when this part of the plate approached to equator. Exactly on 20° S, under moving
of lithospheric plate on the surfaces of geoid northward, the maximum curvature occurs in the lithosphere.
In this region South Pacific Isotopic and Thermal Anomaly (SOPITA) is located. Within this anomaly
at present volcanic island chains of French Polynesia are formed, and modern volcanoes are in the
neighbourhood of seamounts with age of 40-45 m.y. The age analysis of French Polynesia volcanic
chains shows that they also do not agree with theory of hotspots. Our estimates of rigidity of the lithosphere
show that described volcanic structures could be formed on deep fractures appeared in lithosphere,
under its motion through SOPITA. Such approach explains well all age and structural particularities
both seamounts of WPSP, and volcanic islands of French Polynesia.
44
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ÂÅÑÒÍÈÊ ÊÐÀÓÍÖ. ÑÅÐÈß ÍÀÓÊÈ Î ÇÅÌËÅ. 2005. ¹ 5
Научные статьи
УДК 550.3:551.21(265.53)
ГЕОТРАВЕРС РЕГИОНА ОХОТСКОГО МОРЯ
© 2005 А.Г. Родников1, Л.П. Забаринская1, В.Б. Пийп2,
В.А. Рашидов3, Н.А. Сергеева1, Н.И. Филатова4
1
Геофизический центр РАН, 119991, Москва, ул. Молодежная, 3; e-mail: rodnikov@wdcb.ru
2
Московский государственный университет, 119899, Москва, Воробьевы горы;
3
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, 683006, Петропавловск-Камчатский, бульвар Пийпа, 9
4
Геологический институт РАН, 109117, Москва, Пыжевский пер., 7
Исследование глубинного строения переходной зоны от Евразийского континента к Тихому
океану выполнено в рамках международного проекта “Геотраверс” вдоль глубинного разреза
тектоносферы, включающей литосферу и астеносферу. Профиль геотраверса проходит через
мезозойские структуры Сихотэ-Алиня, рифтовую структуру Татарского пролива, кайнозойские
образования Сахалина, Курильскую впадину Охотского моря, вулканические структуры
Курильской островной дуги, Курильский глубоководный желоб и мезозойскую плиту северозападной котловины Тихого океана. Протяженность профиля 2000 км. Глубина проникновения
в недра Земли составляет 100 км. Отличительной особенностью строения переходной зоны
является распространение в верхней мантии астеносферного слоя, от которого отходят диапиры
горячей аномальной мантии, процессы в которых обусловливают формирование геологических
структур региона. Отмечается корреляция между геологическими структурами, тектономагматической активностью и строением верхней мантии. Тектонически активным регионам,
таким как островные дуги, рифтовые структуры окраинных морей соответствует мощная
наиболее полно выраженная астеносфера, генерирующая магму.
ВВЕДЕНИЕ
Современный этап развития наук о Земле
характеризуется особым вниманием к исследованию глубинного строения планеты, вызванным необходимостью решения теоретических проблем геодинамики, более эффективного
прогнозирования скрытых на глубине полезных
ископаемых, изучения вопросов сейсмической
опасности, предсказания и уменьшения ущерба
от стихийных бедствий, в особенности тех,
которые обусловлены землетрясениями и извержениями вулканов, а также изучения проблем, связанных с сохранением окружающей
среды. Процессы, протекающие в астеносфере,
определяют геологические явления в литосфере.
Поэтому были разработаны программы глубинных исследований Земли как национальные,
так и международные, такие как проект «Верхняя мантия», Геодинамический проект, программа «Литосфера», проект «Геотраверс» и
другие, которые успешно осуществлялись
(Белоусов, 1986; Козловский и др., 1987; Родников, 1986; Родников и др., 2003а; Родников и
др., 2003б).
Исследование глубинного строения тектоносферы региона Охотского моря проведено
вдоль геотраверса, составленного на основе
комплексной интерпретации геолого-геофизических данных. Геотраверс проходит через
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
45
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РОДНИКОВ И ДР.
мезозойские структуры Сихотэ-Алиня, рифтовую структуру Татарского пролива, кайнозойские образования Сахалина, Курильскую впадину Охотского моря, вулканические структуры Курильской островной дуги,
Курильский глубоководный желоб и мезозойскую плиту северо-западной котловины Тихого
океана. Протяженность профиля 2000 км.
Глубина проникновения в недра Земли составляет 100 км.
Тектоническое положение. Регион Охотского
моря образует литосферную плиту, расположенную между Северо-Американской, Евразийской и Тихоокеанской плитами. Ее границами
со стороны Тихого океана является Курило Камчатский глубоководный желоб, а с континентальной стороны глубинные разломы (рис. 1).
Плита Охотского моря сформировалась в позднемеловую эпоху, а в кайнозойское время была
перекрыта чехлом осадочных и вулканогенноосадочных пород.
Тепловой поток. Распределение значений
теплового потока вдоль геотраверса дано по каталогу теплового потока МЦДБ и картам теплового потока (Смирнов, 1986; Смирнов, Сугробов, 1980; Туезов, 1988). Он высок в пределах
глубоководных котловин и трогов окраинных
морей и относительно низок в континентальных структурах Дальнего Востока и прикурильской части Тихого океана (рис. 2). Вариации
Рис. 1. Тектоническая схема региона Охотского моря.
1- скорость смещения; 2 - зона субдукции; 3 - разломы.
теплового потока в пределах Сихотэ-Алиня
составляют всего 39 - 56 мВт/м2. В прикурильской части Тихого океана средние значения
теплового потока составляют 52 мВт/м2. Наиболее низкие значения, достигающие 22 мВт/м2,
наблюдаются в Курило-Камчатском глубоководном желобе. Средние значения теплового
Рис. 2. Тепловой поток региона Охотского моря.
46
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОТРАВЕРС РЕГИОНА ОХОТСКОГО МОРЯ
потока для Курильской островной дуги составляют 118 мВт/м2, наиболее высокие значения
отмечаются в западной части островной дуги до 790 мВт/м2. Средние значения теплового
потока в пределах Сахалина составляют 76 мВт/
м2. Высокий тепловой поток отмечен в Татарском проливе (123 - 132 мВт/м2) и во впадине
Дерюгина, где он достигает 200 мВт/м2. Высокие
значения теплового потока установлены также
в Курильской котловине Охотского моря, где он
достигает 346 - 354 мВт/м2 (Структура...,1996).
Магнитное поле. Аномальное магнитное поле региона Охотского моря характеризуется
разно ориентированным простиранием аномалий, различной их конфигурацией и величиной
(Структура...,1996). Аномалии магнитного поля,
в преобладающем большинстве, линейно вытянуты в северо-западном и северо-восточном направлениях. Магнитное поле Сихотэ-Алиня характеризуется вытянутыми вдоль глубинных
разломов положительными аномалиями, достигающими значений от 300 до 600 нТл, которые
связываются с массивами магматических тел. В
пределах Татарского пролива выделяется цепочка отдельных максимумов, приблизительно
совпадающих с осью наибольших глубин пролива. В пределах Сахалина отмечается отрицательный фон магнитного поля, обусловленный
в основном хорошо развитым здесь “гранитным”
слоем. Отдельные положительные линейные
аномалии связываются с распространением интрузивных и эффузивных тел основного и ультраосновного состава. Вдоль восточного Сахалина в Охотском море протягивается ВосточноСахалинская положительная магнитная аномалия, достигающая значений 1200-1400 нТл. Эта
аномалия фиксирует Восточно-Сахалинский
офиолитовый (гипербазитовый) пояс, ультраосновные и основные породы которого обнажаются на полуострове Шмидта и в ВосточноСахалинских горах. Этот пояс отделяет Северный Сахалин от впадины Дерюгина. Впадина Дерюгина и Курильская котловина в основном характеризуются слабо отрицательными аномалиями с амплитудой, достигающей -200 нТл, связанными с немагнитными осадочными породами,
выполняющими впадины. Аномалии изометричные. Ближе к островам они принимают линейный характер. Контрастные локальные аномалии
не наблюдаются. Верхние корки магнитоактивных тел Курильской глубоководной котловины
расположены в «базальтовом» слое, а нижние - уходят в верхнюю мантию (Кочергин и др., 1980).
С приближением к Курильским островам
магнитное поле становится дифференцированным, меняющимся от -300 нТл до + 400 нТл.
Вулканической дуге соответствует узкая зона
возмущенного магнитного поля с локальными
положительными и отрицательными аномалиями отдельных вулканических построек,
наложенными на общий отрицательный горизонтальный фон (Гайнанов и др., 1968). К
подводным вулканам приурочены локальные
положительные аномалии и часто сопряженные
с ними отрицательные аномалии. Размах этих
аномалий нередко превышает 1000 нТл (Подводный…, 1992).
Северо-западное простирание аномалий
магнитного поля связывается с глубинными
разломами, разбивающими Курильскую островную дугу на отдельные блоки (Структура...,1996).
В Северо-западной котловине Тихого океана, прилегающей к Курильской островной
дуге, выявлены системы линейных магнитных
аномалий, возраст которых меняется от 108 млн.
до 160 млн. лет (Hilde et al., 1977). Аномалии
континентального склона глубоководного желоба имеют генеральное северо-восточное
простирание, которое нарушается поперечными аномальными зонами. На южном участке
этого склона желоба линейные северо-восточные аномалии, параллельные простиранию
оси желоба, как бы продолжают полосовые аномалии Тихоокеанской плиты, но носят более размытый характер (Геолого-геофизический…, 1987).
Электромагнитные исследования. Результаты
магнитотеллурического зондирования в пределах Сихотэ-Алиня (Никифорова и др., 1980)
показали, что электропроводящий слой расположен в верхней мантии на глубине около 120
км под восточной частью Сихотэ-Алиня. К
западу его глубина увеличивается до 220 км. Под
Сахалином электропроводящий слой в верхней
мантии расположен на глубинах 80-90 км,
погружаясь к западному побережью острова до
120 км (Ваньян, Шиловский, 1983). Под западной частью Татарского пролива непосредственно под вулканогенным поясом по данным магнитотеллурического зондирования, вероятно,
наблюдается контакт континентальных структур Сихотэ-Алиня и структур переходной зоны.
В коре Сахалина также установлен проводящий
слой на глубине 15 км при суммарной продольной проводимости около 40 См (Ваньян,
Шиловский, 1983).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
47
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РОДНИКОВ И ДР.
В Курильской котловине Охотского моря
вдоль геотраверса проведены электромагнитные исследования, выполненные методом градиентного магнитовариационного зондирования (Ляпишев и др., 1987). Согласно подобранной геоэлектрической модели, в интервале
глубин 30 - 65 км в верхней мантии выделен слой
с удельной проводимостью 0.3 = 0.5 См/м и
интегральной проводимостью около 15000 См.
Природа слоя связывается с частичным плавлением, а его распространение ограничивается
пределами котловины. На глубине более 100 км
возможно выделение второго проводящего слоя
(Ляпишев и др., 1987). Полученные результаты
согласуются с глубинными температурами в
верхней мантии, сейсмическими исследованиями и другими геофизическими данными.
Под островом Итуруп Большой Курильской
гряды глубина до электропроводящего слоя в
верхней мантии составляет 100 - 130 км, а под
о. Шикотан Малой Курильской гряды - 75 - 80
км (Структура…, 1996). По данным (Альперович
и др., 1978) глубина до электропроводящего
слоя под о. Итуруп составляет 60 - 80 км.
Гравитационное поле. Гравитационное поле
Охотского моря отличается умеренными значениями аномалий в свободном воздухе. В
северной части Охотского моря наблюдаются
преимущественно положительные гравитационные аномалии. Наибольшие значения
аномалий (до + 50 мГал) связаны с выходами
коренных пород на возвышенности Академии
Наук. К северу от возвышенности расположен
узкий минимум аномалий, отделяющий эту
возвышенность от возвышенности Института
Океанологии. Курильская котловина характеризуется в основном слабо аномальным полем
силы тяжести, но в ее северо-восточной части
обнаружена положительная аномалия до 25
мГал (Структура…, 1996; Болдырев и др., 1993).
Положительными значениями аномалий (до
20 -30 мГал) характеризуется узкая зона, протягивающаяся вдоль Восточного Сахалина,
фиксируя мезозойский офиолитовый пояс, а в
осадочной впадине Дерюгина отмечаются отрицательные значения аномалий. Данные по гравитационным аномалиям в свободном воздухе,
полученным по результатам спутниковой альтиметрии, использовались при построении плотностных моделей тектоносферы региона Охотского моря. Под Охотским морем выделяется
астеносфера, подтверждаемая томографическими исследованиями. Сейсмофокальная зона,
48
отождествляемая с погружающейся океанической плитой, имеет повышенную плотность.
В Тихом океане также выделяется астеносферный слой, но мощность его незначительная.
Пониженная плотность наблюдается и под
Курильской островной дугой. Астеносфера
подступает непосредственно к земной коре,
обусловливая интенсивную магматическую
деятельность.
Сейсмичность. Расположение Охотоморской
плиты в зоне контакта трех литосферных плит
(Евразийской, Северо-Американской и Тихоокеанской) обусловило на ее границах высокую
сейсмичность (рис. 3). Наиболее высокая сейсмическая активность отмечена вдоль Курильской островной дуги. Здесь Тихоокеанская
плита погружается под континент, образуя сейсмофокальную зону, которая прослеживается до
глубины 700 км. На западе Охотоморская плита
ограничена глубинными разломами, простирающимися вдоль Сахалина. Здесь землетрясения локализуются, в основном, в коре.
В пределах Курильской островной дуги
подавляющее большинство землетрясений
приурочено к глубинам до 100 - 150 км и с
максимумом сейсмической активности на
глубинах около 30 - 40 км (Тараканов, 1978).
Глубже 100 - 150 км сейсмическая активность
резко понижается, на глубинах 200 - 300 км
отмечается излом фокальной поверхности.
Сейсмичность Сахалина связана с субмеридиональными глубинными разломами (Структура…,1996), ограничивающими Охотоморскую
литосферную плиту от Евразийской. Движение
этих плит друг относительно друга, а также
развитие спрединговых процессов в рифтовой
структуре Татарского пролива приводит к
активной сейсмичности.
Сейсмофокальная зона в пределах КурилоКамчатской островной дуги расположена в
области повышенных значений сейсмических
скоростей. В ее пределах выделены области
значительных скоростных градиентов, к ним
при урочено наибольшее число сильных землетрясений (Гонтовая и др., 2004). Установлено,
что в районе островных дуг зона, характеризующаяся сильным затуханием и низкой скоростью волн, расположена под вулканической
зоной и над погружающейся плитой (Федотов,
Чернышев, 2002).
Вулканизм. Курильская островная дуга
является также районом интенсивного проявления современного вулканизма. Различные
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОТРАВЕРС РЕГИОНА ОХОТСКОГО МОРЯ
Рис. 3. Сейсмичность региона Охотского моря.
авторы выделяют от 68 до 160 наземных вулканов (Апродов, 1982; Горшков, 1967; Подводный…, 1992; Федорченко и др., 1989). 29 из них
извергались в историческое время, а 6 находятся
в сольфатарной стадии развития (Федорченко
и др., 1989; Simkin, Siebert, 1994).
Количество подводных вулканов по различным оценкам изменяется от 96 до 104 (Бондаренко, Рашидов, 2004; Горшков, 1967; Затонский и др., 1961; Подводный…, 1992; Рашидов,
Бондаренко, 2003).
Несмотря на сообщения различных каталогов (Гущенко, 1979; Simkin, Siebert, 1994 и
др.), достоверные сообщения об извержениях
подводных вулканов в этом регионе, на наш
взгляд, отсутствуют.
Как наземные, так и подводные вулканы
формируются в вулканические цепочки, ориентированные под различными углами к генеральному простиранию Курильской островной
дуги. Отмечены как структурная, так и вещественная зональности наземных и подводных вулканов Курильской островной дуги. Наземные и
подводные четвертичные вулканы Курильской
островной дуги сложены породами от базальтов
до риолитов. Выделены породы нормального и
субщелочного ряда от низко- до высококалиевых серий. Для лав Курильской островной дуги
характерны низкие титанистость и магнезиальность, а также высокая глиноземистость (Подводный…, 1992; Федорченко и др., 1989).
Непосредственно в районе геотраверса
находятся 40 подводных вулканов и гор различного возраста (Подводный…, 1992; Бондаренко,
Рашидов, 2004), а также около 40 крупных наземных вулканических построек и более 160
мелких вулканических аппаратов на о. Итуруп
(Камчатка…, 1974). 19 наземных вулканов являются четвертичными (Федорченко и др., 1989),
а на девяти из них, начиная с 1778 г., отмечены
исторические извержения (Гущенко, 1979;
Simkin, Siebert, 1994).
Среди подводных выявлены как остро-, так
и плосковершинные вулканы. Первые как бы
окаймляют о. Итуруп, а последние находятся на
удалении от острова. Глубины над плосковершинными вулканами увеличиваются с удалением от острова, что может свидетельствовать
о прогрессивном опускании охотоморского
склона островной дуги в сторону Курильской
глубоководной котловины, возможно связанным с ее формированием (Подводный…, 1992).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
49
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РОДНИКОВ И ДР.
Рис. 4. Геотраверс региона Охотского моря. Построен по (Cтроение…, 1964; Снеговской, 1974; Бикенина и
др., 1987; Злобин, 1987; Смирнов, Сугробов, 1980; Структура…, 1996; Тектоническая карта…, 2000; Rodnikov
et al., 2001; Piip, Rodnikov, 2004). В правом верхнем углу - местоположение геотраверса. Ниже - распределение
измеренных значений теплового потока (мВт/м2) вдоль профиля. PZ - палеозой, MZ -мезозой, KZ кайнозой, K2 - верхний мел. 1- положения очагов землетрясений; 2 - разломы; 3 - геологические слои; 4 изотерма, оС; 5 - границы слоя высокой электропроводности; 6 - граница Мохо; 7 - скорости сейсмических
волн, км/с; 8 - водная толща; 9 - вулкан.
Подводный вулкан Крылатка, расположенный ~в 17 км к север-северо-западу от мыса
Пржевальского на о. Итуруп, в конце прошлого
века, возможно, находился в стадии газогидротермальной активности (Рашидов, Бондаренко,
2004).
ГЛУБИННОЕ СТРОЕНИЕ
ТЕКТОНОСФЕРЫ ВДОЛЬ ГЕОТРАВЕРСА
Толщина земной коры в Охотском море
меняется от 35 - 40 км под Сахалином и Курильскими островами до 10 км под Курильской котловиной (рис. 4). Земная кора подразделяется
на фундамент и осадочный чехол. Породы фундамента обнажаются в обрамлении Охотского
моря: на Сахалине, Камчатке, Шантарских островах, Курильской островной дуге и подняты
при драгировании с подводных возвышенностей. Возраст фундамента - от палеозойского до
мезозойского под осадочными впадинами.
Осадочный чехол выполняет отдельные
глубоководные впадины, где его мощность
достигает 12 км. Он сложен в основном осадочными, частично вулканогенно-осадочными
породами позднемелового - кайнозойского
возраста. В позднемеловую эпоху накопление
осадков происходило в рифтогенных условиях
и сопровождалось значительной вулканической
активностью. Образовывались глубоководные
50
бассейны, выполненные вулканогенно-кремнистыми отложениями, постепенно сменяющимися вверх по разрезу более мелководными
породами. В кайнозойскую эру образовалась
основная часть осадочных бассейнов. Отложения этого времени, сплошным чехлом перекрывающие подстилающие образования, содержат почти все нефтегазоносные комплексы
Охотского моря.
Регион Сихотэ-Алиня - западное континентальное обрамление Охотоморской плиты включает среднемеловой орогенический пояс
(Объяснительная…, 2000), который с запада
примыкает к древней континентальной окраине
Азии, представленной здесь Буреинским и
Ханкайским массивами. Возраст становления и
строение этих массивов является предметом
дискуссий. Они рассматриваются или в качестве
фрагментов среднепалеозойского континентального супертеррейна (Ханчук, 2000) или как
части докембрийского Сино-Корейского кратона в сочетании с раннепалеозойскими орогеническими поясами (Натальин и др., 1994).
Восточнее расположенный среднемеловой
орогенический пояс Сихотэ-Алиня (Приморья)
включает тектонически совмещённые породы
различного возраста (палеозой-мезозойского до
неокома включительно) и генезиса (с доминированием океанических, окраинноморских и
островодужных комплексов). Все эти образо-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОТРАВЕРС РЕГИОНА ОХОТСКОГО МОРЯ
вания были аккретированы к восточному краю
Азиатского континента в результате их перемещения по сдвигам, сопровождавшим трансформную границу, возникшую в середине мела
между Азиатским континентом и плитой Кула
(Натальин и др., 1994; Ханчук, 2000; и др.). Среднемеловая орогения, широко проявившаяся по
периферии Тихого океана (Филатова, 1998), в
Сихотэ-Алине выразилась в формировании
сложных чешуйчато-надвиговых структур,
проявлении метаморфизма и гранитизации, а
также в возникновении синсдвиговых осадочных бассейнов и магматизма. Процессы среднемеловой аккреции значительно нарастили край
континента и увеличили его мощность почти
до 40 км.
Все эти структуры перекрыты вулканоплутоническими ассоциациями ВосточноСихотэалинского надсубдукционного пояса,
маркировавшего край Азиатского континента в
течение сеномана-палеоцена. Фрагменты субдуцированной под континент океанической
плиты этого пояса регистрируются ныне данными сейсмотомографии на мантийных глубинах в виде высокоскоростных объектов
(Bijwaard et al., 1998). Более молодые кайнозойские структуры растяжения (включая рифт
Татарского пролива) нарушают ранее сформированные образования края континента и смежной периокеанической области (Филатова,
2004), нередко сопровождаясь интенсивными
магматическими проявлениями. Последние,
судя по гетерогенному составу магматических
пород, связаны с несколькими уровнями глубинности - литосферной мантии, астеносферы
и нижней мантии.
Мощность коры варьирует от 30 км под
вулканогенным поясом до 38 км под СихотэАлинем (Структура…,1996).
Татарский пролив. Татарский пролив представляет собой рифтовую структуру, заполненную позднемеловыми - кайнозойскими
песчано-глинистыми отложениями мощностью
до 12 км. С запада и востока его обрамляют
соответственно горстовые сооружения СихотэАлиня и Западно-Сахалинских гор. Фундамент
сложен триас-раннемеловыми, в отдельных
районах верхнемеловыми терригенными песчано-глинистыми и вулканогенно-кремнистыми отложениями. Залегает на глубинах от 5
до 12 км.
Мезозойско-кайнозойские отложения мощностью до 8-10 км, выполняющие прогиб,
расчленяются на четыре структурных комплекса: верхнемело вой, палеогеновый, олигоцен-нижнемиоценовый и среднемиоцен-четвертичный (Тронов и др., 1987; Варнавский,
1994). Верхнемеловой структурный комплекс
слагает нижнюю часть осадочной толщи бассей на и образован уплотненными осадочными
и вулканогенно-осадочными породами мощностью 2-4 км. Палеогеновый структурный
комплекс, сло женный преимущественно континентальными относительно слабо литифицированными осадочными и вулканогенноосадочными образованиями мощностью до 1.5
км, выполняет, в основном, узкие (до 5-10 км)
грабены, протягивающиеся вдоль восточной и
западной границ бассейна. Олигоцен-нижнемиоценовый комплекс образован мощной (0.5-4 км)
осадочной толщей. Сбросами с вертикальными
перемещениями в 100-800 м он разбит на серии
горстов и грабенов. Среднемиоцен-четвертичный структурный комплекс обладает асимметричной структурой с пологим протяженным западным и крутым коротким восточным крыльями. Мощность образую щих его отложений
меняется от 0.1 до 5.1 км.
Земная кора разбита разломами. Современная тектоническая активность подчеркивается высоким тепловым потоком, магматической деятельностью и сейсмическими проявлениями. В связи с этим толщина коры понижена по сравнению с окаймляющими его
регионами и уменьшается до 25 км, а скорости
по поверхности Мохо составляют 7.4 - 7.6 км/с.
Выделенные ГСЗ глубинные разломы подтверждаются геологическими данными. Так, в
районе Западно-Сахалинского разлома, окаймляющего Татарский пролив с востока, кайнозойские отложения по сравнению с остальными
районами прогиба, круто (до 50-80°) наклонены
на запад, сильно нарушены сбросовыми и взбросовыми дислокациями. Перемещения по разломам колеблются в пределах десятков и сотен
метров, достигая 5-4 км. К зоне раз лома приурочены вулканические центры нижнего и верхнего миоцена и плиоцена. Для разломов характерны повышенная сейсмическая ак тивность и
флюидопроницаемость (Структура ...,1996).
Расчеты глубинных температур показали, что
осадочному прогибу соответствует поднятие
горячего астеносферного диапира, обусловившего расколы земной коры, образование рифтовых структур в основании прогиба, проявление магматической активности и прогрев
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
51
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РОДНИКОВ И ДР.
Рис. 5. Глубинное строение осадочного прогиба Татарского пролива. Вверху -карта-схема расположения
профиля. Геологический возраст: PZ - палеозой, MZ -мезозой, K2 - верхний мел, P - палеоген, N - неоген,
Q - четвертичные отложения. 1 - положения очагов землетрясений; 2 - разломы; 3 - геологические слои; 4 изотерма, оС; 5 - водная толща.
осадочной толщи. Астеносферный диапир мог
быть дополнительным источником углеводородов и флюидных потоков, обеспечивающих
активную гидротермальную деятельность и
способствующих формированию месторождений нефти и газа (Rodnikov et al., 2001). Рифт
Татарского пролива является северным продолжением спредингового центра, расположенного в глубоководной котловине Японского моря.
На рис. 5 показано глубинное строение
литосферы под осадочным прогибом Татарского пролива, где выявлено Изыльметьевское
газовое месторождение.
Тектонические структуры Сахалина приурочены к северной меридиональной ветви
Японо-Сахалинской островной дуги.
Остров Сахалин представляет фрагмент
Азиатской континентальной окраины, отделённый от последней кайнозойской рифтовой
структурой Татарского пролива. В связи с этим
в пределах острова прослеживаются палеозойские и мезозойские-раннепалеогеновые
образования, развитые в Сихотэ-Алине, хотя
они и существенно нарушены здесь системой
сближенных меридиональных сдвигов. Западную часть о. Сахалин занимают мощные (до 10
км) мел-палеогеновые турбидиты преддугового
52
прогиба Восточно-Сихотэалинского магматического пояса, под которыми погребены породы
фундамента юрско-неокомовые и палеозойские
интенсивно дислоцированные океанические
образования. Восточнее эти породы древних
океанических плит, претерпевшие интенсивный зеленосланцевый, глаукофановый, а
местами и эклогитовый метаморфизм, образуют ограниченную сдвигами субмеридиональную зону Восточно-Сахалинских гор, откуда она трассируется на юг о-ва Сахалин в
Сусунайскую зону и далее в зону Камуикотан
о. Хоккайдо. Крайний восток о. Сахалин занимают фрагменты кампан-палеоценовой островной дуги, которые вместе с фрагментами меловой океанической плиты надвинуты на запад,
на структуры Сахалина со стороны Охотоморской плиты. Участвующие в этих чешуйчатонадвиговых структурах базит-гипербазитовые
отторженцы меловой океанической коры (ранее
входящие в состав Охотоморской плиты) и
создают, по-видимому, линейную магнитную
аномалию вдоль восточного побережья о-ва
Сахалин. Мощность земной коры составляет
30-35 км. Скорости по поверхности Мохоровичича варьируют от 7.8 до 8.3 км/с.
Курильская котловина Охотского моря
относится к задуговым впадинам. В плане она
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОТРАВЕРС РЕГИОНА ОХОТСКОГО МОРЯ
имеет форму клина, суживающегося к северу.
Она оконтуривается по изобате 3000 м, средние
глубины в районе полигона исследования 3200 м.
Мощные (более 4000 м) толщи осадков залегают
на “акустическом фундаменте”, вероятно,
представляющем вулканогенно-осадочный
слой, ниже которого прослеживается третий
слой океанической коры с Vг = 6.4 = 6.8 км/с
мощностью до 5 км в центре впадины. Для
впадины характерен высокий тепловой поток
(Смирнов, Сугробов, 1980). “Акустический
фундамент” сильно расчленен, по бортам развиты уступы, связанные с разломами. По результатам исследования МОВ (Снеговской,
1974) осадочный чехол подразделяется на два
комплекса отложений. Верхний, возможно,
плиоцен-четвертичного возраста мощностью до
800 - 1000 м характеризуется тонкой расслоенностью. Отложения нижнего комплекса в центральной части котловины имеют мощность
свыше 3000 м и представляют собой акустически прозрачный слой. Осадочные отложения котловины подразделяются на две толщи. Верхняя сложена переслаивающимися
турбидитами и вулканогенными осадками
(пеплов) и охватывает миоцен-четвертичный
стратиграфический интервал. Нижняя - пелагическими глинами и аргиллитами с редкими
прослоями вулканического материала. Возраст
толщи, учитывая скорость осадконакопления,
устанавливается как мел-палеогеновый.
Многочисленные геофизические исследования фундамента показывают, что он сложен
серией разрывных нарушений, фиксируемых в
прибортовых частях, а также отдельными выступами основания, часто имеющими изометричную в плане и коническую в вертикальном
сечении форму. Они перекрываются осадками
и представляют, по-видимому, погребенные
вулканические постройки (Туезов, 1975). Это
подтверждается характером аномалий магнитного и гравитационного полей (Красный, 1990).
Породы “акустического фундамента”, повидимому, сложены основными вулканитами
(базальтами и их туфами), чередующимися с
вулканогенно-осадочными и кремнистыми
образованиями, обломки которых драгированы
с бортов впадины.
В центральной части Курильской котловины по сейсмическим данным выделяется
рифтовая или спрединговая структура (Piip,
Rodnikov, 2004). Эта структура резко выражена
в верхних осадочных слоях. Разломы, форми-
рующие ее, проникают в верхнюю мантию, где
зоны с аномально низкой (7.0-7.5 км/с) скоростью, возможно, представляют собой астеносферный диапир, содержащий очаги магмообразования. О распространении в верхней
мантии под Курильской котловиной области
частичного плавления свидетельствуют электромагнитные исследования (Ляпишев и др., 1987).
Для котловины характерен высокий тепловой поток. Наиболее высокие температуры в
мантии, достигающие 1200оС, наблюдаются под
Курильской котловиной на глубине около 25
км, образуя область частичного плавления
(Смирнов, Сугробов, 1980). На поверхности дна
Курильской котловины подъему горячей аномальной мантии соответствуют рифтовые структуры и основной магматизм.
Вполне вероятно, что образование котловины связано, как и всех задуговых бассейнов,
с формированием рифтов северо-восточного
простирания, следы которых выражены в резко
расчлененном рельефе акустического фундамента, обычно отражаемом на сейсмических
профилях там, где они проведены, и распространением базальтов, обнаруженных в основании чехла впадины.
Курильская островная дуга состоит из Большой островной дуги (внутренней, вулканической) и Малой островной дуги (внешней,
тектонической), разделенных междуговым
трогом. Острова Большой островной дуги сложены кайнозойскими вулканогенными и вулканогенно-осадочными породами, залегающими, судя по ксенолитам, на фундаменте, сложенном метаморфическими породами, кристаллическими сланцами, роговиками, габброидами, диоритами и плагиогранитами. Мощность коры достигает 30 - 35 км. Охотоморский
склон дуги осложнен подводными вулканами,
приуроченными к разломам. Они сложены
четвертичными базальтовыми, андезибазальтовыми и андезитовыми лавами, переслаивающимися с рыхлыми отложениями. В поднятых
при драгировании обломках и глыбах эффузивов установлена вкрапленность сульфидных
минералов: пирита, марказита, пирротина, халькопирита, дигенита и ковеллина (Кононов, 1989).
Малая островная дуга сложена в основном
верхнемеловыми образованиями. Породы
фундамента сложены полосчатыми габбро,
габбро-норитами, серпентинизированными перидотитами. Они слагают аллохтонные пластины, в верхней части которых заключены
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
53
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РОДНИКОВ И ДР.
комплексы параллельных даек (Пущаровский,
Меланхолина, 1992).
Междуговой прогиб расположен между
внешней и внутренней островными дугами,
контакт с которыми происходит по системе
разломов. Ширина прогиба 45 - 60 км. Сложен
он неогеновыми и четвертичными туфогенноосадочными образованиями. Мощность осадков в осевой зоне превышает 3 км, но сейсмическими исследованиями подошва осадочного
слоя не прослежена. Очевидно, что сейсмические исследования выявили не полный разрез
осадочно-вулканагенных образований. На
основании анализа расчета верхних кромок
аномалобразующих тел, вероятно, можно
ожидать в наиболее погруженных частях прогиба наличие геологического фундамента на
глубинах 5-6 км. Распространение вулканогенных пород в отложениях прогиба связано с
рифтообразованием, структуры которого в настоящее время перекрыты мощными рыхлыми
осадками, эффузивами среднего состава, а также туфами, туфобрекчиями и туфопесчаниками.
Курило-Камчатский желоб в районе полигона геотраверса оконтуривается изобатой 7000 м
и имеет характерный асимметричный поперечный профиль. Приостровной склон круче (7100, местами до 150), чем приокеанский (5-70, в
верхней части 3-50) (Васильев и др., 1979). С
океанской стороны желоба по самому краю Тихого океана протягивается пологое поднятие вал Зенкевича, имеющее превышение 200-400 м
над ложем океана при ширине до 300 км. Большая часть желоба выстилается осадочной толщей первого океанического слоя, нередко перекрытого маломощными (десятки м) турбидитными образованиями или же оползневой
линзой (Строение дна..., 1983; Структура…,
1996). Океанический склон разбит многочисленными разломами типа сбросов, большинство которых сечет только второй слой, но
некоторые рассекают и первый, выражаясь в
рельефе в виде уступов высотой 50-200 м. Плоскости разломов обычно наклонены к оси желоба
под углом 30-600. Расстояние между разломами
1 - 5 км (Васильев и др., 1979). Для осевой части
желоба характерны низкие значения теплового
потока. На большинстве сейсмических профилей (Строение дна ..., 1983) в осевой части
желоба наблюдается погружение кровли второго сейсмического слоя океанического склона
под островной склон на прослеживаемое расстояние до 12 км с углом наклона 5 - 70.
54
Северо-Западная котловина Тихого океана.
Геотраверс проходит в пределах вала Зенкевича
и обширной равнины, простирающейся к востоку до поднятия Шатского со средними глубинами 5000 - 5500 м. Вал Зенкевича представляет краевое океаническое поднятие, выделяемое по изобате 5500 м шириной 300 - 350 км
с превышением над ложем океана на 200 - 400 м
(Строение дна ..., 1984). Мощность осадков
незначительна (300 - 350 м), и часто породы
второго слоя океанической коры, сложенные
базальтами, относящимися к толеитам, выходят
на поверхность дна вблизи осевой зоны желоба.
Обычно эти породы связаны с горстовыми
выступами (Тектоника ..., 1983). При драгировании кроме базальтов были подняты
обломки туфов, алевролитлв, граувакк, аргиллитов, кремнистых пород, роговиков, метасланцев, андезитов, диабазов, фельзит-порфиров,
гранодиоритов, гранитов и аплитов (Васильев
и др., 1979). Калий - аргоновый возраст драгированных базальтов из выходов акустического
фундамента краевого вала находится в пределах 80.1 - 32.6 млн. лет (от позднего мела по
олигоцен включительно), а возраст гранодиоритов равен 103 млн. лет (ранний мел). Такой
разброс возрастов по мнению специалистов,
исследовавших краевой вал (Тектоника ...,
1983), свидетельствует о длительности последнего этапа магматической активности в пределах вала. На юго-востоке вал плавно переходит в ложе океана, образующее равнину,
осложненную мелкими и крупными холмами.
Северо-западная котловина, имеющая по
геолого-геофизическим данным самую древнюю кору (около 150 млн. лет), покрыта по всей
площади сплошным осадочным чехлом средней
мощностью 300 - 400 м. Чехол сложен, судя по
скважинам DSDP 303 и 580 (Larson at al., 1975),
диатомовыми и радиоляриевыми илами и слоистыми глинами, обогащенными пеплом позднемиоценового-четвертичного возраста, залегающими на цеолитовых пелагических глинах,
глинистых наноилах и кремнистых породах. На
глубине 211 м эти отложения подстилаются
нижнемеловыми пелагическими цеолитовыми
глинами, в нижней части разреза с прослоями
кремнистых сланцев и нанопланктонных известняков. На глубине 284.75 м осадочные отложения подстилаются подушечными лавами
палеотипных базальтов. В скважине выделено
несколько пластов пиллоу-лав, представленны-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОТРАВЕРС РЕГИОНА ОХОТСКОГО МОРЯ
ми мелкозернистыми базальтами с прожилками
кальцита, монтморилонита и халцедона.
Верхняя мантия под Охотским морем характеризуется как горизонтальными, так и
значительными вертикальными неоднородностями. Она несколько разуплотнена, по
сравнению с Тихим океаном (Болдырев и др.,
1993). По данным сейсмической томографии
(Андерсон, Дзевонский, 1984; Bijwaard et al.,
1998), в верхней мантии под Охотским морем
отмечаются пониженные значения сейсмических скоростей как и под Японским и Филиппинским морями, а в Курильской котловине, на
основе электромагнитных исследований, в
верхней мантии в интервале глубин 30 - 65 км
выделен слой с удельной проводимостью 0.3 0.5 См/м и интегральной проводимостью около
15000 См (Ляпишев и др., 1987). Природа слоя
связывается с частичным плавлением, а его
распространение ограничивается пределами
котловины. На глубине более 100 км возможно
выделение второго проводящего слоя. Полученные результаты согласуются с глубинными
температурами в верхней мантии, сейсмическими исследованиями и другими геофизическими данными (Maruyama et al., 1997).
Астеносфера в верхней мантии выделена, в
основном, по геотермическим данным (Структура..., 1996). Под астеносферой понимается
слой в верхней мантии, в котором вещество
находится при температуре, близкой к температуре плавления, в связи с чем в нем понижается вязкость, и в определенных условиях возникают магматические очаги. За верхнюю поверхность астеносферы принята изотерма 10000 1200 0С . При таких температурах происходит частичное плавление пород верхней мантии
с учетом влияния глубинных флюидов (Смирнов, Сугробов, 1980; Структура..., 1996).
На основе этих расчетов астеносфера располагается в верхней мантии в Охотском море на
глубине 50 - 70 км, а под Северо-Западной котловиной Тихого океана на глубине около 100 км.
От астеносферы отходят диапиры частичного
плавления вещества, которые достигают глубины 20-30 км под осадочным трогом Татарского пролива, впадиной Дерюгина и Курильской котловиной, обусловливая активный тектонический режим, проявляющийся в вулканической, сейсмической и гидротермальной деятельности (рис. 6 на 4 стр. обложки).
На Сахалине проводящий астеносферный
слой распространен в верхней мантии под всем
островом и под Татарским проливом, где он
наблюдается на глубине около 80 км. Вдоль
восточной окраины материка в верхней мантии
наблюдается стык высокопроводящих слоев
астеносферы с жесткой высокоомной верхней
мантией континента. Кроме того, под Сахалином в интервале глубин 300-500 км прослеживаются аномально высокоомные области, связанные, возможно, с прохождением здесь холодной погружающейся плиты субдукционной
зоны. Под островами Южных Курил в полосе
геотраверса глубина до электропроводящего
слоя в верхней мантии составляет 60 - 80 км
(Альперович и др., 1978). Результаты электромагнитных исследований подтверждаются
геотермическими наблюдениями.
Наиболее высокие температуры наблюдаются под Курильской котловиной, где область частичного плавления расположена на глубине около
25 км. Наиболее низкие значения отмечены под
глубоководным желобом (Смирнов, Сугробов,
1980). На поверхности дна Курильской котловины подъему аномальной мантии соответствуют
рифтовые структуры и основной магматизм.
Под Северо-Сахалинской осадочной впадиной, содержащей почти все нефтегазовые
месторождения Сахалина, астеносфера в настоящее время расположена на глубине около
70 км (Структура ..., 1996). Глубинные температуры на границе Мохо варьируют от 100°С
в Тихом океане до 800°С под Татарским проливом и Курильской котловиной, а под впадиной Дерюгина астеносфера подступает
непосредственно к подошве коры.
Таким образом, максимальные температуры
и минимальная мощность литосферы характерны для глубоководных котловин Охотского
моря. В осевых частях этих структур астеносферный слой поднимается до 15 км, на флангах
опускается до глубин 40 - 50 км, а под Тихим
океаном - до глубины 100 км.
ВЫВОДЫ
Отличительной особенностью глубинного
строения переходной зоны от Евразийского
континента к Тихому океану в районе Охотского моря является распространение в верхней
мантии астеносферного слоя, от которого отходят диапиры аномальной мантии, процессы в
которых обусловливают формирование структур земной коры.
Отмечается корреляция между геологическими структурами, тектоно-магматической
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
55
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РОДНИКОВ И ДР.
активностью и строением верхней мантии.
Тектонически активным регионам, таким как
островные дуги, рифтовые структуры окраинных морей соответствует мощная наиболее
полно выраженная астеносфера, генерирующая
магму.
На поверхности поднятиям астеносферы
соответствуют рифтовые образования и излияния, в основном, толеитовых магм. Они располагаются в зонах растяжения и проявляются на
фоне уменьшения мощности литосферы и высокого теплового потока.
Подтверждена связь теплового потока с
тектоно-магматической активностью. Она
выражается в увеличении теплового потока при
омоложении возраста тектогенеза. Увеличение
плотности теплового потока обусловленно
внедрением в литосферу астеносферных диапиров, вызывающих тектоно-магматическую
переработку.
Чем выше уровень залегания астеносферы,
тем выше значения теплового потока и более
молодой возраст излияния толеитовых базальтов. При уровне залегания астеносферы, достигающем примерно 20 км, происходит раскол
литосферы, образование междуговых прогибов,
вдоль осевых линий которых образуются рифтовые структуры с излияниями толеитовых
базальтов.
Отмечается соотношение: апвеллинг астеносферы к подошве коры островной дуги; раскол литосферы с формированием междуговых
трогов; образование магматических очагов в
коре и мантии; рифтогенез на поверхности с
толеитовым магматизмом и гидротермальным
проявлением сульфидов.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проекты № 04 07-90194 и 05-0565102), ДВО РАН (проект 05-3-А-08-104), ФЦП
«Интеграция науки и высшего образования России на 2002-2006 гг.» (проект Э0334) и ведущих
научных школ (проект №-НШ-2294. 2003.5).
Список литературы
Андерсон Д.Л., Дзевонский А.М. Сейсмическая томография // В мире Науки, 1984. № 12.
С. 23-34.
Альперович И.М., Никифоров В.М., Усанова М.И.
Магнитотеллурические исследования на о. Итуруп // Физика Земли. 1978. № 1. С. 120-123.
Апродов В.А. Вулканы. М.: Мысль, 1982. 367 с.
56
Белоусов В.В. Столетие международного
сотрудничества в изучении Земли // Строение
и динамика зон перехода от континента к океану / Отв. ред.: В.В. Белоусов, М.Е. Артемьев,
А.Г. Родников. М.: Наука, 1986. С. 6-13.
Бикенина С.К., Аносов Г.И., Аргентов В.В.,
Сергеев К.Ф. Строение земной коры южной
части Охотского моря по сейсмическим данным. М.: Наука, 1987. 87 с.
Болдырев С.А., Гайнанов А.Г., Строев П.А.
Плотностные неоднородности литосферы и динамика развития северо-западной части Тихоокеанского подвижного пояса // Морские гравиметрические исследования. М.: Национальный геофизический комитет, 1993. C. 106-128.
Бондаренко В.И., Рашидов В.А. Новые данные о морфологии подводных вулканических
хребтов Гидрографов и Броутона (Курильская
островная дуга) // Вестник КРАУНЦ. Науки о
Земле. 2004. № 4. С. 51-58.
Ваньян Л.Л., Шиловский П.П. Глубинная
электропроводность океанов и континентов.
М.: Наука, 1983. 88 с.
Варнавский В.Г. О перспективах нефтегазаносности приматерикового шельфа Татарского
пролива // Тихоокеанская геология. 1994. № 3.
С. 33-44.
Васильев Б.И., Æильцов Э.Г., Суворов А.А.
Геологическое строение юго-западной части
Курильской системы дуга-желоб. М.: Наука,
1979. 106 с.
Гайнанов А.Г., Исаев С.И., Удинцев Г.Б.
Магнитные аномалии и морфология дна островных дуг северо-западной части Тихого океана // Океанология. 1968. Т. 8. Вып. 6. С. 1017-1024.
Геолого-геофизический атлас Курило-Камчатской островной системы / Отв. ред. Сергеев К.Ф., Красный М.Л. Л.: ВСЕГЕИ, 1987. 36 листов.
Гонтовая Л. И., Левина В. И., Санина И. А. и
др. Скоростные неоднородности литосферы под
Камчаткой // Вулканология и сейсмология.
2004. № 3. С. 3-11.
Горшков Г.С. Вулканизм Курильской островной дуги. М.: Наука, 1967. 288 с.
Гущенко И.И. Извержения вулканов мира.
Каталог. М.: Наука, 1979. 475 с.
Затонский Л.К., Канаев В.Ф., Удинцев Г.Б.
Геоморфология подводной части Курило-Камчатской дуги // Океанографические исследования. 1961. № 3. С. 124-136.
Злобин Т.К. Строение земной коры и верхней
мантии Курильской островной дуги. Владивосток: ДВО АН СССР, 1987. 120 с.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОТРАВЕРС РЕГИОНА ОХОТСКОГО МОРЯ
Камчатка, Курильские и Командорские
острова / Отв. ред. Лучицкий И.В. М.: Наука,
1974. 469 с.
Козловский Е.А., Зайченко В.Ю., Ерохов В.А.
и др. Достижения и перспективы глубинных
исследований Земли // Советская геология.
1987. № 11. С. 2-20.
Кононов В.В. Рудная минерализация подводных вулканических зон острова Итуруп //
Геология дна Тихого океана и зоны перехода к
Азиатскому континенту / Отв. ред. Васильев Б.И.
Владивосток: ДВО АН СССР, 1989. С. 135-138.
Кочергин Е.В., Павлов Ю.А., Сергеев К.Ф.
Геомагнитные аномалии Курильской и Рюкю
островных систем. М.: Наука, 1980. 126 с.
Красный М.Л. Геофизические поля и глубинное строение Охотско-Курильского региона. Владивосток: ДВО АН СССР, 1990. 162 с.
Ляпишев А.М., Сычев П.М., Семенов В.Ю.
Структура электропроводности верхней мантии
Курильской котловины Охотского моря // Тихоокеанская геология. 1987. № 4. С. 45-55.
Натальин Б.А., Фор М., Монье П. и др.
Анюйский метаморфический купол (СихотэАлинь) и его значение для мезозойской геодинамической эволюции Восточной Азии // Тихоокеанская геология. 1994. № 6. С. 3-25.
Никифорова Н.Н., Ахмадулин В.А., ПорайКошиц А.М. и др. Глубинные магнитотеллурические исследования в Хабаровском крае //
Глубинные электромагнитные зондирования
Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН
СССР, 1980. С. 42-43.
Объяснительная записка к Тектонической карте Охотоморского региона масштаба
1: 2500000 / Отв. ред. Богданов Н.А., Хаин В.Е.
М.: ИЛОВМ, 2000. 193 с.
Подводный вулканизм и зональность Курильской островной дуги / Отв. ред. Пущаровский Ю.М. М.: Наука, 1992. 528 с.
Пущаровский Ю.М., Меланхолина Е.Н. Тектоническое развитие Земли. Тихий океан и его
обрамление. М.: Наука, 1992. 263 с.
Рашидов В.А., Бондаренко В.И. Подводный
вулканический массив Эдельштейна (Курильская островная дуга) // Вулканология и сейсмология. 2003. № 1. С. 3-13.
Рашидов В.А., Бондаренко В.И. Геофизические исследования подводного вулкана Крылатка (Курильская островная дуга) // Вулканология и сейсмология. 2004. № 4. С. 65-76.
Родников А.Г. Международный проект «Геотраверс»: задачи, проблемы, перспективы //
Вестник Академии Наук СССР. 1986. № 2.
С. 101-106.
Родников А.Г., Сергеева Н.А., Забаринская Л.П.,
Родкин М.В. Международный проект «Геотраверс»: результаты геолого-геофизических исследований // Тез. докл. пятых геофизических
чтений им. В.В. Федынского. Москва: ГЕОН,
2003. С. 35-36.
Родников А.Г., Сергеева Н.А., Забаринская Л.П.,
Родкин М.В. Особенности строения литосферы
окраинных и внутренних морей // Геофизика
XXI столетия: 2002 год // Сборник трудов
Четвертых геофизических чтений имени В.В. Федынского (28 февраля - 02 марта 2002 г.,
Москва). М.: Научный мир, 2003. 468 с.
Смирнов Я.Б. Геотермическая карта Северной Евразии и методы анализа термической
структуры литосферы. М.: ГИН, 1986. 180 с.
Смирнов Я.Б., Сугробов В.М. Земной тепловой поток в Курило-Камчатской и Алеутской
провинциях // Вулканология и сейсмология.
1980. № 2. С. 3-17.
Снеговской С.С. Исследование МОВ и тектоника южной части Охотского моря и прилегающей окраины Тихого океана. Новосибирск:
Наука, 1974. 86 с.
Строение дна Охотского моря / Отв. ред. Белоусов В.В. и Удинцев Г.Б. М.: Наука, 1981. 176 с.
Структура и динамика литосферы и астеносферы Охотоморского региона / Отв. ред.
Родников А.Г., Туезов И.К. и Харахинов В.В.
М.: Национальный геофизический комитет,
1996. 338 с.
Тараканов Р.З. Модель строения среды в
фокальной зоне и прилегающей к ней мантии
для Курило-Японского региона // Новые данные о строении коры и верхней мантии КурилоКамчатского и Японского регионов. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1978. С. 111-126.
Тектоника северо-западной части Тихого
океана / Отв. ред. Родников А.Г. М.: Наука,
1983. 120 с.
Тектоническая карта Охотоморского региона. Масштаб 1: 2500000 / Ред. Богданов Н.А. и
Хаин В.Е. М.: Институт литосферы окраинных
и внутренних морей, 2000.
Тронов Ю.А., Харахинов В.В., Кононов В.Е.,
Пудиков Э.Г. Северо-Татарский нефтегазоносный бассейн // Тихоокеанская геология. 1987.
№ 6. С. 45-49.
Туезов И.К.. Литосфера Азиатско-Тихоокеанской зоны перехода. Новосибирск: Наука,
1975. 232 с.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
57
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РОДНИКОВ И ДР.
Туезов И.К. Карта теплового потока Тихого
океана и прилегающих континентов. Хабаровск: ДВО АН СССР, 1988. 33 с.
Федотов С. А., ×ернышев С. Д. Долгосрочный
сейсмический прогноз для Курило-Камчатской
дуги: достоверность в 1986-2000 гг., развитие
метода и прогноз на 2001-2005 гг. // Вулканология и сейсмология. 2002. № 6. С. 3-24.
Федорченко В.И., Абдурахманов А.И, Родионова Р.И. Вулканизм Курильской островной дуги. Геология и петрогенезис. М.: Наука,
1989. 239 с.
Филатова Н.И. Меловая эволюция континентальной окраины в контексте глобальных
событий // Стратиграфия. Геологическая
корреляция. 1998. Т. 6. № 2. С. 1-15.
Филатова Н.И. Кайнозойские зоны растяжения в обрамлении Японского моря // Геотектоника. 2004. № 6. С. 76-88.
Ханчук А.И. Палеогеодинамический анализ
формирования рудных месторождений Дальнего Востока России. Владивосток: Дальнаука,
2000. 276 с.
Bijwaard H., Spakman W., Engdahl E.R. Closing
the gap between regional and global travel time
tomography // J. Geoph. Res. 1998. Vol. 103. B12.
P. 30055-30078.
Hilde T.W.C., Uyeda S., Kroenke L. Evolution
of the Western Pacific and its margin // Tectonophysics. 1977. Vol. 38. № 1-2. P. 145-165.
Larson R.L., Moberly R. et al. Initial Reports of the
Deep Sea Drilling Project. 1975. Vol. 32. Washington
(U.S. Government Printing Office ). 900 p.
Maruyama S., Isozaki Y., Kimura J. аnd Terabayashi M. Paleographic maps of the Japanese
Islands: Plate Tectonic Synthesis from 750 a to the
present // The Island Arc. 1997. Vol. 6. Issue 1.
March. P. 91-120.
Piip V. B., Rodnikov A.G. The Sea of Okhotsk
crust from deep seismic sounding dat // Russian
Journal of Earth Sciences. 2004. Vol. 6. № 1. Р. 1-14.
Rodnikov A.G., Sergeyeva N. A., Zabarinskaya L. P. Deep structure of the Eurasia-Pacific
transition zone // Russian Journal of Earth Sciences.
2001.Vol. 3. №. 4. Р. 293-310.
Simkin T., Siebert L. Volcanoes of the World.
Geoscience Press, Inc. Tusson, Arizona. 1994. 349 p.
THE OKHOTSK SEA GEOTRAVERSE
A.G. Rodnikov1, L.P. Zabarinskaya1, V.B. Piip2, V.A. Rashidov3,
N.A. Sergeyeva1, N.I. Filatova4
1
Geophysical Center, RAS, Moscow, 11999, Russi; e-mail: rodnikov@wdcb.ru
Moscow State University named after M.V. Lomonosov, Moscow, 119899, Russia;
3
Institute of Volcanology and Seismology, FED RAS, Petropavlovsk-Kamchatsky, 683006, Piip Blvd, 9, Russia;
4
Geological Institute RAS, Moscow , 109117, Russia
2
The deep structure of the transition zone from the Asian continent to the Pacific Ocean was investigated
under the Geotraverse International Project along the deep section of the tectonosphere, including the
lithosphere and the asthenosphere. The profile of the geotraverse crosses the Mesozoic structures of the
Sikhote-Alin, the rift of the Tatar Strait, the Cenozoic formations of Sakhalin I., the Kuril Basin of the
Okhotsk Sea, the volcanic structures of the Kuril Island Arc, the Kuril Trench, and the Mesozoic plate
of the Northwest Pacific Basin. The length of this profile is 2000 km with a depth of 100 km. A distinctive
feature of the transitional zone is the presence of an asthenospheric layer in the upper mantle and the
rising of the diapirs of a hot anomalous mantle material, which controlled the formation of the geological
structures of region. There is an obvious correlation among the geological features, tectonomagmatic
activity, and the structure of the upper mantle. The tectonically active regions, such as the island arcs and
the rifts of the marginal seas, correlate with a thick, clearly expressed magma-generating asthenosphere.
58
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ÂÅÑÒÍÈÊ ÊÐÀÓÍÖ. ÑÅÐÈß ÍÀÓÊÈ Î ÇÅÌËÅ. 2005. ¹ 5
УДК 550.34+551.24
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ ВИХРЕВЫХ СТРУКТУР В
ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ СРЕДЕ
© 2005 Т.Ю. Тверитинова1, А.В. Викулин2,3
2
1
Московский государственный университет, Москва, Россия, tvertat@newmail.ru
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, 683006, Петропавловск-Камчатский,
бульвар Пийпа, 9, Россия, vik@kcs.iks.ru
3
Камчатский государственный педагогический университет, 683032,
Петропавловск-Камчатский, ул. Пограничная, 4
Строение границ литосферных плит - зон сдвиговых деформаций, рассматривается как геологическое доказательство «собственного» (не Эйлерового) вращения плит. Анализ особенностей
структурных рисунков полей деформаций на геологических и тектонических картах подтверждает существование структур вихревого типа. Устанавливается существование имеющих
разные характерные времена двух прямо пропорциональных зависимостей между скоростями
движения литосферных плит и протяженностями их конвергентных и дивергентных границ.
Получает свое дальнейшее развитие гипотеза о взаимосвязи вихревых процессов в тектоносфере
с ротационно обусловленными волновыми движениями планетарного масштаба. Приводится
обзор вихревых движений и обширная библиография.
ÇÀÐÎÆÄÅÍÈÅ È ÐÀÇÂÈÒÈÅ ÊÎÍÖÅÏÖÈÈ
ÂÈÕÐÅÂÛÕ ÄÂÈÆÅÍÈÉ
Развитие представлений о вихревых движениях материи достаточно подробно описано в
(Борисов и др., 2003; Викулин, 2004а; Вихри…,
2004; Кудрявцев, 1956). Кратко основные исторические вехи сводятся к следующему.
Гипотезы, с помощью которых пытались
объяснить вращательные движения вещества,
возникали неоднократно. Первым, по-видимому, был И. Кеплер Он еще в 1609 г. рисовал
Солнце в центре мощного вихря, который разбрасывает планеты по их орбитам и заставляет вращаться вокруг Солнца. Идея же вихревых движений, как движений Материи, как система
Мира, была высказана Декартом в его главном
сочинении «Начала философии», вышедшем в
свет в 1644 г. «Мир Декарта - это материальный
континуум, протяженная материя, или материальное пространство. … Законы природы … достаточны, чтобы заставить части материи распутаться и расположиться в весьма стройный по-
рядок. Декарт полностью разделяет учение о
множестве миров и гением своего ума, рисует
картину возникновения развития и сосуществования этих миров в таких чертах: из первоначального хаоса благодаря взаимодействиям частиц образовались вихри, каждый из которых
имеет свой центр. … Более массивные частицы
вытесняются к периферии, сцепляются и образуют тела планет. Каждая планета вовлекается
своим вихрем в круговое движение около центрального светила. … Кометы имеют такую же
структуру, как и планеты, принадлежат к переходящим, пограничным вихрям, переходя из
одного мира в другой» (Кудрявцев, 1956, с. 147150). Глубокий анализ проблем вихревой космогонии дал позднее И. Кант, а П. Лаплас построил на этой основе свою небулярную гипотезу (1796 г.), которая, по существу, и до сих пор
находится в центре космогонических дискуссий, развиваясь и обогащаясь новыми теоретическими идеями и наблюдательными данными.
Задача прогноза погоды и, как следствие,
проблема построения теории циклонов в
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
59
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ТВЕРИТИНОВА, ВИКУЛИН
атмосфере привели в середине XIX в. к возрождению интереса к вихревой динамике. Труды
Г.Л.Ф. Гельмгольца, У. Томсона (Кельвина),
Г.Р. Кирхгофа, Б. Римана и других исследователей привели не только к существенно новым
гидродинамическим результатам, вихревым
атомам Кельвина, но и к созданию наиболее
общей вихревой теории материи (Борисов и др.,
2003).
В ХХ столетии процесс выдвижения гипотез, объясняющих природу вихревого движения, был продолжен. 20-е годы - первые работы
Ли Сы-гуана по вихревым структурам земной
коры (Lee, 1928). Эти представления в дальнейшем были развиты в работах (Мелекесцев, 1979;
Слензак, 1972). В 50-х годах Г.А. Гамов, создатель в настоящее время общепризнанной теории горячей Вселенной, показал, что в распределении и движении галактик определенно
«присутствуют» следы догалактической турбулентности. Относительно их происхождения он
высказал предположение, согласно которому
вихри имеют ту же природу, что и само космологическое расширение, т. е. существуют во
Вселенной изначально - по сути, как и у Декарта
и Канта-Лапласа.
В соответствии с данными, полученными
уже в XXI веке, как показано в (Потапов и др.,
2000), вращательными и вихревыми движениями пронизано все вещество в масштабах «от
пули до Солнца». Спиральные галактики,
которых большинство, более 70%, согласно
(Фридман, 2005), имеют волновую солитонную
структуру, и «Млечный путь, который мы видим
в безлунную ясную ночь, есть малая область
самой большой волны, которую человек способен разглядеть невооруженным глазом». В
науках же о Земле на фоне «не успехов» Новой
глобальной тектоники (Пущаровский, 2005;
Спорные…, 2002) резко повысился интерес к
проблеме вихревых структур в земной коре
(Вихри…, 2004; Система…, 2003; Полетаев, 2005;
Тектоника…, 2002).
ВИХРИ В ГЕОЛОГИЧЕСКИХ
ПРОЦЕССАХ
Проблема вихревых структур в геологических процессах была впервые обозначена
китайским ученым Ли Сы-гуаном в 20-х гг. ХХ
века (Lee, 1928) и через 30 лет сформулирована
им в качестве научной гипотезы в книге (Ли Сыгуан, 1958), в которой на большом фактическом
60
материале обосновывается существование
структур, являющихся, по мнению автора,
результатом сдвигов, возникающих при вращении отдельных масс земной коры, и, видимо,
по этой причине названных вихревыми. В
последние годы появилось большое количество
данных о существовании структур поворотного,
крутильного, вихревого типов в геологической
среде как Земли (Ван Беммен, 1991; Кац,
Козлов, Полетаев и др., 1989; Кулаков, 1980;
Мелекесцев, 1979, 2004 а,б; Мясников, 1999;
Система…, 2003; Слензак, 1972; Тектоника…,
2002), так и других планет и их спутников (Мелекесцев, 2004 а, б; Maps…, 1989; Whithey, 1979).
В соответствии с данными работ (Дмитриевский, Володин, Шипов, 1993; Слензак, 1972;
Шипов, 2002), вихревые структуры и физические процессы, их объясняющие, должны, по
сути, являться краеугольными камнями современной геодинамики.
Проблема происхождения вихревых систем
литосферы подробно освящается в (Слензак,
1972). В этой же работе, в частности, отмечается,
что «сходство вихревых образований атмосферы, гидросферы и литосферы не случайно, и
в факте вращения Земли проблема генезиса
вихревых образований имеет прочную основу
для своего решения» (Слензак, 1972, с. 76). Из
последних следует отметить работы (Вихри…,
2004; Полетаев, 2005), в которых приводится
обзор современного состояния проблемы с описанием большого количества геологических
структур вихревого типа.
Анализ полей деформаций на геологических
и тектонических картах показывает, что образование таких вихревых структур в земной коре
и их генезис являются прямым следствием
геодинамических процессов. Совокупность
данных: о расположении планетарных структур
сжатия и растяжения (Роль…, 1997); о поле
напряжений, по механизмам очагов землетрясений Евразии определенное как мегарегиональное (Гущенко, 1979); о геодезических (Рикитаке, 1970; Сато, 1984; Hashimoto, Tada, 1988)
и светодальномерных (Давыдов и др., 1988)
инструментальных измерениях, проведенных
на больших базах; о движениях блоков Тихоокеанской сейсмофокальной зоны (Геологическая…, 1989; Daly, 1989; Geist et al., 1988;
Nur et al., 1986), тектонических плит (Берсенев,
1964; Викулин, 1994; Жарков, 1983; Мелекесцев, 1979; Forsyth, Uyeda, 1975; Takeuchi,
1985), платформ (Полетаев, 2005) и других более
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ ВИХРЕВЫХ СТРУКТУР
«мелких» геологических образований (Ван
Беммелен, 1991; Полетаев, 2005), которые, в
свою очередь, «пронизаны» перекрывающимися вихревыми планетарными структурами
литосферы (Слензак, 1972) - прямо указывает
на вращательный, крутильный и вихревой
характер движения геологических структур
планеты (Викулин, 2003; Вихри…, 2004; Маслов, 1996; Слензак, 1972).
Анализ большого количества тектонических
данных показывает следующее. Согласно
А.В. Лукьянову (1999), «если представить себе
тектоническое течение в виде векторного поля
скоростей (или перемещений) частиц тектоносферы, то самоорганизация приводит это поле
к единому, сплошному, непротиворечивому
структурному рисунку», в котором «находят
свое место не только неоднородные деформации, но и зоны с ненулевыми дивергенциями и вихрями». При этом, уже почти полвека, как А.В. Пейве
отметил (Лукьянов, 1999), что «каждый блок
земной коры обладает как бы самостоятельной
«движущей силой», заключенной в нем самом» (в
обеих цитатах курсив наш). В работе (Слензак,
1972, с. 37-38) делается «важный вывод о самостоятельности крупной вихревой системы, как
типа тектонической структуры литосферы,
который не может быть создан внешними источниками движения в виде дрейфующих материков или смещений по планетарным разломам». Далее «перекрытие вихревых систем
способствует образованию систем меньшего
размера, соединяя в новые вихри отрезки
больших дуг крупных систем» (Слензак, 1972,
с. 43). При этом «непосредственное изучение
пород свидетельствует о формировании вещества», слагающего вихревые системы, «в твердом состоянии на месте и за счет вещества верхней мантии» (Слензак, 1972, с. 98).
Проведенный в (Викулин, 2004а) анализ
движений, наблюдаемых в Природе во всем
пространственно-временном масштабе от элементарных частиц (имеющих спин) до галактик
и их скоплений, подтверждает саму суть «геотектонических» наблюдений и обобщений
А.В. Пейве и А.В. Лукьянова (Лукьянов, 1999)
и О.И. Слензака (1972). Такие наблюдения и
обобщения, согласно представлений Декарта,
Канта-Лапласа, Кельвина и Гамова, фактически, предписывают структурным элементам
геологической среды, как части Материи, на
разных пространственно-временных масштабах, вращающейся независимо от физического
состояния слагающего ее вещества, иметь собственный момент количества движения. На
основании этих данных поворотные, закрученные спиралеобразные (по (Ли Сы-гуан, 1958)
вихревые) структуры, их формирование и развитие в пространстве и во времени, взаимосвязь
друг с другом («самоорганизация»), по мнению
авторов, основанному на данных Ли Сы-гуана
(Ли Сы-гуан, 1958; Lee, 1928), А.В. Пейве и А.В.
Лукьянова (Лукьянов, 1999), О.И. Слензака
(1972), А.Н. Дмитриевского с соавторами (1993),
А.И. Полетаева (2005), сборников (Вихри…,
2004; Система…, 2003; Тектоника…, 2002) и
других, являются следствием «собственных»
вращательных движений слагающих геологическую среду блоков, плит и их образований.
Наличие вихревых структур в литосферах
Земли, других планет и их спутников естественным образом продолжает и «замыкает» цепочку такого рода движений вещества при разных физических состояниях.
Следует отметить следующее. Согласно
данным работы (Викулин, 2003), в понятие
«собственное вращательное движение» мы
вкладываем смысл, по сути, близкий спину,
который имеет любая достаточно малая частица
вещества (элементарная частица, атом, молекула) в течение всей своей «жизни». Данные
физического плана, подтверждающие такую
гипотезу, содержатся в работах (Дмитриевский
и др., 1993; Потапов и др., 2000; Шипов, 2002).
Поэтому «самостоятельную движущую силу,
заключенную в самом» блоке (Лукьянов, 1999),
и «самостоятельность вихревой системы» (Слензак, 1972) мы также связываем с «собственным
вращательным моментом». Очевидно, что
используемое нами понятие «собственного
вращательного движения», в принципе, отличается от Эйлерового вращения, соответствующего поступательному перемещению
вдоль сферической поверхности.
СТРОЕНИЕ ГРАНИЦ ЛИТОСФЕРНЫХ
ПЛИТ КАК ЗОН СДВИГОВЫХ
ДЕФОРМАЦИЙ
«Закрученные» структуры на геологических
и тектонических картах разного масштаба часто
проявляются в виде разновозрастных систем
сдвиговых деформаций, которые наблюдаются
и вдоль границ структур, и в пределах их
внутренних областей в виде спиралевидных
(кольцевых или дуговых) и вихревых (в том
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
61
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ТВЕРИТИНОВА, ВИКУЛИН
Рис. 1. Схема строения зоны сдвиговых деформаций
по (Буртман, Лукьянов, Пейве и др., 1963). 1 – структуры растяжения; 2 – структуры сжатия; 3 – объекты,
бывшие прямолинейными до сдвигания. Растягивающие напряжения показаны белыми стрелками,
сжимающие – толстыми черными стрелками.
числе радиальных) структурно-кинематических
и тектодинамических рисунков.
Повсеместно наблюдающиеся на геологических и тектонических картах чередования
разномасштабных структур растяжения или
сжатия в виде определенных систем, очевидно,
можно рассматривать как региональные, мегарегиональные и планетарные зоны сдвиговых
деформаций (рис. 1).
К мегарегиональным зонам сдвиговых деформаций по своему строению (Структурная…,
1991; Хаин, Ломизе, 1995; Tveritinova, 1995)
можно отнести как дивергентные границы
литосферных плит (кулисные последовательности рифтовых долин, сочленяющихся посредством трансформных разломов), так и
конвергентные границы плит (кулисные последовательности структур сжатия - «элементарных» зон субдукции или горно-складчатых
сооружений), сочленяющихся посредством
поперечных структур преимущественно сдвигового типа (рис. 2). Наиболее характерным примером глобальной правосдвиговой зоны может
являться рифтовая система Атлантического
океана (рис. 2а). Строение этой системы может
быть объяснено вращением против часовой
стрелки Северо-Американской и Евразийской
плит в северном полушарии и Южно-Американской и Африканской плит - в южном. Такое
движение плит подтверждается данными о
планетарных вихревых системах литосферы,
большая часть которых также «закручена»
против часовой стрелки (Слензак, 1972). Примером левосдвиговой зоны может являться конвергентная система Средиземноморско-Гима62
лайского альпийского складчатого пояса - зона
левостороннего Тетического кручения (Кэрри,
1991) (рис. 2б), строение которой не может быть
объяснено только одним поперечным сжатием
и требует привлечения механизма левостороннего сдвига или вращения по часовой стрелке
плит северного полушария относительно плит
южного.
Тип структурных рисунков полей деформаций, характерных для границ литосферных
плит, вследствие пространственно-временных
неоднородностей структуры литосферы, может
быть определен не всегда однозначно. Вопервых, наблюдаемые поля деформаций могут
быть «локальными» структурами, отражающими «жизнь» данной зоны на всех предшествующих этапах ее развития, что, например,
наблюдается для Тихоокеанского подвижного
пояса (Вихри…, 2004; Tveritinova, 2004). Вовторых, в одной и той же зоне в различных
сочетаниях одновременно могут проявиться
несколько механизмов деформаций геологической среды, которые могут быть связаны как
с автономным развитием некоторых отдельных
планетарных структур, так и с «глобальными»
деформациями, характерными для всей литосферы в целом. Поэтому вдоль одной и той же
литосферной границы (например, глобальной
конвергентной зоны) мы часто можем видеть
одновременно присутствие сходно ориентированных структур и растяжения и сжатия.
Примерами зон с такими полями деформаций
могут служить как Тихоокеанский, так и Средиземноморский подвижные пояса. Тип структурных рисунков полей деформаций, наблюдаемых в пределах практически всех крупных
планетарных зон (литосферных границ), очень
сильно зависит также и от ориентировки этих
зон, что связано с влиянием общепланетарного
поля напряжений с механизмом полярного
меридионального сжатия (Расцветаев, 1980). На
участках северо-восточного (СВ) простирания
большинства границ литосферных плит (и
любых других дизъюнктивных неоднородностей планетарного масштаба, например,
внутриконтинентальных складчатых поясов)
закономерным является присутствие признаков
левосдвиговых смещений, на участках северозападного (СЗ) простирания - правосдвиговых.
Дивергентные границы плит, т.е. срединноокеанические хребты (СОХ), обнаруживают
признаки как правосдвиговых, так и левосдвиговых смещений. На участках СОХ, имеющих
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ ВИХРЕВЫХ СТРУКТУР
Рис. 2. Срединно-Атлантическая рифтовая зона как планетарная зона правого сдвига
(А) и Средиземноморско-Гималайский альпийский пояс как планетарная зона левого
сдвига (Б): 1 – рифтовая зона и трансформные разломы; 2 – граница континентальной и
океанической коры; 3 – краевые надвиги Средиземноморско-Гималайского альпийского
пояса; 4 – главные офиолитовые сутуры; 5 – крупные континентальные сдвиги; 6 – прочие
крупные разломы; 7 – вихревые складки Генуя (1) и Дунай (2) по (Ван Беммелен, 1991);
8 – направление смещения граничных блоков – плит. Буквами обозначены сегменты
Срединно-Атлантического пояса: ArS – Арктический, IsS – Исландский, CAS – Центрально-Атлантический, SAS – Южно-Атлантический; Средиземноморско-Гималайского пояса: WMS – Западно-Средиземноморский, EMS – Восточно-Средиземноморский, WAS – Западно-Азиатский, CAS – Центрально-Азиатский.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
63
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ТВЕРИТИНОВА, ВИКУЛИН
СЗ ориентацию, наблюдаются, в основном,
правосдвиговые смещения, а на участках СВ
ориентации - как левосдвиговые, так и правосдвиговые. Следует отметить, что преобладание
в рифтовых зонах правосдвиговых смещений
над левосдвиговыми носит достаточно общий
характер. Такое поле деформаций может, например, быть результатом общего меридионального латерального сжатия Земли (в условиях
которого формируются правые сдвиги СЗ и
левые сдвиги СВ ориентаций) и одновременно
результатом действия специфичного механизма, который бы и мог определять формирование правосдвиговых смещений в участках
с различной ориентировкой. Таким механизмом
могло бы быть левостороннее кручение, которое
наблюдается у большинства литосферных плит
в виде вращения внутриконтинентальных блоков литосферы - древних кратонов в качестве
их ядер и собственно в виде формирования зон
сдвиговых деформаций по их границам.
В условиях меридионального сжатия тип
деформаций в конвергентных зонах, в зависимости от ориентировки тех или иных их участков, должен быть различным. Вместе с тем, вдоль
двух главных конвергентных зон (Тихоокеанского и Средиземноморского подвижных поясов), вне зависимости от существования механизма меридионального сжатия, наблюдаются
левосдвиговые смещения. Объяснить наблюдаемую картину деформаций можно, например,
с помощью предлагаемой нами гипотезы об
общепланетарном правозакрученном полярном
вихре (рис. 3). Наиболее выразительно такая
планетарная вихревая структура, на наш взгляд,
должна проявляться, во-первых, в виде приэкваториальной зоны левосдвигового Тетического кручения, что подтверждается данными
работы (Кэрри, 1991). Во-вторых - в виде
левосдвиговых зон широтного простирания в
более высоких широтах, например, в целом
левосдвиговой организацией рифтовых систем
Южно-Антарктического (Циркумантарктического) океана. В-третьих - формированием
системы меридионально ориентированных
структур сжатия (горно-складчатых сооружений, зон субдукции) и растяжения к северу и
к югу от приэкваториальной Тетической сдвиговой зоны с преобладанием структур сжатия в
северном полушарии и структур растяжения
(рифтовых систем) - в южном. В-четвертых непосредственно в преобладающей северозападной ориентировке форм поверхности яд64
Рис. 3. Система литосферных плит и связанные с
ними вихревые структуры. 1 – контуры континентов
и древние платформы в их пределах; 2 – линейные
структуры сжатия и растяжения по границам литосферных плит; вихревые структуры; 3 – полярный
правозакрученный вихрь; 4 – литосферные левозакрученные вихри. Литосферные плиты: СА – СевероАмериканская; ЮА – Южно-Американская; ЕА –
Евразийская; Аф – Африканская; Ан – Антарктическая; ТО – Тихоокеанская, Ав - Австралийская.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ ВИХРЕВЫХ СТРУКТУР
ра и геоида (Morelli, Dzevonsky, 1987; Reigber et
al., 1983). Имеющиеся тектонические данные
Э. Крауса по экваториальным «нарушениям
средиземноморья Тихоокеанской и Атлантической зон» в виде двух спиралеобразных траекторий, «вдоль которых имеет место более значительное движение сиаля на восток в южном
полушарии, чем в северном» (Бондарчук, 1961,
c. 343), достаточно убедительно подтверждают
нашу гипотезу о правозакрученном планетарном вихре. В рамках такой гипотезы, именно
правозакрученный полярный вихрь планетарного масштаба и должен вызывать ответное
левостороннее кручение ансамбля всех литосферных плит.
О ВРАЩАТЕЛЬНОМ ДВИЖЕНИИ
ТЕКТОНИЧЕСКИХ ПЛИТ
Интересные данные о вращательном движении самой большой (с характерным «радиусом», измеряемым вдоль поверхности Земли
R»104 км) на планете Тихоокеанской плиты
приведены в (Маслов, 1996). Согласно А. Такеучи (Takeuchi, 1986, 1986), с середины олигоцена по настоящее время имели место пять
перестроек регионального поля напряжений,
которые характеризовались изменениями его
величины и ориентации (рис. 4). Периодам 3023, 16-13, 6-0 млн. лет отвечает субширотное
сжатие (Р); периодам 22-17, 12-7 млн. лет субширотное растяжение (Т). На этом же рисунке приведена кривая угловых осцилляций
вектора скорости Тихоокеанской плиты, полученная в работе (Jackson et al., 1975). В этой же
работе показано, что вектор движения Тихоокеанской плиты, определяемый простиранием
Гавайской вулканической цепи (составляющее
примерно 700 с направлением на север), испытывает периодические повороты по и против
часовой стрелки. В результате, Тихоокеанская
плита совершает знакопеременные вращательные движения с центром в Гавайской горячей
точке. Амплитуда угла вращения по (Takeuchi,
1986) составляет примерно 100, что на радиусе,
соединяющем о. Гонолулу с Тихоокеанским
подвижным поясом, равносильно смещениям до
нескольких сотен километров (Маслов, 1996).
Убедительные комплексные геолого-геофизические данные о вращении Микроплиты
Пасха (R»200 км, 250 ю. ш.), расположенной на
гребне Восточно-Тихоокеанского поднятия
между плитами Наска, на западе, Пасифик, на
востоке, приведены в (Геолого…, 2003, с. 56).
Вихревой характер движения этой микроплиты
отчетливо прослеживается на тектонической
Рис. 4. Изменение регионального поля напряжений о. Хонсю во времени по (Маслов,
1996). Р, Т – девиаторное сжатие и растяжение соответственно. Приведена кривая угловых
осцилляций вектора скорости Тихоокеанской плиты по (Jackson et al., 1975). Вертикальная
штриховка на графике указывает на кульминационные моменты эпизодов вращения по
часовой стрелке, фиксируемые фазами изменения тектонических напряжений в пределах
Тихоокеанского пояса.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
65
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ТВЕРИТИНОВА, ВИКУЛИН
схеме, построенной по механизмам очагов
землетрясений, данным батиметрической карты и карт остаточных аномалий магнитного
поля и аномалий силы тяжести в свободном
воздухе. Микроплита вращается против часовой
стрелки со «скоростью около 150/млн. лет и уже
повернулась почти на 90 0 со времени своего
образования». Следы вихревых движений отчетливо проявляются на батиметрической карте
и карте аномального магнитного поля микроплиты Хуан-Фернандос (R»150-200 км, 33 0
ю.ш.), которая расположена на гребне ВосточноТихоокеанского поднятия на 500 км южнее
плиты Пасха на стыке трех плит Наска, на западе, Пасифик, на востоке, и Антарктической,
на юго-западе (Геолого…, 2003, с. 57).
На вращение Исландии (R»102 км) по часовой стрелке со скоростью 70(±2)/10-20 тыс. лет
указывает изменение ориентировки доледниковых и послеледниковых зон трещинных
извержений в Южной части острова (Мелекесцев, 1979, 2004). Вихревые складки (R»102
км) Генуя (против часовой стрелки) и Дунай (по
часовой стрелке), расположенные в пределах
горных дуг Альпийской системы (рис. 2б),
отмечены в (Ван Беммелен, 1991).
Примеры поворотов Восточно-Европейской платформы (R»1.2´103 км) против часовой
стрелки в ордовике и триасе, Сибирской платформы (R»1.5 ´10 3 км) по часовой стрелке в
триасе, юре и мелу, Омолонского массива (R»
150 км), по отношению к Сибири, наоборот,
против часовой стрелки с конца юры до начала
раннего мела, и вращений «отщепов» террейна
Горного Крыма (R»70-100 км) на 15 градусов
против часовой стрелки в титонское время,
восточного крыла северной части Левантской
зоны (R»400 км) по часовой стрелке в плиоценчетвертичное время приведены в работе (Полетаев, 2005). При этом для докембрия установлено «существование…вихревых систем
литосферы, объединяющих в качестве своих
элементов различные структуры земной коры и
верхней мантии…размеры их…до 10-12 тыс. км
в диаметре (Rmax»(5-6)´103 км) и в виде зон глубинных разломов они проникают на глубину до
700 км и более» (Слензак, 1972, с. 4).
Как видим, вращательное и вихревое движение тектонических плит, платформ и массивов разных пространственных масштабов
имеет достаточно общий характер, наблюдается
в течение разных геологических эпох и затрагивает практически всю верхнюю мантию.
66
На вращение Индийской плиты (R»4´103 км)
убедительно указывают данные по миграции
очагов землетрясений как Австралийского материка (Викулин, 1994), так и сейсмического
пояса, протягивающегося вдоль Океании в сторону Гималаи (Mogi, 1968), в пределах которого
26.12.2004 произошло землетрясение с М»9 и
катастрофическое цунами. Миграция очагов
землетрясений вдоль всей окраины Тихого
океана и отдельно взятых островных дуг и континентальных окраин - явление достаточно
широко известное, оно, после пионерских работ
Р.З. Тараканова (1961), С. Дуды (Duda, 1963) и
К. Моги (Mogi, 1968), отмечалось многими и
многими исследователями (Викулин, 2001).
Более того, эффект миграции землетрясений
установлен для всех сейсмически активных
поясов, и показано, что он является характерным свойством планетарного сейсмического
процесса (Викулин, 2003). По этой причине
эффект миграции очагов землетрясений, несомненно, должен быть связан с механизмом
образования смещений вдоль границ плит.
Согласно (Маслов, 1996), в масштабах геологического времени землетрясения, многократно
обегая Тихий океан, в результате накопления
остаточных деформаций могут обеспечить
наблюдаемую амплитуду смещения, которая,
как отмечалось выше, составляет несколько сот
километров. Именно по этой причине циклическая миграция очагов землетрясений может
и сопровождать смещение всего Тихоокеанского сегмента, и в определенной степени его
обеспечивать.
Полная подборка данных о миграции тихоокеанских землетрясений представлена в
(Викулин, 2001). Оказалось, что вся совокупность этих данных может быть интерпретирована в виде солитонных (soliton, S) и экситонных (exciton, E) решений «сейсмического» модельного нелинейного уравнения син-Гордона,
волновые свойства которого обусловлены ротацией планеты W (Викулин, 2003). При этом
энергии волновых миграционных решений Е и
величины их скоростей V оказались взаимосвязанными в рамках типичных для таких
«геофизических» (Быков, 2000) нелинейных
(Давыдов, 1982) уравнений соотношений:
где
,
(1)
,
(2)
ñì/ñåê , n = 4 - 5, p = 2 - 3.
(3)
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ ВИХРЕВЫХ СТРУКТУР
Миграция землетрясений является характерным свойством сейсмического процесса,
протекающего в пределах всех сейсмических
поясов планеты (Викулин, 2001, 2003; Mogi,
1968). Поэтому волновые ротационно обусловленные решения (1) - (3), установленные для
тихоокеанского пояса, должны быть характерными для границ всех тектонических плит.
ЭНЕРГИЯ ТЕКТОНИЧЕСКОГО
ПРОЦЕССА
Энергия тектонического процесса, очевидно, определяется (массами) размерами L плит
(и блоков) и скоростями V их движения. Из
самых общих соображений следует, что существование зависимости L(V) является принципиальным моментом, по сути, определяющим
физику механизма перемещения тектонических
плит вдоль поверхности Земли. Действительно,
в случае существования зависимости между такими (вообще говоря, векторными) величинами, однозначно определяющими величины
энергий движущихся плит, появляются все основания для предположения о моментной природе тектонического процесса, протекающего
на вращающейся планете.
В такой плоскости вопрос об энергии тектонического процесса ранее не ставился. Однако в неявном виде анализ особенностей про-
явления тектонической энергии проводился.
Действительно, во-первых, в настоящий момент вопрос о существовании зависимости L(V)
является проблематичным: имеются аргументы
как против (Кукал, 1987), так и за (Ле Пишон,
1974; Морган, 1974). Во-вторых, аргументом в
пользу моментной природы тектонического
процесса на Земле, на наш взгляд, является установленная корреляция между «средним полярным расстоянием плит» и скоростями субдукции (Жарков, 1983; Forsyt, Uyeda, 1975) и
спрединга (Жарков, 1983; Морган, 1974).
Анализ имеющихся в нашем распоряжении
данных о размерах плит и скоростях их движения вдоль границ за последние 150 млн. лет
позволил получить следующие результаты (Викулин, Тверитинова, 2004). Во-первых, по совокупности всех (N=61) имеющихся в нашем распоряжении данных о протяженностях зон и
скоростях субдукции (табл. 1, N1 = 12; табл. 2,
N2 = 17), рифтинга и спрединга (табл. 3; N3 = 5;
табл. 4; N4 = 24; табл. 5; N5 = 3) в их пределах,
статистически значимая зависимость L(V) не
выявляется: поле экспериментальных точек на
плоскости с осями L-V в диапазонах размеров
650 < L [км] < 18000 и скоростей 5 < V [мм/год] <
112 равномерно заполняет площадку примерно круговой формы (рис. 5а). Во-вторых, анализ
только данных о скоростях рифтинга и спрединга (РС-данные), представленных табл. 3 и 4
Таблица 1. Значения скоростей субдукции (Кукал, 1987, с. 41).
N
п.
п.
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
Тихоокеанская под Евразийскую
Длина
зоны,
L, км
2800
Скорость
субдукции,
V, мм/год
75
Тихоокеанская под Индийскую
3000
82
Кокос под Северо-Американскую
2800
95
Тихоокеанская под Северо-Американскую
Индийская под Евразийскую
Южно-Американская под Скоша
Южно-Американская под Карибскую
Африканская под Европейскую
Индийская под Тихоокеанскую
3800
5700
650
1350
1550
2750
35
67
19
5
27
87
Тихоокеанская под Филиппинскую
4450
12
Аравийская под Евразийскую
Индийская под Евразийскую
2250
(2700)
45
55
Область
Пододвигание литосферных плит
Курилы
, Камчатка,
Хонсю
О-ва Тонга и Кермадек,
Новая Зеландия
Центральная Америка и
Мексика
Алеутские о-ва
Ява, Суматра, Бирма
Южные Сандвичевы о-ва
Карибское море
Эгейское море
Соломоновы о-ва, Новые
Гибриды
О-ва Бонин и
Марианские
Иран
Индия
Примечание. Значение в скобках – определение длины зоны, принятое в расчетах авторами этой статьи.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
67
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ТВЕРИТИНОВА, ВИКУЛИН
Таблица 2. Параметры зон субдукции по данным работы (Гатинский и др., 2000).
№№
п.п.
Зона субдукции
Длина островной дуги
над зоной
субдукции,
L, км
Скорость
субдукции
V, см/год
Возраст коры
погружающейся плиты /
номера линейных
магнитных аномалий
в ней
Т1 – Т2 = ,
млн. лет тому
назад
1
Восточно-Алеутская
1625
5.8-6.4
палеоцен - эоцен / 18-24
54 – 43 = 11
2
Западно-Алеутская
1000
7.7
палеоцен - эоцен / 20-26
59 – 45 = 14
3
Северо-КурильскоКамчатская
1125
8.3
ранний - поздний мел /
30-M0
119 – 67 = 52
4
Южно-Курильская
950
9.5
ранний мел / М1-М5
128 – 123 = 5
5
Японская (северная часть)
1700
9.5-10.3
ранний мел / М5-М16
145 – 128 = 13
6
Японская (южная часть)
875
6.2
палеоцен - средний
миоцен / 6-22
51 – 20 = 31
7
Рюкю
1100
5.2-6.5
палеоцен - эоцен / 18-21
49 – 43 = 6
8
Филиппинская ( южная
часть)
1000
7.0-9.3
палеоцен -эоцен / 18-22
51 – 43 = 8
9
Идзу-Бонинская
1380
4.7-7.7
поздняя юра – ранний
мел / М5-М21
154 – 128 = 26
10
Марианская
3000
3.1-3.8
поздняя юра / М21-М32
169 – 154 = 15
11
Западно - Зондская
3000
6.0-6.7
эоцен - ранний мел / 20М4
128 – 45 = 83
12
Восточно - Зондская
2250
7.6-8.0
поздняя юра / М16-М26
163 – 145 = 18
13
Новая Британия и
Соломоновы о-ва
2400
10.3
палеоцен - плиоцен / 2-26
59 – 2 = 57
14
Новые Гебриды
2000
8.5
эоцен - средний миоцен /
9-23
53 – 30 = 23
15
Тонга - Кермадек
3250
5.5-9.3
поздняя юра – ранний
мел / М0-М16
145 – 119 = 26
16
Анды
9000
7.4-15.4
эоцен - средний миоцен /
5-22
51 – 10 = 41
17
Центральная Америка и
Мексика
3125
6
средний миоцен четвертичный / 1-6
20 – 1 = 19
Примечание. Данные в последнем столбце (временные интервалы Т1 -Т2 и их продолжительности ) определены
авторами этой статьи по приведенным в таблице номерам магнитных аномалий в соответствии с данными
работ (Харленд и др.,1985; Хейцлер и др., 1974).
(N=29) и на рис. 5б, позволяет достаточно уверенно выявить следующую статистически значимую зависимость:
Lg L1 [км] (±0.33) = (0.43±0.15)·LgV1 [мм/год]
+(3.17±0.26).
(4)
В-третьих, по достаточно представительным
(с числом данных 4 и более: строки 2-5 в табл. 3
68
и столбцы в 2-5 табл. 4) совокупностям РСданных, представленных данными в пределах
меньших по продолжительности интервалов,
определяются близкие друг другу зависимости
(табл. 6):
Lg L2 [км] (±0.3) = (0.7±0.3)·LgV2 [мм/год]+
(2.9±0.5).
(5)
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ ВИХРЕВЫХ СТРУКТУР
Таблица 3. Скорости раскрытия современных океанов, определенные по «Тектонической карте
мира» масштаба 1:45.000.000 (Викулин, Тверитинова, 2004).
15000
11000
Ширина зон
проявления
процесса,
H, км
18000
6000-8000
Возраст
зоны,
Т,
млн. лет
160
144
11000
6300
144
44
7000
5400
163
33
(18000)
(5400- 6300)
(144) 163)
(33- 44)
Протяженность зоны,
L, км
Скорость,
V = H /T,
мм/год
112.5
40-55
Регион
Тихий океан
Индийский океан
Атлантический океан,
Центральный сегмент
Атлантический океан,
Южный сегмент
Атлантический океан
Примечание. Данные для всего Атлантического океана в расчетах нами не учитывались.
При этом, отклонение представленных столбцами 6 и 7 табл. 4 данных от средней зависимости (5) не превышает ее дисперсии.
В-четвертых, статистически значимая зависимость LgL(LgV) только для «субдукционных»
(С) данных (N = 32, табл. 1, 2, 5) не выявляется
(рис. 5в). Определение всех зависимостей LgL
(LgV), представленных на рис. 5 и в табл. 6, проводилось методом наименьших квадратов.
Проведенный анализ данных о протяженностях рифтинг-спрединговых зон и скоростях
движения границ плит в их пределах указывает
Таблица 4. Длина L, км, ширина раскрытия (минимальная и максимальная) H, км, возраста и
значения скоростей V, мм/год рифтовых зон Земли, определенные по тектонической карте мира
масштаба 1:45.000.000 (Викулин, Тверитинова, 2004).
Возраст спрединга, T1 - T2 = , млн. лет
Рифтовая
система
1
СрединноАтлантическая
СрединноИндоокеанская
ВосточноТихоокеанская
ЗападноТихоокеанская
Северного
Ледовитого
океана
Байкальская
Красноморская
L
H
V
L
H
V
L
H
V
L
H
V
L
H
V
L
H
V
L
H
V
N2-Q
(5-0)=5
2
18000
180-360
36-72
11000
180-1080
36-260
14400
450-1800
90-360
5000
180-270
36-52
1800
180-450
36-90
900
45-90
9-18
4000
45-135
9-27
P3-N1
(38-5)=33
3
18000
540-1440
16-44
11000
180-1620
5-19
14400
1800-4500
50-136
1800
180-450
5-14
P1-2
(65-38)=27
4
18000
540-1260
20-47
11000
180-1800
7-70
14400
2250-3150
83-117
5000
180-360
7-13
1800
360-720
13-27
K2
(98-65)=33
5
16000
1350-2700
41-82
9000
450-1800
14-55
14400
2250-4590
68-139
3150
1350-1800
41-55
K1
(144-98)=46
6
13500
720-1440
16-31
J3
(163-44)=19
7
3800
720-1260
38-66
14400
2700-5400
59-117
5400
5400
284
3150
180-270
5-8
Примечания. Возраста спрединга определялись по (Харленд и др., 1985); ширина раскрытия зоны определялась по
минимальному и максимальному замеру ширины зоны поперечно к направлению рифтовой зоны; длина зоны
определялась по длине зоны с соответствующим временным интервалом; если вдоль зоны фиксируется спрединг
разных временных интервалов, то длина зоны с какого-то момента остается постоянной.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
69
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ÒÂÅÐÈÒÈÍÎÂÀ,
ÂÈÊÓËÈÍ
Таблица 5. Ск орости спрединга, рассчитанные по данным работ (Ле П ишон, 1974; Хейцлер и
др., 1974).
Ок еан
Тихий
Атлантическ ий
И ндийск ий
П ротяженность зоны,
L, км
13600
12400
9100
n
V, мм/ год
12
10
7
40 ± 12
17 ± 14
18 ± 7
П римечание. n – число эк сперимен тальных определений ск оростей субдук ции
для каждой из зон, V – средние значения ск оростей субдук ции, принимаемые нами
в расчетах, и среднек вадратичные отк лонения.
íà ñóùåñòâîâàíèå äâóõ ìåõàíèçìîâ ñ õàðàêòåðíûìè âðåìåíàìè îêîëî 150 (144-163) ìëí.
ëåò äëÿ (4) è ïðèìåðíî 20 (5-33) ìëí. ëåò äëÿ (5).
Îòìåòèì, ÷òî êîððåëÿöèîííàÿ çàâèñèìîñòü
LgL≈LgV, áëèçêàÿ ñîîòíîøåíèþ (5), áûëà
ïîëó÷åíà â ðàáîòàõ (Àôçåêñ è äð., 1974; Æàðêîâ,
1983; Ìîðãàí, 1974) äëÿ ïðîöåññîâ êàê ñïðåäèíãà, òàê è ñóáäóêöèè. Ôîðìà («âûòÿíóòîñòü»)
è ìèíèìàêñíûå çíà÷åíèÿ «ñóáäóêöèîííîé»
(ðèñ. 5â) è «ðèôòèíã-ñïðåäèíãîâîé» (ðèñ. 5á)
îáëàñòåé ðàñïîëîæåíèÿ èñõîäíûõ òî÷åê ÿâëÿþòñÿ áëèçêèìè. Îòëè÷àþòñÿ ýòè îáëàñòè ðàçíûìè ïëîòíîñòÿìè òî÷åê: ÐÑ-äàííûå ðàñïðåäåëåíû ïî âñåé îáëàñòè äîñòàòî÷íî ðàâíîìåðíî,
â òî âðåìÿ êàê Ñ-äàííûå ñ áîëüøåé ïëîòíîñòüþ
ñîñðåäîòî÷åíû â îáëàñòè ïðåäåëüíî áîëüøèõ
çíà÷åíèé ïðîòÿæåííîñòåé çîí. Ïðåäñòàâëÿåòñÿ,
÷òî ó÷àñòêè çîí ñóáäóêöèè ìàëîé (1000 - 2000
êì è ìåíåå) ïðîòÿæåííîñòè èññëåäîâàíû íåäîñòàòî÷íî ïîëíî, â ðåçóëüòàòå ÷åãî äëÿ íèõ èìååò
ìåñòî èñêóññòâåííûé «äåôèöèò» äàííûõ. Äðóãèìè ñëîâàìè, ïðîâåäåííûé â íàñòîÿùåé ðàáîòå
àíàëèç è äàííûå, ïîëó÷åííûå äðóãèìè èññëåäîâàòåëÿìè, íà íàø âçãëÿä, ïîêàçûâàþò, ÷òî
âûÿâëåííûå â ðàáîòå äâà ìåõàíèçìà ÿâëÿþòñÿ
õàðàêòåðíûìè äëÿ òåêòîíè÷åñêîãî ïðîöåññà
âîîáùå, âêëþ÷àÿ è ïðîöåññ ñóáäóêöèè.
Äëÿ îïðåäåëåíèÿ òåêòîíè÷åñêîé ýíåðãèè
äâèæóùåéñÿ ïëèòû áóäåì ïîëàãàòü, ÷òî åå
êèíåòè÷åñêàÿ
ýíåðãèÿ
ðàâíà
E=
1
mV 2
2
№ п.п.
1
2
3
7
5
9
Всего: 21
Временной
интервал
Т 1 - Т 2,
млн. лет
5– 0
65 – 38
38 – 5;
98 – 65
ãäå
m ≈ ρLα - ìàññà ïëèòû, ρ - åå îáúåìíàÿ ( α =3),
ïëîùàäíàÿ ( α =2) èëè ëèíåéíàÿ ( α =1) ïëîòíîñòü. Òîãäà, äèôôåðåíöèðóÿ âûðàæåíèå äëÿ
ýíåðãèè, çàìåíÿÿ â ïîëó÷åííîì äèôôåðåíöèàëüíîì óðàâíåíèè dL ÷åðåç dV, îïðåäåëÿåìîå
èç ñîîòíîøåíèé LgL ≈ β LgV , è èíòåãðèðóÿ ïîëó÷åííîå ñîîòíîøåíèå, äëÿ âåëè÷èíû ýíåðãèè
äâèæóùåéñÿ ñî ñêîðîñòüþ V ïëèòû ïðîòÿæåííîñòüþ L, ïîëó÷èì âûðàæåíèå:
(2+αβ)
E/E0=(V/V0)
èëè
E ≈ V ( 2+αβ ) ,
(6)
ãäå β ≈ 0.45±0.13 äëÿ ìåõàíèçìà, îïèñûâàåìîãî
ñîîòíîøåíèåì(4), è β ≈ 0.7±0.3 äëÿ - (5);
E0 =
1 α 2
ρL0 V0 , L 0 è V0 - ýíåðãèÿ, ïðîòÿæåííîñòü
2
ïëèòû è ñêîðîñòü äâèæåíèÿ åå ãðàíèöû â ìîìåíò íà÷àëà ïðîöåññà.
Èç ñîîòíîøåíèé (4), (5), (6) âèäíî, ÷òî
çàâèñèìîñòè äëÿ ýíåðãèé ïëèò îò âåëè÷èí èõ
ñêîðîñòåé äâèæåíèÿ äëÿ êàæäîãî èç ìåõàíèçìîâ
Таблица 6. П араметры зависимостей L gL (L gV), харак теризующих протяженности зон
функ ции ск оростей рифтинга и спрединга для разных геологическ их отрезк ов времени.
Число
данных,
N
,
П родолжительность
интервала, τ,
млн. лет
5
27
33
Средние, n= 3:
к ак
L gL (± s0) = (a± sa)·L gV + (b± sb),
L , к м, V, мм/ год
L gL (± 0.38) = (0.8± 0.4)·L gV + (2.4± 0.6)
L gL (± 0.37) = (0.7± 0.4)·L gV + (2.9± 0.8)
L gL (± 0.31) = (0.6± 0.2)·L gV + (3.1± 0.4)
0.3± 0.1
0.7± 0.3
2.9± 0.5
П римечание. Èсходные данные представлены в табл. 4.
70
ÂÅÑÒÍÈÊ ÊÐÀÓÍÖ. ÑÅÐÈß ÍÀÓÊÈ Î ÇÅÌËÅ. 2004. ¹ 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ ВИХРЕВЫХ СТРУКТУР
практически в одном направлении), соответственно получаем:
,
(7)
.
(8)
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
Рис. 5. Данные, характеризующие зависимость
LgL(LgV) между протяженностями плит L и скоростями их движения V по (Викулин, Тверитинова,
2004). а – скорости субдукции, рифтинга и спрединга (табл. 1-5, N=61); б – скорость рифтинга и
спрединга (табл. 3-4, N=29); в – скорости субдукции
(табл. 1, 2, 5, N=32).
1. В (Жарков, 1983), на основании данных
(Ле Пишон, 1974; Морган, 1974; Forsyth, Uyeda,
1975), формулируется вывод о том, что «скорости плит коррелируются с величиной среднего полярного расстояния плиты». При этом
В.Н. Жарков (1983) делает вывод о том, «что
движение литосферы…увлекает за счет сил
вязкого трения подстилающую ее астеносферу»
(курсив наш), т. е. движение литосферы, по
сути, не зависит от движений в нижележащей
астеносфере. Как видим, все приведенные
нами, по сути, экспериментальные и теоретические геологические и тектонические данные:
Ли Сы-гуана (1928, 1958), Пейве - Лукьянова
(Лукьянов, 1999), Le Pichon (1974) - Morgan
(1974), Слензака (1972), Forsyt - Uyeda (1975) и
Жаркова (1983) подтверждают наше предположение о том, что механизмы, в соответствии с
(4) и (5), обеспечивающие вращательное движение, действительно имеют «собственную»,
независимую от движений в мантии, дрейфа
материков и перемещений плит вдоль разделяющих их разломов природу.
2. Проведем сопоставление полученных в
настоящей работе тектонических и геологических данных с результатами сейсмологических исследований.
В рамках модели поворачивающихся за счет
своих внутренних источников сейсмофокальных блоков было показано, что «солитонные»
(S) и «экситонные» (E) скорости миграции тихоокеанских землетрясений VS,E с их магнитудами
М связаны следующими соотношениями:
M = (2.6±0.5)·LgVS + (1.9±0.8), VS < c0;
M= (1.3±0.3)·LgVE - (2.5±1.6), VE > c0,
существенно различаются. Действительно, в
«предельных» случаях, для механизмов (5),
когда bmax»1 при amax»2.5 (2 < a < 3, например,
при малых временах имеем зарождение плиты),
и (4), когда bmin»0.3 при amin»1 (например, при
больших временах размер плиты увеличивается
где с0(W)- характерная скорость ротационного
сейсмического процесса, определяемая соотношением (3). При среднем для мира соотношении между протяженностью очага землетрясения L и его магнитудой Lg L = 0.4·M - 1.0
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
71
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ТВЕРИТИНОВА, ВИКУЛИН
(Викулин, 2003) для солитонных и экситонных
«блоковых» (для сейсмофокальной зоны)
зависимостей соответственно получаем:
Lg LS »Lg VS, VS < c0
(9)
Lg LE »0.5·Lg VE, VE > c0 .
(10)
Видим, что солитонные (9) и экситонные
(10) «блоковые сейсмические» решения (Викулин, 2003), вследствие примерного равенства
коэффициентов при LgV, по сути, близки
полученным выше «плитовым тектоническим»
решениям (5) и (4) соответственно. Таким
образом, все эти решения описывают, по сути,
единый геодинамический процесс. Близость
зависимостей (1), (2) таким же зависимостям
и
,
(8), (7), т.е.:
соответственно позволяет взаимодействие
тектонических плит, как и сейсмофокальных
блоков (Викулин, 2003), описывать в терминах
самосогласованного упругого поля (по А.В. Лукьянову (1999): «самоорганизация … с ненулевыми дивергенциями и вихрями»), волновая
природа которого определяется ротацией планеты. Другими словами, установлена взаимосвязь вращательных (вихревых) движений блоков, плит и их образований с ротационно обусловленными самосогласованными волновыми
планетарными процессами с характерной скоростью порядка 1 см/год.
3. Геолого-геофизические данные, приведенные в (Геолого…, 2003, с. 56-57) для вращающихся микроплит Пасха и Хуан-Фернандес,
при их интерпретации в рамках развиваемого в
статье ротационного подхода указывают на ряд
совпадений. Действительно, с одной стороны,
возраст микроплиты Пасха (и, по-видимому,
Хуан-Фернандес) составляет примерно t»5 млн.
лет. При этом, протяженность микроплиты
Хуан-Фернандес L»2R=400 км оказывается
близкой произведению возраста t, умноженного на разность скоростей, с которыми друг
относительно друга движутся плиты Пасифик
(П), Наска (Н) и Атлантическая (А) VПН=168 км/
млн. лет, VРА=107 км/млн. лет и VНА=-61 км/
млн.лет: L=t[1/2(VРН + VРА) +VНА)=5 млн. лет´
´[1/2(168+107)-61] км/млн.лет = 380 км. С другой
стороны, протяженности плит Пасха и ХуанФернандес и значения скоростей спрединга VРН
и VРА удовлетворяют соотношению LgL(LgV) в
72
строке 1 табл. 6, характерному для временного
интервала 5-0 млн. лет, включающему t.
Отмеченные совпадения, на наш взгляд, не
случайны и указывают на то, что процесс «зарождения» (и, очевидно, «отмирания») тектонических плит на планете происходит в геологическом смысле непрерывно и определяется
самосогласованным упругим планетарным
полем, имеющим волновую ротационно обусловленную природу. Вопрос требует более
детальной проработки в дальнейшем.
4. Следует отметить, что в работах (Ле
Пишон, 1974; Морган, 1974; Новая…, 1974;
Forsyth, Uyeda, 1975) поиск корреляций между
скоростями движения границ плит и другими
их параметрами проводился в полном соответствии с принципами механики движения
жестких плит вдоль сферической поверхности.
Однако такое рассмотрение происходило без
учета вращения планеты. Поэтому, несмотря на
абсолютно правильную с механической точки
зрения формулировку целей исследования:
«Обладает ли тектонический механизм достаточной для движения плит энергией?», «Может
ли предлагаемый теоретический механизм
вызвать фиксируемые в зонах спрединга и
субдукции движения плит?» (Forsyth, Uyeda,
1975), игнорирование эффектов, связанных с
вращением Земли, привело к «пропуску» нелинейных сейсмотектонических решений ротационного типа (1) - (2), (8) - (7) или (4) - (5). И,
как следствие, в рамках Новой глобальной тектоники (Новая…, 1974) потребовалось отвечать
на вопросы типа (Айзекс, Оливер, Сайкс, 1974):
«Подтверждают ли данные сейсмологии концепцию новой глобальной тектоники?» и
«Позволяет ли новая глобальная тектоника поновому подойти к проблемам сейсмологии?» ответы на которые, вообще говоря, были заранее очевидны. Надо отметить, что не на все из
таких вопросов к настоящему времени получены убедительные ответы. Например, «структурные и кинематические решения, предлагаемые плейттектоникой, во многих случаях
малообоснованны» (Пущаровский, 2005). Более
того, становится все более очевидной несостоятельность Новой глобальной тектоники как
всеобъемлющей геодинамической концепции
(Спорные…, 2002). И, тем не менее, плейттектоническая концепция своей наглядностью,
тесной причастностью ко многим научным
дисциплинам и, по-видимому, главным - своим
«мобилистическим началом» (Пущаровский,
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ ВИХРЕВЫХ СТРУКТУР
2005), уже сыграла, и еще в течение долгого времени будет продолжать играть важную роль в
науках о Земле, так как является «популярной
до предела» (Пущаровский, 2005).
5. Движение плит и сейсмичность (и вулканизм) - как гром и молния (и дождь), по своей
сути - есть разные проявления одного и того же
геодинамического процесса. В рамках Новой
глобальной тектоники представляется очевидным, что движение плит и тектоника (молния) «первичны», а землетрясения и сейсмология
(гром) - «вторичны». В рамках же геодинамического процесса, опирающегося на представления о нелинейных свойствах вращающейся
геофизической среды, вопрос о «первичности»
и «вторичности» в такой постановке, вообще
говоря, не имеет смысла. Действительно, и ранее (Викулин, 2003), и в этой работе показано,
что и тектонические плиты, и сейсмофакальные
блоки на вращающейся планете движутся в
условиях самосогласованного упругого поля,
волновые свойства которого являются ротационно обусловленными. В соответствии с теоремой Эйлера таким движениям должны соответствовать вполне определенные трансляционные перемещения блоков - землетрясения,
сейсмический процесс и плит - тектонический
процесс, наблюдаемые на поверхности Земли.
Другими словами, «первичным», по сути, является сам геодинамический процесс, волновая
(самоорганизующая) природа которого в условиях ротации планеты обеспечивается наличием собственных моментов у слагающих геологическую среду образований. В таком случае
становится понятным, почему согласно (Бондарчук, 1970, с. 57), «тектоническое движение
есть производная форма вращательного движения». «Вторичными» же являются разные
проявления такого геодинамического процесса,
которые, в соответствии с теоремой Эйлера, наблюдаются в виде перемещения плит, движения
блоков - землетрясений и извержений вулканов.
6. В последнее время наблюдается резкое
повышение интереса к проблеме вихревых
структур и их взаимосвязи с ротацией планеты.
«Весьма показательным в этом смысле можно
назвать XXXV Тектоническое совещание 2002
года (Тектоника…, 2002), каждый седьмой
доклад которого в той или иной мере касался
теоретических, планетарных или региональных
проблем ротогенеза. Несколько докладов на
этом совещании были посвящены результатам
изучения влияния ротационного режима Земли
на новейшую и современную геодинамику.
Отдельные публикации, появившиеся в последние годы, подтверждают перспективность и
плодотворность таких исследований, вносящих
существенный вклад в познание геотектоники
и геодинамики и зачастую приводящих к весьма
неожиданным результатам. Огромный фактический материал, накопленный к настоящему
времени по обсуждаемой проблеме, вероятно,
заслуживает того, чтобы комплекс структур,
обязанных своим происхождением ротационному фактору, стал рассматриваться в рамках
специально выделенной ротационной тектоники» (Полетаев, 2005).
Более того, согласно (Наливкин, 1969, с. 91),
«размеры сил, вызывающих движение в атмосфере … совершенно исключительны. Не меньше
они и в гидросфере и, конечно, в литосфере. Они
должны вызывать изменения и в твердой среде.
Отрицать существование этих изменений бесполезно и даже вредно». Мы уже начинаем осознавать преобладающую роль циклонических процессов в атмосфере (Наливкин, 1969; Сидоров,
2002б) и гидросфере (Бреховских и др., 1971; Крамарева, 2002) Земли и их тесную связь с вращением планеты (Иванчин, 2004; Сидоров, 2002а).
Этот, по сути, «непрерывный» ряд явлений хорошо дополняют существенно большие по масштабу и интенсивности циклонические явления
в атмосферах быстро вращающихся Юпитера,
Сатурна и, по-видимому, Нептуна и отсутствие
данных о таких явлениях в атмосфере практически не вращающейся вокруг своей оси Венеры.
Юпитер и Сатурн, к тому же, имеют гигантские
по масштабу и массе (вращающиеся) спутниковые системы.
На существование тесной взаимосвязи
между движениями в литосфере, гидросфере и
атмосфере Земли указывают и такие данные. С
одной стороны, нутация планеты, ее амплитуда
и частота связаны с сейсмотектоническим процессом (Викулин, Кролевец, 2001), с другой периоды многолетних возмущений в системе
океан - атмосфера кратны периодам Чандлера
(Сидоров, 2002б, с. 278). Эти данные подтверждают сформулированный многими исследователями вывод о том, что литосфера (тектоносфера) - гидросфера - атмосфера представляют
собой единую нелинейную систему, движение
которой определяется вращательными движениями планеты. Как видим, «комплекс структур, обязанных своим происхождением ротационному фактору» (Полетаев, 2005), необхо-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
73
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ТВЕРИТИНОВА, ВИКУЛИН
димо рассматривать, в том числе и с более общих позиций - ротационной физики Земли
(Викулин, 2004б).
Список литературы
Айзекс Б., Оливер Дж., Сайкс Л. Сейсмология
и новая глобальная тектоника // Новая глобальная тектоника. М.: Мир, 1974. С. 133-179.
Берсенев И.И. Осевое вращение Земли как
одна из причин геотектогенеза // Строение и
развитие земной коры. М.: Наука, 1964. С. 194-200.
Бондарчук В.Г. Основные вопросы тектоорогении. Киев: Из-во АН Украины, 1961. 384 с.
Бондарчук В.Г. Движение и структура тектоносферы. Киев: Наукова Думка, 1970. 192 с.
Борисов А.В., Мамаев И.С., Соколовский М.А.
Фундаментальные и прикладные проблемы теории вихрей. Москва-Ижевск: Ин-т компьютерных исследований, 2003. 704 с. http://rcd.ru;
http://ics.org.ru
Бреховских Л.М., Иванов Ю.А., Кошляков М.Н.
и др. Некоторые результаты гидрофического
эксперимента в Тропической Атлантике //
Докл. АН СССР. 1971. Т. 198. № 6. С. 1434-1439.
Буртман В.С., Лукьянов А.В., Пейве А.В. и др.
Горизонтальные перемещения по разломам и
некоторые методы их изучения // Разломы и
горизонтальные движения земной коры. М.:
Изд-во АН СССР, 1963. С. 5-33.
Быков В.Г. Нелинейные волновые процессы
в геологических средах. Владивосток: Дальнаука, 2000. 190 с.
Ван Беммелен Р.И. Теория ундаций // Структурная геология и тектоника плит. (ред. К. Сейферт). Т. 3. Тектоника гравитационного скольжения. - Эллипсоид напряжений. М.: Мир,
1991. С. 200-213.
Викулин А.В. О природе Австралийских
землетрясений // Вулканология и сейсмология.
1994. № 2. С. 99-108.
Викулин А.В. Миграция и осцилляции сейсмической активности и волновые движения
земной коры // Проблемы геодинамики и прогноза землетрясений. I Российско-Японский
семинар. Хабаровск, 26-29 сентября 2000 г.
Хабаровск: ИТиГ ДВО РАН, 2001. С. 205-224.
Викулин А.В. Физика волнового сейсмического процесса // Петропавловск-Камчатский: КОМСП ГС РАН - КГПУ, 2003. 151 с.
www.kcs.iks.ru
74
Викулин А.В. Взгляд физика: вращательное
движение как характерное свойство пространства-времени Вселенной // Вихри в геологических процессах. Петропавловск-Камчатский:
КГПУ, 2004 а. С. 8-19. www.kcs.iks.ru
Викулин А.В. Введение в физику Земли.
Учебное пособие. Петропавловск-Камчатский:
КГПУ, 2004 б. 240 с. www.kcs.iks.ru
Викулин А.В., Кролевец А.Н. Чандлеровское
колебание полюса и сейсмотектонический процесс // Геология и геофизика. 2001. Т. 42. № 6.
С. 996-1009.
Викулин А.В., Тверитинова Т.Ю. О скоростях
движения тектонических плит // Вихри в геологических процессах. Петропавловск-Камчатский: КГПУ, 2004. С. 83-92. www.kcs.iks.ru
Вихри в геологических процессах. Петропавловск-Камчатский: КГПУ. 2004. 297 с.
www.kcs.iks.ru
Гатинский Ю.Г., Рундквист Д.В., Владова
Г.Л. и др. Зоны субдукции: действующие силы,
геодинамические типы, сейсмичность и металлогения // Вестник ОГГГГН РАН. 2000. № 2(12).
Т. 1. С. 3-8. http://www.scgis.ru/russian/cp1251/
h_dgggms/2-2000/subduction.htm#begin
Геологическая история территории СССР и
тектоника плит. М.: Наука, 1989. 206 с.
Геолого-геофизический атлас Тихого океана. М-СПб: Межправительственная океанографическая комиссия, 2003. 192 с.
Гущенко О.И. Реконструкция поля мегарегиональных тектонических напряжений сейсмоактивных областей Евразии // Поля напряжений и деформаций в литосфере. М.: Наука,
1979. С. 26-59.
Давыдов А.С. Солитоны в квазиодномерных
молекулярных структурах // Успехи физических
наук. 1982. Т. 138. Вып. 4. С. 603-643.
Давыдов А.В., Долгих Г.И., Запольский А.М. и
др. Регистрация собственных колебаний геоблоков с помощью лазерных деформографов //
Тихоокеанская геология. 1988. № 2. С. 117-118.
Дмитриевский А.Н., Володин И.А., Шипов Г.И.
Энергоструктура Земли и геодинамика. М.:
Наука, 1993. 155 с.
Æарков В.Н. Внутреннее строение Земли и
планет. М.: Наука, 1983. 416 с.
Иванчин А.Г. Движущие силы смерча // Вихри в геологических процессах. ПетропавловскКамчатский: КГПУ, 2004. С. 269-273. www.
kcs.iks.ru
Кац Я.Г., Козлов В.В., Полетаев А.И. и др.
Кольцевые структуры Земли: миф или реальность. М.: Наука, 1989. 190 с.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ ВИХРЕВЫХ СТРУКТУР
Крамарева Л.К. Структура и динамика вихревых образований энергоактивных зон Тихого
океана. Владивосток: Дальнаука. 2002. 334 с.
Кудрявцев П.С. История физики. Т. 1. М.:
Учпедгиз, 1956. 564 с.
Кукал З. Скорость геологических процессов.
М.: Мир, 1987. 246 с.
Кулаков А.П. Морфоструктуры Востока
Азии. М.: Наука, 1986. 174 с.
Кэрри У. В поисках закономерностей развития Земли и Вселенной: История догм в науках о Земле: Пер. с англ. М.: Мир, 1991. 447 с.
Ле Пишон Кс. Спрединг океанического дна
и дрейф континентов // Новая глобальная тектоника. М.: Мир, 1974. С. 93-133.
Ли Сы-гуан. Вихревые структуры СевероЗападного Китая. М.-Л.: Госгеолтехиздат, 1958.
132 с.
Лукьянов А.В. Нелинейные эффекты в моделях тектогенеза // Проблемы геодинамики
литосферы. М.: Наука, 1999. С. 253-287.
Маслов Л.А. Геодинамика литосферы тихоокеанского подвижного пояса // ХабаровскВладивосток: Дальнаука, 1996. 200 с.
Мелекесцев И.В. Вихревая вулканическая
гипотеза и некоторые перспективы ее применения // Проблемы глубинного вулканизма. М.:
Наука, 1979. С. 125-155.
Мелекесцев И.В. Роль вихрей в происхождении и жизни Земли // Вихри в геологических
процессах. Петропавловск-Камчатский: КГПУ,
2004. С. 25-70.
Мелекесцев И.В. Взгляд геолога: вращательные движения и вихри как фактор формирования литосферы и геолого-географической
среды Земли // Вихри в геологических процессах. Петропавловск-Камчатский: КГПУ, 2004.
С. 20-23.
Морган В. Океанические поднятия, глубоководные желоба, большие разломы и блоки земной коры // Новая глобальная тектоника. М.:
Мир, 1974. С. 68-93.
Мясников Е.А. Магматические и рудоконтролирующие морфоструктуры центрального
типа. На примере Верхнего Приамурья. Владивосток: Дальнаука, 1999. 84 с.
Наливкин Д.В. Ураганы, бури и смерчи. Л.:
Наука, 1969. 488 с.
Новая глобальная тектоника (тектоника
плит). М.: Мир, 1974. 472 с.
Полетаев А.И. Ротационная тектоника земной коры // Тектоника земной коры и мантии.
Тектонические закономерности размещения
полезных ископаемых. Материалы ХХХVIII
Тектонического совещания. М.: ГЕОС, 2005. Т.
2. С. 97-100.
Потапов Ю.С., Фоминский Л.П., Потапов
С.Ю. Вихревая энергетика и холодный ядерный
синтез с позиции теории движения. КишиневЧеркассы: Око-Плюс, 2000. 324 с. http://www.
fund-ckip.ru/books/Potapov/1.html.
Пущаровский Ю.М. Глобальная тектоника в
перспективе // Тектоника земной коры и мантии. Тектонические закономерности размещения полезных ископаемых. Материалы ХХХVIII
Тектонического совещания. М.: ГЕОС, 2005. Т.
2. С. 121-123.
Расцветаев Л.М. Закономерный структурный рисунок земной поверхности и его динамическая интерпретация // Проблемы глобальной корреляции геологических явлений. М.:
Наука, 1980. С. 145-216.
Рикитаке Т. Геофизические и геологические
данные о Японской островной дуге и ее обрамлении // Окраины континентов и островные
дуги. М.: Мир, 1970. С. 216-236.
Роль сдвиговой тектоники в структуре литосферы Земли и планет земной группы. СПб.:
Наука, 1997. 591 с.
Сато Х. Повторные геодезические съемки //
Методы прогноза землетрясений. Их применение в Японии. М.: Недра, 1984. С. 108-120.
Сидоров Н.С. Физика нестабильностей вращения Земли. М.: Физматлит, 2002 а. 384 с.
Сидоров Н.С. Атмосферные процессы и
вращение Земли. Санкт-Петербург: Гидрометеоиздат, 2002 б. 368 с.
Система планета Земля. (Нетрадиционные
вопросы геологии). XI научный семинар. 3-5
февраля 2003 г. Материалы. М.: МГУ, 336 с.
Слензак О.И. Вихревые системы литосферы
и структуры докембрия. Киев: Наукова Думка,
1972. 182 с.
Спорные аспекты тектоники плит и возможные альтернативы / Ред. В.Н. Шолпо. М.: ИФЗ
РАН, 2002. 236 с.
Структурная геология и тектоника плит /
Под ред. К. Сейферта. Т. 3. М.: Мир, 1991. 350 с.
Тараканов Р.З. Повторные толчки землетрясения 4 ноября 1952 года // Труды СахКНИИ
СО АН СССР. 1961. Вып. 10. С. 67-77.
Тектоника и геофизика литосферы. Материалы XXXV Тектонического совещания. М.:
ГЕОС, 2002. Т. 1. 368 с. Т. 2. 378 с.
Фридман А.М. Из жизни спиральных галактик // В мире науки. 2005. №1. С. 70-79.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
75
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ТВЕРИТИНОВА, ВИКУЛИН
Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики: Учебник. М.: Изд-во МГУ,
1995. 480 с.
Харленд У.Б., Кокс А.В., Ллевеллин П.Г. и
др. Шкала геологического времени. М.: Мир.
1985. 139 с.
Хейцлер Дж., Диксон Г., Херрон Е. и др.
Морские магнитные аномалии, инверсии геомагнитного поля и движения океанического дна
и континентов // Новая глобальная тектоника.
М.: Мир, 1974. С. 38-57.
Шипов Г.И. Теория физического вакуума.
М.: Изд-во ООО «Кириллица-1». 2002. 128 с.
Daly M.C. Correlation between Nazka-Farallon
plate kinematics and forearc basin evolution in
Ecuador // Tectonics. 1989. V. 8. № 4. P. 769-790.
Duda S.J. Strain release in the Circum-Pacific
belt, Chile 1960 // J. Geophys. Res. 1963. V. 68.
P. 5531-5544.
Geist E.L., Childs J.R., Scholl D.W. The origin
of basins of the Aleutian ridge: implications for block
rotation of an arc massif // Tectonics. 1988.V. 7. № 2.
P. 327-341.
Hashimoto M., Tada T. Horizontal Crustal
movements in Hokkaido and its tectonic implications // Jour. Seismol. Soc. Jap. 1988. V. 41. № 1.
P. 29-38.
Forsyth D., Uyeda S. On the relative importance
of the driving forces of plate motion // Geophys. J.
R. Astr. Soc. 1975. V. 43. P. 163-200.
Jackson E.D., Shaw H.R., Bargar K.E. Calculated
geochronology and stress field orientations along the
Hawaiian chain // Earth Planet Sci. Lett. 1975. V.
26. P. 145-155.
Lee J.S. Some Characteristic Structural Types
in Eastern Asia and Their Bearing upon the Problems
of Continental Movements // Geol. Mag. LXVI.
1928. P. 422-430.
Maps of part of the Northern hemisphere of Venus.
Miscellaneous investigations series / Published by
the U.S. Geological Survey. 1989.
76
Mogi K. Migration of seismic activity // Bull. of
the Earthquake Res. Inst. 1968. V . 46. P. 53-74.
Morelli A., Dzevonsky A.M. Topography of the
Core-Mantle boundary and lateral homogeneity of
the liquid core // Nature. 1987. V. 19. P. 679-683.
Nur A., Ron H., Scotti O. Fault mechanics and
the kinematics of block rotation // Geology. 1986.
V. 14. P. 746-749.
Reigber Ch., Muller H., Rizos Ch. et al. An improved GRIM-3 Earth gravity model (GRIM-3) //
Symp. Union Geodes. Geophys.: XVIII Gen.
Assembley: Proc. Internat. Assoc. Geodes. (IAG),
Hamburg, 1983. V. 1. P. 388-415.
Takeuchi A. On the episodic vicissitude of tectonic stress field of the Cenozoic northeast Hounshu
arc, Japan // Formation of active ocean margins /
Ed. N. Nasu et al. Tokyo. 1985. P. 443-465.
Takeuchi А. Pacific swing: Cenozoic episodicity
of tectonism and volcanism in Northeastern Japan //
Memoir of the Geological Society of China. 1986.
№ 7. P. 233-248.
Tveritinova T. Y. On the geometrical regularities
in the structure of the Alpine Mediterranean belt //
XV Congress of the Carpatho-Balkan Geological
Association. Special publications of the Geological
society of Greece, № 4/1. Athens, 1995. P. 124-133.
Tveritinova T. Ju. Features of a structure and
development of the Northwest margin of the Pacific
ocean mobile belt as a global zone of shear deformations // Linkages among tectonics, seismicity,
magma genesis and eruption in volcanic arcs. IV
International Biennial Workshop on Subduction
Processes. Emphasizing the Japan-Kurile-Kamchatka-Aleutian Arcs. Petropavlovsk-Kamchatsky
August 21-27, 2004. Session II: Geodynamics,
tectonics, geochemistry, petrology and magmaformation. http://www.avo.alaska.edu/kasp/,
www.kcs.iks.ru
Whitney M.I. Aerodynamic and vorticity erosion
of Mars: Part II. Vortex features, related systems,
and some possible global patterns of erosion // Geol.
Soc. America Bull.1979. Part I. V. 90. P. 1128-1143.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ ВИХРЕВЫХ СТРУКТУР
GEOLOGICAL AND GEOPHYSICAL SIGNS OF VORTEX STRUCTURES IN
GEOLOGICAL MEDIUM
T.Ju. Tveritiniva1, A.V. Vikulin2,3
1
2
Moscow State University, Moscow, Russia, tvertat@newmail.ru
Institute of Volcanology&Seismology FED RAS, 683006, Petropavlovsk-Kamchatsky, Piip, 9, Russia, vik@kcs.iks.ru
3
Kamchatka State Pedagogical University, 683032, Petropavlovsk-Kamchatsky, Pogranichnaya Street, 4
A structure of lithosphere plate boundaries as a zones of shear deformations is considered as geological
evidence of «own» (not Euler) rotation of plates. An analysis of features of deformation field structural
pictures of geological and tectonic maps confirms existence of vortex-type structures. There is established
the existence of two direct proportional relationships between rates of lithosphere plate movement and
extents of their convergent and divergent boundaries having different characterized times. It is justified
the hypothesis about correlation of vortex processes in tectonosphere with wave processes caused by
rotation planetary scale. The review of vortex motions and the extensive literature is given.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
77
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ÂÅÑÒÍÈÊ ÊÐÀÓÍÖ. ÑÅÐÈß ÍÀÓÊÈ Î ÇÅÌËÅ. 2005. ¹ 5
УДК 551.242.3 (571.65)
ОФИОЛИТЫ ВАЛАГИНСКОГО ХРЕБТА ВОСТОЧНОЙ КАМЧАТКИ: НОВЫЕ
ДАННЫЕ О СОСТАВЕ И ГЕОДИНАМИЧЕСКОЙ ПРИРОДЕ
© Н.В. Цуканов1, С.Г. Сколотнев2
1
Институт океанологии им. П.П.Ширшова РАН, Москва, 117997
2
Геологический институт РАН, Москва, 109017
Адрес для переписки: 117997, Москва, Нахимовский проспект, 36,Институт океанологии им. П.П .Ширшова РАН;
тел. (095)1246563; e-mail: paleogeo@sio.rssi.ru
Изучен химический состав породообразующих минералов, валовый химический состав и концентрации редких и рассеянных элементов, включая редкоземельные элементы ультрабазитов, габбро
и базальтов, слагающих массив горы Попутной, крупные блоки и глыбы в серпентинитовом
меланже, который расслаивает кампан-маастрихтские островодужные образования АчайваямВалагинской островной дуги в северной части Валагинского хребта. Выделено два офиолитовых
комплекса. Один из них представлен толеитовыми базальтами и габброидами океанической
природы, которые ассоциируют с сантон-нижнекампанскими кремнистыми образованиями и,
вероятно, являются фрагментом древней океанической коры, на которой заложилась Ачайваям
Валагинская островная дуга. Другой - представлен перидотитами массива горы Попутной, которые
по минералогическим и геохимическим данным имеют реститовую природу и сформировались в
надсубдукционных условиях. По составу породообразующих минералов среди изученных перидотитов выделяются четыре группы, которые незакономерно переслаиваются друг с другом в
разрезе массива горы Попутной. Перидотиты разных групп различаются резко контрастным
составом шпинелей, при этом одни из них попадают в поле шпинелей абиссальных океанических
перидотитов, другие островодужных гарцбургитов и дунитов. Также выделяется группа с промежуточными составами породообразующих минералов.
ВВЕДЕНИЕ
В тектонической структуре аккреционных
поясов участвуют тектонически дезинтегрированные офиолитовые комплексы, которые в
виде тектонических пластин, сложенных как
ультрамафитами, так и полимиктовым серпентинитовым меланжем, расслаивают вулканогенно-терригенные образования островодужных террейнов. Геодинамическая типизация и
корреляция фрагментов офиолитовых комплексов до настоящего времени остается дискуссионной (Селиверстов, 1978; Марковский, Ротман, 1981; Разницин и др., 1984; Аккреционная…, 1993; Селиверстов, Осипенко, 1999).
Нами были изучены перидотиты массива г. Попутной, габброиды и вулканиты, слагающие глыбы
78
и блоки в серпентинитовом меланже в северной
части Валагинского хребта, который является
фрагментом позднемеловой-раннепалеогеновой Ачайваям Валагинской вулканической
дуги, входящей в аккреционную структуру
Восточной Камчатки (Аккреционная…, 1993).
В результате полевых исследований в 2003 г
собраны материалы, при обработке которых
получены новые геолого-геохимические и минералогические данные, позволяющие высказать
новую точку зрения на природу этих образований.
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ
В северной части Валагинского хребта (рис. 1)
развиты вулканогенные и туфогенно-осадочные
образования кампан-маастрихтского возраста.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
! "#
! "%&
! "#
! "%#
! "#'
! " $
! "
! "#$
! " # %
(
'
! " $
&
#
%
#
!
!
79
Рис 1. Геологическая схема верховий руч. Дальний в северной части Валагинского хребта по (Аккркционная…, 1993 с изменениями авторов).
1 - рыхлые плиоцен-четвертичные отложения; 2-4 кампан-маастрихтские образования кремнисто-вулканогенного комплекса (2 преимущественно туфогенно-осадочные образования; 3 - преимущественно вулканогенно-туфогенные образования); 4 - ультраосновные
вулканиты хребтовской толщи; 5 - серпентинитовый меланж; 6-9 включения в серпентинитовом меланже горы Попутной: 6 - ультрамафиты
массива горы Попутной; 7 - кремнистые породы; 8 - базальты; 9 - габброиды; 10 - разрывные нарушения; 11 - геологические границы; 12
- гидросеть; 13 - место отбора проб и номера образцов; 14 - район работ (на врезке).
ОФИОЛИТЫ ВАЛАГИНСКОГО ХРЕБТА ВОСТОЧНОЙ КАМЧАТКИ
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
)
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЦУКАНОВ, СКОЛОТНЕВ
Они формируют покровную структуру района,
где на туфогенную часть разреза надвинуты
преимущественно вулканогенно-туфогенные
образования, содержащие прослои ультраосновных вулканитов (Разницин и др., 1984; Цуканов, 1991; Аккреционная…, 1993). В верховьях
ручьев Дальний, 2-й Глубокий, Светлый к зоне
контакта приурочен серпентинитовый меланж,
площадью около 20 кв. км и мощностью от первых метров до 200-300 м, который погружается
в южных и юго-восточных румбах. В серпентинитовом меланже заключены многочисленные
глыбы и блоки, сложенные порфировыми, реже
афировыми базальтами, габброидами, пикритами, туфами и кремнистыми породами. К выходам серпентинитового меланжа приурочен
также крупный ультрамафитовый массив горы
Попутной, который имеет округлую в плане
форму и представляет собой лакколитоподобное
тело мощностью около 700 м и площадью около
8 кв2 (Селиверстов, 1978; Марковский, Ротман,
1981). Массив сложен преимущественно гарцбургитами. В подчиненном количестве развиты
дуниты, образующие линзовидные тела, шпинелевые лерцолиты и хромиты. Во многих местах
на контактах массива отмечены метасоматически переработанные породы. Контакты с
вмещающими породами тектонические.
МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Состав породообразующих минералов определялся с помощью электронного сканирующего микроскопа CamScan I4DV с эмиссионной приставкой LinAN 10000 в МГУ им. М. Ломоносова, химический состав пород был изучен
методом РФА (Новосибирск, аналитик Попов).
Микроэлементный состав изучался ICP-MS
масспектрометром с индуционно-связанной
плазмой в ИМГРЭ (аналитик Д.З. Журавлев).
РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ И ИХ
ОБСУЖДЕНИЕ
Изученные ультрабазиты массива горы
Попутной классифицируются как клинопироксен содержащие гарцбургиты, состоящие из
оливина (до 80%), энстатита (до 20-25 %),
диопсида (до 5 %), хромшпинелида (около 2%),
в некоторых образцах гарцбургитов наблюдается повышенное количество зерен клинопироксена, и они по минеральному составу
приближаются к шпинелевым лерцолитам.
80
Составы оливинов из ультрабазитов горы
Попутной (табл. 1) характеризуются высокой
магнезиальностью (Fo =89.93-91.15), переменным, но преимущественно высоким содержанием NiO (0.2-0.61 мас. %), преимущественно
(0.4-0. 53 мас. %). По соотношению магнезиальности Ol и содержанию Ni они близки к
мантийным реститогенным ультрамафитам
(Bonatti et al., 1992). По соотношению магнезиальности оливинов и хромистости первичных
хромшпинелидов ультрамафиты массива горы
Попутной попадают в область мантийных
оливин - шпинелевых перидотитов, частично в поля абисальных и супрасубдукционных
мантийных перидотитов.
Магнезиальность (Mg#) и хромистость
(Cr#) изученных шпинелей сильно варьируют.
По соотношению этих параметров выделяется четыре группы шпинелей, что отчетливо видно на диаграмме Mg# - Cr# (табл. 2, рис. 2).
Шпинели из первой группы имеют Cr# до 40
и Mg# = 60-80, что сближает их со шпинелями
из абиссальных перидотитов (рис. 2), которые
формируются в пределах срединно-океанических хребтов. Шпинели второй группы с Cr#
= 60-74 и Mg# = 50-60 попадают в поле шпинелей островодужных гарцбургитов. В третьей
группе шпинели имеют промежуточный состав
(Cr# = 42-54 и Mg# = 60) между шпинелями
первой и второй групп. Четвертая группа шпинелей с очень высокими значениями хромистости (Cr# = 80) представляет дуниты. Содержание титана в шпинелях низкое, на уровне
чувствительности. Образцы, содержащие шпинели различного состава из выше выделенных
групп, располагаются по разрезу горы незакономерно, переслаиваясь друг с другом вверх по
склону.
Изученные ортопироксены характеризуются высокой магнезиальностью (Mg# = 90.2092.21) и низкими, на грани чувствительности
содержаниями TiO2 и CaO (табл. 3). Концентрации Cr2O3 и Al2O3 в ортопироксенах заметно
варьируют, при этом наблюдается определенная
корреляция с группами, выделенными по составу шпинелей. Наиболее высокие содержания
алюминия (Al2O3 = 3.18-3.96%) и хрома (Cr2O3 =
0.7-0.8%) наблюдаются в ортопироксенах из
первой группы. Наименьшие концентрации
алюминия и в, среднем, более низкие содержания хрома характерны для второй группы
(Al2O3 = 1.06-1.08%, Cr2O3 = 0.36-0.57%). Для
третьей группы ортпироксенов, как и для шпи-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОФИОЛИТЫ ВАЛАГИНСКОГО ХРЕБТА ВОСТОЧНОЙ КАМЧАТКИ
Таблица 1. Представительные химические составы оливина, масс. %
Компонент
п03/20.7
п03/20.10
п03/27.12
п03/27.9
п03/28.8
п03/28.3
п03/33.2
п03/39.9
п03/39.7
п03/47.2
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
SiO2
40.32
40.49
40.40
40.53
41.01
40.43
40.40
40.44
40.81
41.16
Сr2O3
0.37
0.74
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
FeO*
9.79
9.65
9.64
9.50
9.20
9.33
9.57
9.40
9.66
9.70
MnO
0.19
0.00
0.00
0.00
0.00
0.25
0.00
0.00
0.19
0.00
MgO
49.05
48.87
49.02
49.11
49.33
49.31
49.36
49.44
48.91
48.79
CaO
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.03
0.02
0.13
NiO
0.00
0.00
0.51
0.53
0.33
0.42
0.00
0.43
0.40
0.00
сумма
99.72
99.74
99.57
99.68
99.87
99.74
99.33
99.73
99.99
99.78
Fo
89.93
90.03
90.07
90.21
90.53
90.40
90.19
90.36
90.03
89.97
Компонент
п03/47.4
п03/18.1
п03/18.3
п03/18.4
п03/22.1
п03/22.7
п03/24.1
п03/24.7
п03/24.1
п03/31.6
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
SiO2
40.53
40.31
40.45
40.48
40.96
40.99
40.84
41.01
40.72
40.72
Сr2O3
0.00
0.00
0.03
0.07
0.04
0.11
0.00
0.00
0.08
0.00
FeO*
9.60
8.79
9.32
9.28
9.48
9.25
9.36
9.02
8.60
7.76
MnO
0.00
0.12
0.13
0.08
0.15
0.07
0.11
0.09
0.21
0.17
MgO
49.11
49.75
49.62
49.66
48.94
49.02
49.41
49.60
49.72
50.38
CaO
0.00
0.06
0.03
0.01
0.00
0.05
0.06
0.08
0.06
0.00
NiO
0.44
0.61
0.37
0.25
0.35
0.46
0.00
0.20
0.46
0.53
сумма
99.68
99.68
99.94
99.83
99.93
99.98
99.78
99.99
99.85
99.69
Fo
90.12
90.98
90.47
90.51
90.20
90.42
90.39
90.74
91.15
92.05
Компонент
п-03/43.4
21
п-03/43.5
22
п-03/17.4
23
п-03/17.5
24
SiO2
40.41
40.93
40.98
41.13
Сr2O3
0.13
0.10
0.08
0.00
FeO*
8.97
8.60
6.80
7.08
MnO
0.09
0.10
0.18
0.16
MgO
49.94
49.71
51.11
51.01
CaO
0.00
0.02
0.04
0.04
NiO
0.33
0.53
0.51
0.43
сумма
99.87
100.00
99.73
99.84
Fo
90.84
91.15
93.06
92.78
Примечание. FeO* - здесь и далее в таблицах 2-4 все железо в виде FeO.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
81
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЦУКАНОВ, СКОЛОТНЕВ
Таблица 2. Представительные химические составы хромшпинелидов, мас. %
Компонент
п03/20.5
1
п03/20.6
2
п03/20.3
3
п03/20.8
4
п03/27.5
5
пп03/27.6 03/27.11
6
7
п03/27.8
8
п03/28.4
9
п03/28.6
10
Al2O3
43.15
43.09
43.97
40.47
42.02
41.65
46.82
42.38
37.89
39.77
FeO*
17.47
16.71
14.99
14.43
14.91
14.57
14.95
14.84
15.69
14.95
Cr2O3
22.21
23.15
23.49
27.70
25.11
25.88
20.09
24.89
30.21
28.19
MgO
16.12
16.04
16.70
16.81
17.12
16.97
17.68
17.13
15.66
16.13
MnO
0.00
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
NiO
0.12
0.35
0.20
0.08
0.00
0.00
0.25
0.21
0.00
0.12
Сумма
99.78
99.82
99.92
100.05
99.45
99.30
100.10
99.74
99.64
99.33
#Mg
67.26
67.31
69.11
70.04
71.30
70.88
72.18
71.43
66.67
68.33
#Cr
25.67
26.49
26.38
31.46
28.61
29.42
22.35
28.26
34.85
32.22
п03/28.10
п03/28.2
п03/33.3
п03/33.8
п03/33.10
п03/33.12
п03/33.13
п03/39.6
п03/39.1
п03/39.2
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
Al2O3
37.53
41.53
48.22
41.95
37.58
39.73
40.64
41.02
41.36
41.08
FeO*
15.32
15.58
15.16
15.22
15.28
15.35
15.75
14.37
15.10
14.03
Cr2O3
30.34
26.17
18.40
25.65
29.98
27.90
27.68
26.68
26.30
27.50
MgO
16.30
16.33
17.92
16.53
16.22
16.57
15.79
16.58
16.54
16.76
MnO
0.00
0.00
0.00
0.00
0.35
0.00
0.00
0.28
0.33
0.05
NiO
0.00
0.00
0.12
0.00
0.26
0.15
0.00
0.25
0.21
0.19
Сумма
99.76
99.83
100.16
99.57
99.97
99.97
100.02
99.87
100.21
99.91
Компонент
#Mg
69.18
68.21
72.47
69.01
69.78
69.76
66.29
69.31
69.72
70.22
#Cr
35.16
29.70
20.38
29.08
34.85
32.02
31.36
30.37
29.90
30.98
Компонент
п03/47.14
п03/47.15
п03/47.7
п03/47.5
п03/18.2
п03/18.7
п03/32.8
п03/22.3
п03/22.4
п03/22.5
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
Al2O3
39.70
41.20
44.11
46.09
35.17
30.29
29.23
29.90
29.94
29.74
FeO*
15.71
16.06
14.00
15.53
16.79
17.44
18.46
20.65
19.90
20.03
Cr2O3
27.62
25.33
24.05
21.36
32.23
37.77
38.38
35.32
36.11
36.56
MgO
15.96
16.67
17.29
16.78
14.72
13.52
13.60
13.42
13.44
13.07
MnO
0.00
0.33
0.00
0.00
0.19
0.18
0.00
0.09
0.28
0.21
NiO
0.00
0.24
0.00
0.18
0.20
0.08
0.00
0.20
0.00
0.00
Сумма
99.57
100.20
99.63
100.16
99.88
99.71
99.95
100.19
100.21
100.16
#Mg
66.52
70.36
71.25
68.88
63.75
60.10
60.49
59.78
59.77
58.17
#Cr
31.81
29.19
26.78
23.71
38.07
45.54
46.82
44.20
44.72
45.20
82
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОФИОЛИТЫ ВАЛАГИНСКОГО ХРЕБТА ВОСТОЧНОЙ КАМЧАТКИ
Таблица 2. Продолжение.
Компонент
п03/24.6
п03/24.9
п03/24.5
п03/32.4
п03/32.7
п03/32.3
п03/31.1
п03/31.2
п03/31.4
п03/43.6
31
32
33
34
35
36
37
38
39
40
Al2O3
25.60
26.83
26.82
25.72
25.20
24.95
14.84
16.64
15.04
19.07
FeO*
18.40
18.06
17.85
18.29
18.15
18.05
20.03
19.75
18.81
19.20
Cr2O3
42.35
40.81
40.92
42.43
42.05
43.32
53.36
51.46
53.79
49.44
MgO
12.99
13.44
13.61
13.01
13.58
13.22
11.08
11.02
11.48
11.82
MnO
0.37
0.39
0.11
0.00
0.00
0.00
0.09
0.16
0.25
0.11
0.00
0.22
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.06
Сумма
NiO
100.04
100.14
99.84
99.69
99.32
99.79
99.94
99.70
99.85
100.00
#Mg
59.30
61.18
60.93
59.04
61.71
60.03
53.18
52.60
55.11
55.55
#Cr
52.60
50.50
50.57
52.53
52.81
53.80
70.69
67.47
70.58
63.50
Компонент
п03/43.1
п03/43.2
п03/17.1
п03/17.2
п03/17.3
п03/48.1
п03/48.2
п03/48.3
п03/48.4
п03/48.5
41
42
43
44
45
46
47
48
49
50
Al2O3
18.88
20.99
11.34
11.52
11.62
9.33
10.30
8.81
5.94
7.93
FeO*
18.89
18.46
20.84
17.83
19.33
21.36
20.29
22.39
21.76
24.22
Cr2O3
49.99
47.18
56.92
57.76
57.31
58.14
58.10
58.77
58.67
58.67
MgO
11.82
12.54
10.01
12.05
11.44
10.23
10.43
9.16
9.24
8.19
MnO
0.16
0.00
0.51
0.40
0.24
0.59
0.00
0.00
0.76
0.72
NiO
0.11
0.15
0.13
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.20
0.00
Сумма
100.09
99.70
100.13
99.97
100.30
100.09
99.41
99.48
97.37
100.35
#Mg
55.77
58.13
49.75
58.64
55.66
51.37
51.46
45.89
48.72
41.85
#Cr
63.98
60.12
77.09
77.08
76.79
80.70
79.09
81.74
86.89
83.23
Примечание. #Mg =Mg/(Mg+Fe), #Cr=Cr/(Cr+Al).
нелей, характерны промежуточные значения
этих параметров (Al2O3 = 1.87-2.28%, Cr2O3 =
0.25-0.64%).
Клинопироксены присутствуют в виде ламмелей в ортопироксенах и, реже, в виде мелких
самостоятельных зерен. Проанализированные
образцы слабо варьируют по магнезиальности
и отличаются низкими содержаниями Na20 и
Ti02 (0.03-0.31% и 0-0.21%, соответственно), что
сближает их с клинопироксенами из мантийных
перидотитов (табл. 3) (Kornprost et al., 1981).
Изученные образцы представляют только две из
выше выделенных групп, при этом клинопироксены из разных групп заметно отличаются
по содержанию хрома и алюминия. Более
высокие значения этих параметров имеют место
в первой группе (Al2O3 = 3.36-4.57%, Cr2O3 =
1.07-1.36%) и более низкие - во второй (Al2O3 =
1.39%, Cr2O3 = 0.75%).
По валовому химическому составу перидотиты массива горы Попутной варьируют в
достаточно узком диапазоне и по большинству
эмпирических петрохимических показателей
(Mg#, FeO/SiO2, MgO/SiO2, CaO/Al2O3, Cr2O3/
SiO2) отвечают составам реститовых офиолитовых перидотитов (табл. 4). Породы деплетированы в отношении Ti02, а для некоторых образцов - Al2O3 и щелочей.
Проведенное изучение состава минералов
перидотитов выявило интересную особенность
ультрамафитового массива горы Попутной, а
именно, что в одном массиве сосуществуют как
перидотиты, близкие по составу минералов к
умеренно деплетированным реститам, широко
распространенным в пределах срединно-океанических хребтов (Bonatti et al., 1992), так и
перидотиты близкие к ультрамафитам, формирующимся в супрасубдукционных условиях. В
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
83
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЦУКАНОВ, СКОЛОТНЕВ
Рис. 2. Соотношение хромистости
(#Cr) и магнезиальности (#Mg) в
шпинелях перидотитов массива
горы Попутной. Оконтурены поля
составов шпинелей абиcсальных
перидотитов (пунктирная линия с
точкой), островодужных гарцбургитов (пунктирная линия), островодужных дунитов (сплошная линия)
по (Ishii et al., 1992; Kay, Senechal,
1976; Kornprobst et al., 1981), тонкими пунктирными линиями оконтурены поля составов шпинелей из
гарцбургитов полуостровов Камчатский Мыс (Км) и Кроноцкий (Кр).
Цифрами в легенде здесь и далее в
рис. 3, 5 показаны номера изученных
образцов.
!
#
$
#
$
#
$
#
$
#
$
"
Рис. 3. Распределение редкоземельных элементов в перидотитах массива горы Попутной. Тонкими
пунктирными линиями проведены тренды распределения редкоземельных элементов в перидотитах
Кроноцкого полуострова. Нормирование произведено по хондриту согласно (Evensen et al., 1978).
84
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОФИОЛИТЫ ВАЛАГИНСКОГО ХРЕБТА ВОСТОЧНОЙ КАМЧАТКИ
Таблица 3. Представительные химические составы, мас. %
Компонент
SiO2
TiO2
Cr2O3
Al2O3
FeO*
MnO
MgO
NiO
CaO
Na2O
K2O
Сумма
Компонент
SiO2
TiO2
Cr2O3
Al2O3
FeO*
MnO
MgO
NiO
CaO
Na2O
K2O
Сумма
Компонент
SiO2
TiO2
Cr2O3
Al2O3
FeO*
MnO
MgO
NiO
CaO
Na2O
K2O
Сумма
п03/20.9
1
54.87
0.00
0.79
3.96
5.11
0.21
29.84
0.00
4.48
0.61
0.00
99.88
п03/33.1
11
55.29
0.17
0.74
3.31
5.90
0.00
32.61
0.00
1.83
0.00
0.00
99.84
п03/18.8
21
56.02
0.00
0.93
2.61
5.77
0.13
33.44
0.18
0.72
0.20
0.00
100.00
п03/20.4
2
55.85
0.00
0.85
3.26
6.10
0.00
32.77
0.16
0.94
0.00
0.00
99.94
п03/33.9
12
55.42
0.00
0.78
3.18
6.09
0.21
33.69
0.17
0.45
0.00
0.00
99.99
п03/22.2
22
57.01
0.09
0.25
1.87
6.19
0.18
33.91
0.00
0.47
0.00
0.04
100.00
п03/27.1
3
54.80
0.00
0.62
3.72
6.43
0.00
31.91
0.00
1.89
0.00
0.00
99.38
п03/27.2
4
55.04
0.00
0.75
3.94
6.36
0.00
32.88
0.00
0.76
0.00
0.00
99.73
п03/33.11
13
55.34
0.11
0.78
3.29
5.81
0.00
32.66
0.18
1.30
0.44
0.00
99.90
п03/39.3
14
55.83
0.00
0.54
2.96
6.22
0.17
33.56
0.05
0.45
0.17
0.06
100.00
п03/22.6
23
56.56
0.00
0.25
1.74
6.41
0.02
34.07
0.13
0.37
0.43
0.03
100.00
п03/22.8
24
55.94
0.00
0.66
2.45
5.99
0.23
34.04
0.16
0.41
0.12
0.00
100.00
п03/27.3
5
54.64
0.12
0.78
4.16
6.11
0.00
32.83
0.00
0.95
0.00
0.00
99.59
п03/39.4
15
55.55
0.00
0.59
2.80
6.05
0.11
33.86
0.30
0.71
0.00
0.02
99.98
п03/24.2
25
56.85
0.00
0.00
2.28
5.73
0.29
33.99
0.00
0.10
0.20
0.00
99.44
п03/27.7
6
54.99
0.13
0.74
3.33
5.52
0.00
30.90
0.26
3.97
0.00
0.00
99.84
п03/47.16
16
55.22
0.13
0.83
3.10
5.99
0.00
32.45
0.24
1.80
0.00
0.00
99.76
п03/24.3
26
56.73
0.00
0.64
2.19
6.00
0.20
34.08
0.00
0.71
0.03
0.06
100.64
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
п03/28.9
7
55.81
0.00
0.53
2.74
6.31
0.17
33.76
0.12
0.52
0.00
0.00
99.95
п03/47.3
17
55.73
0.00
0.84
3.35
6.12
0.00
33.25
0.12
0.46
0.00
0.00
99.87
п03/24.4
27
56.56
0.07
0.75
1.98
5.45
0.16
33.64
0.00
1.27
0.05
0.07
100.00
п03/28.1
8
55.61
0.00
0.80
3.35
5.99
0.00
33.16
0.13
0.56
0.00
0.00
99.60
п03/47.8
18
55.03
0.00
0.73
3.79
6.12
0.00
33.01
0.00
0.98
0.00
0.00
99.66
п03/24.8
28
56.51
0.03
0.64
2.08
5.48
0.09
34.01
0.15
0.77
0.25
0.00
100.00
п03/28.5
9
55.48
0.00
0.80
3.12
6.21
0.14
32.45
0.00
1.76
0.00
0.00
99.96
п03/28.7
10
55.36
0.00
0.73
3.38
6.04
0.26
33.03
0.00
0.70
0.00
0.00
99.50
п03/47.6
19
55.36
0.00
0.80
3.55
6.21
0.00
33.01
0.21
0.60
0.27
0.00
100.00
п03/18.5
20
56.16
0.00
0.82
2.48
5.69
0.17
33.82
0.05
0.63
0.19
0.00
100.00
п03/32.9
29
56.60
0.00
0.56
1.99
5.92
0.00
33.98
0.15
0.70
0.00
0.00
99.91
п03/32.6
30
55.82
0.00
0.64
2.23
5.75
0.00
32.77
0.21
2.51
0.00
0.00
99.94
85
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЦУКАНОВ, СКОЛОТНЕВ
Компонент
SiO2
TiO2
Cr2O3
Al2O3
FeO*
MnO
MgO
NiO
CaO
Na2O
K2O
Сумма
Компонент
SiO2
TiO2
Cr2O3
Al2O3
FeO*
MnO
MgO
NiO
CaO
Na2O
K2O
Сумма
Компонент
SiO2
TiO2
Cr2O3
Al2O3
FeO*
MnO
MgO
NiO
CaO
Na2O
K2 O
Сумма
п03/31.3
31
57.58
0.00
0.57
1.23
5.16
0.08
34.28
0.05
1.06
0.00
0.00
100.00
п03/31.5
32
57.60
0.01
0.80
0.99
4.91
0.19
34.56
0.00
0.96
0.00
0.00
100.00
п03/31.7
33
57.06
0.00
0.53
1.06
5.13
0.17
34.73
0.04
0.98
0.31
0.00
100.00
п03/31.8
34
55.80
0.00
4.59
1.03
5.16
0.25
32.48
0.00
0.55
0.00
0.15
100.00
п03/43.3
35
57.43
0.01
0.36
1.07
5.50
0.19
34.36
0.04
0.75
0.29
0.00
100.00
п03/20.1
36
52.00
0.07
1.36
4.12
2.04
0.00
16.34
0.12
23.89
0.03
0.03
100.00
п03/20.2
37
51.27
0.10
1.20
4.28
2.01
0.19
16.01
0.15
24.45
0.17
0.05
99.88
п03/27.4
38
51.31
0.00
1.28
4.58
2.45
0.00
16.15
0.00
24.07
0.00
0.00
99.83
п03/27.10
39
52.03
0.00
1.24
4.39
2.25
0.00
15.74
0.00
23.93
0.31
0.00
99.89
п03/33.4
40
52.41
0.11
1.01
2.94
2.35
0.00
16.50
0.00
24.32
0.00
0.00
99.64
п03/33.5
41
53.00
0.14
0.74
2.76
2.55
0.00
19.03
0.20
21.23
0.00
0.00
99.65
п03/33.6
42
53.91
0.00
0.24
1.36
1.91
0.00
17.82
0.11
24.53
0.00
0.00
99.87
п03/33.7
43
52.13
0.00
1.23
4.09
2.09
0.00
16.39
0.00
24.00
0.00
0.00
99.93
п03/39.8
44
51.27
0.21
1.07
4.39
2.24
0.08
16.16
0.32
23.94
0.31
0.02
100.00
п03/39.5
45
51.83
0.00
0.92
3.74
2.14
0.06
16.75
0.00
24.25
0.07
0.00
99.76
п03/47.1
46
51.91
0.00
1.25
4.36
2.19
0.00
16.28
0.00
23.82
0.00
0.00
99.80
п03/34.1
48
53.68
0.05
0.44
0.85
3.89
0.04
16.49
0.10
24.36
0.11
0.00
100.00
п03/34.1
48
53.68
0.05
0.44
0.85
3.89
0.04
16.49
0.10
24.36
0.11
0.00
100.00
п03/34.2
49
51.89
0.50
0.27
2.90
5.70
0.11
15.94
0.00
22.09
0.51
0.10
100.00
п03/34.3
50
52.15
0.47
0.17
2.82
5.94
0.24
15.65
0.11
22.16
0.31
0.00
100.00
п03/34.4
51
52.04
0.27
0.22
2.66
6.00
0.10
15.75
0.15
22.30
0.55
0.00
100.02
п03/34.5
52
52.04
0.45
0.18
2.30
5.69
0.13
15.64
0.01
22.62
0.25
0.00
99.31
п03/41.1
53
52.44
0.44
0.20
2.56
5.35
0.20
15.98
0.00
22.42
0.39
0.00
99.99
п03/41.2
54
51.47
0.54
0.16
3.14
5.69
0.04
15.65
0.28
22.52
0.43
0.00
99.91
п03/41.3
55
51.68
0.55
0.17
2.76
6.32
0.09
15.96
0.00
21.64
0.82
0.00
100.00
п03/41.4
56
51.90
0.46
0.21
2.91
5.63
0.09
15.94
0.00
22.10
0.51
0.00
100.00
п03/41.5
57
51.39
0.46
0.26
2.89
5.60
0.09
15.40
0.00
23.40
0.38
0.01
100.00
Примечание. Ортопироксены (1-35) и клинопироксены (36-48)в ульрабазитах; клинопироксены (49-57)в габбро
86
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Компонент
П-03/20
1
П03/27
2
П03/28
3
П03/33
4
П03/39
5
П03/47
6
П03/18
7
П-03/22
8
П03/24
9
П-03/32
П-03/31
П-03/43
П-03/49
П-03/54
П-03/58
10
11
12
13
14
15
SiO2
42.96
43.56
43.24
39.30
41.38
38.28
40.10
42.39
43.41
43.42
41.52
40.47
52.41
50.54
51.14
TiO2
0.02
0.02
0.02
0.01
0.02
0.01
0.01
0.01
0.02
0.01
0.01
0.01
1.56
1.01
1.09
Al2O3
FeO*
MnO
MgO
CaO
1.30
9.60
0.16
43.12
1.56
1.61
9.67
0.16
43.31
1.58
1.46
9.47
0.16
43.54
0.12
1.14
8.82
0.15
40.77
1.26
1.37
9.44
0.14
42.41
1.56
1.17
8.10
0.15
39.41
0.48
0.53
8.04
0.14
45.34
1.03
0.89
9.58
0.16
43.57
1.34
1.34
9.70
0.16
43.85
0.42
0.81
8.76
0.15
44.79
1.56
0.50
7.51
0.15
43.46
1.42
0.46
8.31
0.15
43.02
0.12
17.46
10.90
0.16
4.06
3.30
19.75
10.14
0.18
3.70
4.57
15.32
12.64
0.20
5.28
6.38
Na2O
0.05
0.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.02
0.28
0.00
0.00
0.00
0.15
5.87
4.93
5.11
K2O
0.02
0.03
0.02
0.03
0.03
0.01
0.02
0.03
0.05
0.02
0.02
0.02
0.25
1.48
0.48
0.03
1.21
100.02
12.49
116.42
45.49
3438.19
879.71
107.77
2634.58
11.61
36.20
1.20
0.09
0.21
0.57
0.14
0.32
0.04
0.00
100.00
-
0.04
0.63
100.01
-
0.03
8.33
99.94
-
0.00
3.68
100.04
-
0.03
11.99
100.19
-
0.03
5.38
100.09
-
0.03
1.80
100.01
13.23
82.82
42.42
2966.40
886.36
106.29
2653.57
9.04
34.15
0.82
0.11
0.41
0.23
0.19
0.25
0.04
0.00
100.00
-
0.03
1.21
100.00
11.34
71.96
31.17
3343.25
866.72
107.38
2733.11
14.83
33.06
0.69
0.10
0.22
0.18
0.13
0.26
0.01
6.40
100.00
18.96
55.17
22.81
4113.62
732.40
102.32
1881.11
2.69
29.13
0.76
0.15
0.13
0.08
0.91
0.10
0.03
6.80
99.99
17.45
6.87
26.15
2686.93
793.54
102.92
1835.12
1.48
26.85
0.60
0.07
0.16
0.08
0.08
<0.02
0.21
3.92
100.10
20.02
9457.03
325.17
240.18
797.68
41.97
114.95
53.41
104.35
13.32
3.72
215.75
28.09
96.42
2.16
0.19
3.55
100.04
19.60
5576.45
109.09
326.18
1220.96
57.11
162.85
8.47
144.30
12.47
5.59
434.51
11.10
66.74
1.05
0.25
2.11
99.99
19.97
6092.15
450.24
16.63
1551.13
32.18
18.06
27.23
90.16
17.32
1.75
501.91
17.02
52.80
1.71
P2O5
Ппп
Сумма
Sc
Ti
V
Cr
Mn
Co
Ni
Cu
Zn
Ga
Rb
Sr
Y
Zr
Nb
ОФИОЛИТЫ ВАЛАГИНСКОГО ХРЕБТА ВОСТОЧНОЙ КАМЧАТКИ
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Таблица 4. Представительные химические составы ультрамафитов массива горы Попутной (1-11) и базальтов из блоков в серпентинитовом
меланже (12-15).
87
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
88
Таблица. 4. Продолжение.
1
2
3
4
5
6
7
8
9
1.07
0.00
0.44
0.11
0.04
0.00
0.02
0.01
0.01
0.02
0.01
0.06
0.02
0.06
0.01
0.09
0.02
0.01
0.11
0.42
0.01
0.08
0.01
0.06
0.00
-
-
-
-
-
-
-
0.52
0.01
1.32
0.10
0.10
0.01
0.03
0.01
0.00
0.01
0.00
0.02
0.01
0.02
0.00
0.04
0.01
0.01
0.09
0.37
0.01
0.09
0.01
0.07
0.00
-
-
10
0.39
0.01
0.30
0.04
0.04
0.00
0.02
0.00
0.00
0.01
0.00
0.02
0.01
0.02
0.00
0.04
0.01
0.01
0.09
0.34
0.01
0.10
0.00
0.07
0.00
-
11
0.59
<0.02
0.86
0.13
0.04
<0.005
0.01
<0.005
<0.005
0.01
<0.005
0.01
<0.005
0.01
<0.005
0.02
<0.005
0.02
<0.005
0.00
0.00
2.16
0.00
<0.005
<0.005
-
12
<0.02
<0.02
0.18
0.00
0.08
0.01
0.01
<0.005
<0.005
<0.005
<0.005
0.01
<0.005
0.01
<0.005
0.02
<0.005
<0.005
<0.005
0.00
0.00
2.18
0.00
<0.005
<0.005
-
13
0.34
0.28
27.07
1.92
8.10
1.32
7.60
3.05
1.19
4.26
0.83
5.68
1.26
3.61
0.55
3.47
0.52
2.71
0.17
0.05
0.03
0.56
0.01
0.11
0.21
3.43
44.64
0.89
0.63
14
0.27
0.62
215.24
1.12
2.71
0.60
3.59
1.34
0.53
1.89
0.38
2.79
0.68
2.01
0.30
1.89
0.29
1.77
0.09
0.12
0.30
0.81
0.01
0.02
0.18
6.01
63.74
1.07
0.84
15
0.42
0.05
201.39
4.20
12.28
1.78
8.98
2.63
0.88
3.02
0.52
3.29
0.70
2.05
0.31
1.93
0.29
1.57
0.12
0.09
0.03
1.62
0.03
0.25
0.10
3.10
30.87
2.46
1.60
ЦУКАНОВ, СКОЛОТНЕВ
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Mo
Cs
Ba
La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Hf
Ta
W
Tl
Pb
Bi
Th
U
Zr/Y
Zr/Nb
La/Nb
La/Sm
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОФИОЛИТЫ ВАЛАГИНСКОГО ХРЕБТА ВОСТОЧНОЙ КАМЧАТКИ
первом случае они представлены гарцбургитами
первой группы, при этом по хромистости
шпинелей (рис. 2), хромистости и глиноземистости пироксенов они сходны с перидотитами
Кроноцкого полуострова, которые изучены
нами ранее (Сколотнев и др., 2003). Во втором
случае они представлены гарцбургитами второй
группы и дунитами, которые близки по тем же
самым параметрам к перидотитам массива горы
Солдатской полуострова Камчатский Мыс
(Сколотнев и др., 2001) (рис. 2). Породы этих
двух различных групп переслаиваются в разрезе,
и, более того, по минералогическим характеристикам между ними есть промежуточная
третья группа.
Спектры распределения РЗЭ имеют «ложкообразную» форму, характерную для перидотитов, сформировавшихся в надсубдукционных
условиях (Kay, Senechal, 1976; Базылев и др.,
1993; Соболев и др., 1993; Bloomer et al., 1995).
Хотя по минералогическим характеристикам
эти группы различаются, первая и третья близки к абиссальным перидотитам, а вторая к
супрасубдукционным перидотитам, их спектры
РЗЭ располагаются заметно ниже, чем спектры
распределения в океанических абиссальных
перидотитах (рис. 3), и отличаются от них по
форме кривой распределения РЗЭ (табл. 4).
Имеются некоторые различия в характере
спектров для разных групп. Концентрации
легких земель у них практически совпадают, но
концентрации средних и тяжелых земель в
породах второй и третьей группы заметно ниже,
при этом концентрации тяжелых земель во
второй группе заметно ниже, чем в третьей, и
часто находятся за гранью чувствительности
прибора (рис. 3). По распределению редкоземельных элементов изученные перидотиты
массива горы Попутной сходны с перидотитами
Кроноцкого полуострова (Сколотнев и др., 2003).
Изученные габброиды слагают крупные
блоки в серпентинитовом меланже в левом борту верховьев ручьев 2-ой Глубокий и Дальний
(рис. 1). Блоки и глыбы закатаны в серпентиниты, где на контакте с ними наблюдается
брекчирование и родингитизация пород. Они
представлены лейкократовыми среднезернистыми габбро. В габбро весь плагиоклаз замещен
вторичными минералами: хлоритом и гибшитом, клинопироксен сохранился свежим. По
составу клинопироксенов габбро (табл. 3) из
района ручьев 2-ой Глубокий и Дальний сходны
между собой и характеризуются средними
содержаниями титана (TiO 2 - 0.27-0.55%) и
повышенной глиноземистостью (Al2O3 - 2.293.14%). По соотношению Ti и Fe/Mg клинопироксены попадают преимущественно в поле
габброидов срединно-океанических хребтов
(рис. 4). Спектры РЗЭ и спайдер-диаграммы
габбро из района руч. 2-ой Глубокий показы-
Рис. 4. Зависимость содержания TiO2 - FeO/MgO в клинопироксенах
габброидов из блоков в меланже горы Попутной. Линия согласно (Злобин, Закариадзе, 1985) разделяет поля клинопироксенов из срединноокеанических (вверху) и островодужных (внизу) габброидных плутонов.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
89
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЦУКАНОВ, СКОЛОТНЕВ
'
'
'
(
'
!
"
#
$
%
&
Рис. 5. Редкоземельные (а) и мультиэлементные (б) спектры в габброидах и базальтах из серпентинитового
меланжа горы Попутной, нормированные к составам хондрита (Evensen et al., 1978) и примитивной мантии
(Sun, McDonough, 1989) соответственно.
вают, что они кристаллизовались из толеитовых
расплавов N-типа MORB (рис. 5). Наблюдается
отчетливо выраженная положительная Eu
аномалия, что характерно для основных кумулятов (рис. 5). Аномальным поведением в области легких земель выделяется спектр РЗЭ
габбро п-03/35, кривая спектра незакономерно
резко поднимается вверх. По-видимому, это
связано с вторичными изменениями этого
образца.
Среди блоков в меланже присутствуют
разнообразные базальты, пикриты, андезиты,
представляющие собой фрагменты попутновской толщи. В то же время встречены афировые
90
сильно измененные базальты, характеризующиеся высокими содержаниями титана и низкими содержаниями калия.
Изученные нами базальты отобраны из
крупных блоков в меланже на водораздельном
хребте Валагинского хребта восточнее горы
Попутной (табл. 4). Это сильно тектонизированные, рассланцованные блоки пород в серпентинитовом меланже. Крупные блоки на
водоразделе ручьев 2-ой Глубокий, Ипуин и
Светлый (рис. 1) сложены афировыми сильно
брекчированными базальтами (п-03/49, п-03/
54, п-03\58), местами видна шаровая отдельность, но, поскольку базальты сильно тектони-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОФИОЛИТЫ ВАЛАГИНСКОГО ХРЕБТА ВОСТОЧНОЙ КАМЧАТКИ
зированы, невозможно однозначно отнести
данные породы к пиллоу базальтам. Они ассоциируются с бурыми кремнистыми породами,
содержащими остатки скелетов радиолярий
(Neosciodiacanthocapsa cf. Diabloensis Pessagno,
Dyctyomitra densicostata Pessagno, Porodiscus
volgensis Lipman) турон-кампанского возраста
(определения В.С. Вишневской). Ранее из глыб
из серпентинитового меланжа, сложенных
кремнистыми породами (Разницин и др., 1984;
Цуканов, 1991), был определен комплекс радиолярий сантон-раннекампанского возраста.
Образцы п-03/49, п-03/54 имеют зародышевовариолитовую структуру основной массы, в
которой распределены отдельные лейсты плагиоклаза, при этом центральная часть вариолитов сложена кристаллитами плагиоклаза.
Образец п-03\58 характеризуется толеитовой
структурой основной массы, в которой наблюдаются гломеропорфировые сростки плагиоклаза и клинопироксена и отдельные лейсты
ортопироксена, его отличительной особенностью также является широкое распространение мелких выделений рудного минерала. Во
всех изученных базальтах редкие мелкие миндалины и прожилки сложены хлоритом и кварцем, плагиоклазы в значительной степени замещены альбитом, а в образце п-03\54 они также
и серицитизированы.
Изученные базальты по петрохимическим
данным относятся к умеренно титанистым
(ТiO2 1.01 - 1.56%) плагиотолеитам (Al2O3 17.46 19.75), что сближает их с океаническими толеитами (табл. 4, рис. 5). В тоже время в силу вторичных изменений по ряду параметров они отличаются от типичных MORB. Так, в силу
широко развитой альбитизации, наблюдается
очень высокое содержание натрия и очень низкие содержания кальция. Содержания калия
заметно варьируют. В образце п-03\49 K2O они
минимальны и составляют 0.21%, что сближает
его с толеитами N типа MORB, в образце п-03\54
они достигают максимальной величины 1.26%,
однако, по-видимому, это обусловлено распространением в этом образце серицита. Содержание K2O в образце п-03\58 на уровне 0.48%
соответствует таковому в толеитах Т типа MORB.
Характер распределения редкоземельных
элементов и спайдер-диаграммы изученных
базальтов подтверждают выводы, сделанные на
основании анализа петрохимических данных.
Образцы п-03\49, п-03/54 имеют спектры РЗЭ,
типичные для толеитов N-MORB (La/Sm = 0.63
0,83), а образец п-03\58 характеризуется спектром, схожим с таковыми для толеитов Т типа
MORB (рис. 5).
Проведенное изучение вещественного состава и анализ геологического положения тектонически расчленнеых фрагментов офиолитовых
комплексов северной части Валагинского
хребта показывает, что можно выделить несколько офиолитовых комплексов, имеющих
различную геодинамическую природу.
Габброиды и афировые базальты из серпентинитового меланжа, имеющие океаническое
происхождение, вероятно, могут являться фрагментами разреза, формировавшегося в срединноокеанических хребтах. В серпентинитовом
меланже наряду с блоками базальтов и габбро,
достаточно широко распространены блоки,
сложенные тонкослоистыми кремнитстыми
породами бурого цвета, содержащими микрофауну радиолярий сантон раннекампанского
возраста. Эти кремнистые породы не известны
в разрезах вулканогенно-туфогенных отложений северной части Валагинского хребта и
являются экзотическими для этого района.
Возможно, они, наряду с габбро и базальтами,
также являются фрагментами разреза океанической коры, и в таком случае эти породы можно
объединить в единый офиолитовый комплекс
сантон-раннекампанского возраста, являющегося фрагментом древней океанической коры,
на которой закладывалась Ачайваям-Валагинская островная дуга. Фрагменты древней океанической коры, представленные кремнистыми
породами, ассоциирующиеся с афировыми
толеитовыми базальтами широко распространены в аккреционной структуре террейнов
Восточных хребтов, слагая блоки и глыбы в серпентинитовых меланжах на о-ве Карагинском,
п-ове Озерной, в северной части хр. Кумроч, в
бухте Моховой, в районе г. ПетропавловскКамчатский. Возраст этих комплексов скользит
вдоль палеодуги с севера на юг в современных
координатах. На севере эти фрагменты представлены апт-альбскими и альб-сеноманскими
образованиями, а на юге - кампанскими (Брагин и др., 1986; Цуканов, 1991; Савельев, Палечек, 2004). Эти офиолитовые комплексы были
выведены на поверхность в результате тектонических деформаций при становлении аккреционной структуры района или при аккреции
этой дуги к Камчатской окраине и, возможно,
характеризуют возраст океанической коры, на
которой закладывалась островодужная система.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
91
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЦУКАНОВ, СКОЛОТНЕВ
Ультрамафиты горы Попутной, вероятно,
формируют другой офиолитовый комплекс,
формировавшийся в надсубдукционных условиях. Полученные результаты по характеру распределения РЗЭ и составу минералов в перидотитах массива горы Попутной в северной
части Валагинского хребта однозначно свидетельствуют о том, что они имеют реститовую
природу и образовались в надсубдукционных
условиях. Однако присутствие в разрезе одного
массива нескольких групп перидотитов, резко
различающихся по составу минералов, указывает на то, что условия частичного плавления,
в ходе которого сформировались данные реститы, либо изменялись во времени, либо были
резко контрастны в объеме данного массива.
Ранее, при изучении офиолитовых комплексов Восточных полуостровов Камчатки,
нами было высказано предположение о различных геодинамических режимах, существовавших в Кроноцком и Камчатскомысском сегментах Кроноцкой палеодуги (Сколотнев и др.,
2001, 2003). В пределах Кроноцкого сегмента
существовавший геодинамический режим
привел к выплавлению плагиотолеитовых базальтов, а на полуострове Камчатский Мыс бонинитов и островодужных толеитов. Учитывая
близость петрохимических и геохимических
характеристик перидотитов массива горы Попутной с ультрабазитами и Кроноцкого полуострова и полуострова Камчатский Мыс можно
предположить, что ультрабазиты массива горы
Попутной могут являться тектоническим отторженцем, сформировавшимся в основании
Кроноцкой палеодуги, которые были вовлечены в аккреционную структуру района при
субдукции. Но, учитывая пространственную
связь ультрабазитов горы Попутной с вулканитами дифференцированной пикрит - базальтандезитовой серии, можно предположить, что
изученные перидотиты являются продуктом
выплавления первичных расплавов данной серии. В этом случае резко изменчивый состав
минералов в перидотитах горы Попутной объясняется контрастностью условий выплавления,
проявляющейся в очень мелком масштабе, что
и привело к формированию вулканической
серии, сочетающей в себе породы, контрастные
по составу: базальты и пикриты. Имеющийся
фактический материал не позволяет однозначно прийти к той или иной точки зрения.
92
ВЫВОДЫ
В северной части Валагинского хребта в
районе горы Попутной выделяются фрагменты
двух офиолитовых комплексов, которые слагают блоки и глыбы в серпентинитовом меланже.
Один из них представлен толеитовыми
базальтами и габброидами океанической природы, которые ассоциируют с сантон-нижнекампанскими кремнистыми образованиями и,
вероятно, являются фрагментом древней океанической коры, на которой заложилась Ачайваям Валагинская островная дуга.
Другой офиолитовый комплекс представлен
перидотитами и имеет надсубдукционную природу. По химическому составу минералов и геохимическим особенностям он близок к верхнемеловому офиолитовому комплексу основания
Кроноцкой палеодуги.
Благодарности. Авторы выражают благодарность Б.И. Слядневу, Б.А. Марковскому и
геологам геодинамической партии Камчатской
геолого-съемочной экспедиции за помощь в
организации полевых работ и В.С. Вишневской
за определения возраста радиолярий из кремнистых пород.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант № 02-05-64060, 05-0564158).
Список литературы
Аккреционная тектоника Восточной Камчатки / Отв. ред. Пущаровский Ю.М. М.: Наука,
1993. 272 с.
Базылев Б.А., Магакян Р., Силантьев С.А., и
др. Петрология гипербазитов комплекса Мамония, Юго-Западный Кипр // Петрология. 1993.
Т. 1. № 4. С. 348-378.
Брагин Н.Ю., Зинкевич В.П., Ляшенко О.В., и
др. Среднемеловые (апт-туронские) отложения
в тектонической структуре Восточной Камчатки // Очерки по геологии Востока СССР. М.:
Наука, 1986. С. 21-34.
Злобин С.К., Закариадзе Г.С. Геохимические
черты островодужных плутонических комплексов и их аналогов // Геохимия. 1985. № 11.
С. 1567-1577.
Марковский Б.А., Ротман В.К. Геология и
петрология ультраосновного вулканизма. Л.:
Недра, 1981. 245 с.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОФИОЛИТЫ ВАЛАГИНСКОГО ХРЕБТА ВОСТОЧНОЙ КАМЧАТКИ
Разницин Ю.Н., Цуканов Н.В., Ùербаков С.А.
Серпентинитовый меланж и ультрабазиты
северной части Валагинского хребта (Восточная
Камчатка) // Докл. АН СССР. 1984. Т. 278. № 1.
C. 180-184.
Савельев Д.П., Палечек Т.Н. Новые данные
о возрасте кремнисто-вулканогенных отложений бухты Моховой// Вестник КРАУНЦ.
Науки о Земле. 2004. № 4. С. 59-63.
Селиверстов В.А. Офиолиты Восточной
Камчатки // Петрологические исследования базитов островных дуг. М.: Наука, 1978. С. 177-239.
Селиверстов В.А, Осипенко А.Б. Петрология
родингитов Камчатки. Владивосток: Дальнаука,
1999. 153 с.
Сколотнев С. Г., Крамер В., Цуканов Н. В., и
др. Новые данные о происхождении офиолитов
полуострова Камчатский мыс (Восточная Камчатка) // Докл. Академии Наук. 2001. Т. 380. № 5.
С. 652-655.
Сколотнев C.Г., Крамер В., Цуканов Н.В., и
др. Новые данные о составе и происхождении
офиолитов Кроноцкого полуострова (Восточная
Камчатка) // Докл. Академии наук. 2003. Т. 389.
№ 3. С. 349-353.
Соболев А.В., Портнягин М.В., Дмитриев Л.В.,
и др. Петрология ультрамафических лав и
ассоциирующих пород массива Троодос, о-в
Кипр // Петрология. 1993. Т. 1. № 4. С. 379-412.
Цуканов Н.В. Тектоническое развитие приокеанической зоны Камчатки в позднем мезозоераннем кайнозое. М.: Наука, 1991. 103 с.
Bonatti E., Peyve A., Kepezhinskas P. et al. Upper
mantle heterogeneity below the Mid-Atlantic Ridge,
0о-15о N // J. Geophys. Res. 1992. V. 97. B4. P.
4461-4476.
Bloomer, S.H., Taylor, B., MacLeo, et al. Early
arc volcanism and the ophiolite problem: a perspective
from drilling in the Western Pacifik (eds. Taylor, B.,
Natland) // J. Geophysical Monograph. 1995. V. 88.
P. 1-30.
Dick H., Bullen T. Chromian spinel as a petrogenetic indicator in abysal snd slpine-type peridotites
and spatially associated lavas // Contr. Mineral.
Petrol. 1984. V. 81. № 5. P. 54-76.
Evensen, N.M., Hamilton P.J., O Nions R.K. Rare
earth abundances in chondritic meteorites // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1978. V. 42. P. 1199-1212.
Ishii T., Robinson P.T., Maekawa H., Fiske R.
Petrological studies of peridotites from diapiric
serpentinite seamounts in the Izu-Ogasawara-Mariana
forearc // Leg 125. Proc. ODP. Sci. Res. 1992. V. 125.
P. 445-486.
Kay R. W., Senechal R. G. The rare earth
geochemistry of the Troodos ophiolite complex //
J. Geophys. Res. 1976. V. 81. №. 5. P. 964-970.
Kornprobst J, Ohnenstetter D., Ohnenstetter M.
Na and Cr contents in clinopyroxenes from
peridotites: a possible discriminant between “subcontinental” and “sub-oceanic” mantle // Earth
Planet. Sci. Lett. 1981. V. 53. P. 241-254.
Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and
isotopic systimatics of oceanic basalts: Implications
for mantle composition and processes // Geol. Soc.
Amer. Spec. Publ. 1989. V. 42. P. 313-345.
OPHIOLITES OF VALAGIN RIDGE (EASTERN KAMCHATKA): NEW DATA ON THE
COMPOSITION AND GEODYNAMIC ORIGIN
N.V. Tsukanov1, S.G. Skolotnev2
1
P.P. Shirshov Institute of Oceanology RAS. Moscow, 117997
2
Geological institute RAS, Moscow, 109017
The chemical composition of minerals and ultramaphic and maphic rocks from peridotite massiff of
Poputnaya Mountin and from blocks in serpentinite m langes in northern part of Valagin Ridge was
studied. It was assigned to two ophiolites complexes. One of them is a fragment of ancient oceanic crust,
which was a basement for Achayvayam-Valagin paleoarc. It is represented by tholeiite basalts, pelagic
sedimentary deposits and gabbroids from m lange. The tholeiite basalts and gabbroids are similar to N-tipe
MORB by petrogrochemical composition. Pelagic sediments are represented by red and braun chert which
have santonian-campanian age by microfauna radiolariya. The second ophiolite complex is represented by
highly depleted supra-subduction peridotites massiff of Poputnaya Mountin. According to the composition of mine minerals these peridotites are joined in four groups. Rocks from different groups are irregulary
interbedded into massiff of Poputnaya Mountin. These groups are separated by composition of spinels
and ortopiroxen. Some of them lie in the field of abisal oceanic peridotites. The others - in the field of
supra-subduction garzburgites and dunites, some rocks have intermediate compositions.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
93
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ÂÅÑÒÍÈÊ ÊÐÀÓÍÖ. ÑÅÐÈß ÍÀÓÊÈ Î ÇÅÌËÅ. 2005. ¹ 5
УДК 550.332
МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ МЕЛОВЫХ ЩЕЛОЧНЫХ БАЗАЛЬТОВ
П-ОВА КАМЧАТСКИЙ МЫС (ВОСТОЧНАЯ КАМЧАТКА)
© 2005 Д.П. Савельев1,2, Т.М. Философова1
1
2
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, 683006
Камчатский государственный педагогический университет, Петропавловск-Камчатский, 683032
Адрес для переписки: 683006, Петропавловск-Камчатский, бульвар Пийпа, 9, ИВиС; E-mail:
savelyev@kcs.iks.ru
Проведено микрозондовое изучение состава минералов щелочных базальтов, развитых в разрезах
океанической коры мелового возраста на п-ове Камчатский Мыс. Для палеоокеанических образований Восточной Камчатки такие данные получены впервые. Клинопироксены в изученных
базальтах имеют составы фассаитов с высоким содержанием титана (до 6.44% TiO2). Амфибол и
биотит также отличаются высокой титанистостью. Составы акцессорных шпинелей изученных
базальтов ложатся в поле составов шпинелей из щелочных пород Гавайских островов. Химический состав минералов подтверждает сделанный по геохимии пород вывод о сходстве щелочных
базальтов Камчатского Мыса с породами Гавайско-Императорской вулканической цепи.
ВВЕДЕНИЕ
Палеоокеанические комплексы развиты в
составе различных структур Восточной Камчатки (Цуканов, Федорчук, 2001). Геодинамическая принадлежность этих образований определяется, прежде всего, по геохимическому составу участвующих в их строении эффузивов,
поэтому содержания петрогенных и редких
элементов в данных породах изучены достаточно детально (Савельев, 2003; Федорчук и др.,
1990; Fedorchuk, 1992). Достаточно много работ
посвящено также минеральному и геохимическому составу гипербазитов и габбро из офиолитовых комплексов Восточной Камчатки
(Осипенко, Крылов, 2001; Сколотнев и др.,
2001). Значительно менее освещенным остается
вопрос минерального состава палеоокеанических базальтов, особенно таких редких для
региона пород, как щелочные базальты типа
OIB (базальты океанических островов). Однако
состав стойких к вторичным изменениям минералов, особенно шпинели, не менее информативен для определения геодинамической обста-
94
новки формирования породы, чем ее валовый
состав. Опубликованные данные по составу
шпинелей из базальтов различных геодинамических обстановок (Соболев, Никогосян,
1994; Kamenetsky et al, 2001) позволяют сравнить
результаты, полученные авторами по меловым
породам п-ова Камчатский Мыс, с современными аналогами. Меловые океанические базальты Восточной Камчатки представляют
также особый интерес в связи с тем, что на современном этапе под Камчатку в составе Тихоокеанской плиты поглощается меловой отрезок
следа Гавайской «горячей точки». Это позволило ранее Г.П. Авдейко высказать гипотезу о
продолжении этого следа в структурах Восточной Камчатки (Avdeiko, 1980). Новые данные о
геологическом строении п-ова Камчатский
Мыс (Бояринова и др., 1999) дают возможность
вновь обратиться к этой гипотезе на более высоком уровне изучения вещественного состава
комплексов. Полученные авторами данные по
минералогии щелочных базальтов позволяют
более аргументировано подходить к построению
палеогеодинамических реконструкций.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ МЕЛОВЫХ ЩЕЛОЧНЫХ БАЗАЛЬТОВ
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ
РАЙОНА
Район проведенного исследования находится в южной части п-ова Камчатский Мыс,
являющегося наиболее северным в цепи Восточных полуостровов Камчатки и расположенного в зоне сочленения структур КурилоКамчатской и Алеутской островных дуг. На
данном участке развиты преимущественно
образования мелового офиолитового комплекса, включающего гипербазиты, габбро, долериты и океанические вулканогенно-осадочные
породы, слагающие Африканский тектоничес-
кий блок (названный по мысу Африка) (рис. 1).
Изученные щелочные базальты наблюдаются в
составе смагинской свиты, отложения которой
отнесены М.Ю. Хотиным к эффузивно-туфовокремнистой формации (Хотин, 1976). По
данным геологичекой съемки возраст смагинской свиты альб-сеноманский, основной
фон ее составляют серо-зеленые туфосилициты
(Бояринова и др., 1999). Базальты наблюдаются
в виде отдельных потоков мощностью 1-2 м или
серий таких потоков. Часто эти базальты ассоциируют с яшмами или с пакетами тонкого
(по 2-20 см) переслаивания яшм и известняков.
Альб-сеноманские комплексы радиолярий,
+
+
,
"
#
%
'
$
*
& !
(
+
!
)
Рис. 1. Геологическая схема южной части Африканского блока (по М.Е. Бояриновой (Бояринова,
1999)). 1 - рыхлые четвертичные отложения различного генезиса; 2 - эоплейстоцен - ранненеоплейстоценовые морские отложения; 3 - плиоцен-эоплейстоценовые отложения ольховской свиты;
4 - турон-кампанские отложения пикежской свиты; 5, 6 - альб-сеноманские отложения смагинской
свиты (5 - нижней подсвиты, 6 - верхней подсвиты); 7 - подушечные базальты, выделяемые в составе
нижней подсвиты смагинской свиты; 8, 9 - долериты (8) и габбро (9) раннемелового африканского
комплекса; 10 - гипербазиты и серпентинитовый меланж; 11 - разрывные нарушения (а - недифференцированные, б - надвиги); 12 - точки опробования щелочных базальтов.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
95
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
САВЕЛЬЕВ, ФИЛОСОФОВА
выделенные из яшм, позволяют относить к
соответствующему возрастному интервалу и
базальты. Некоторые исследователи (Зинкевич
и др., 1993; Федорчук и др., 1989) считают, что
яшмово-известняковые пакеты и базальты являются олистолитами в более молодой толще
туфосилицитов. Смагинские вулканогеннокремнистые отложения согласно перекрыты
терригенными отложениями пикежской свиты
турон-кампанского возраста. Незначительно
развиты в районе миоценовые туфогенноосадочные отложения, слагающие маломощные
тектонические пластины. Меловые комплексы
и миоценовые отложения несогласно перекрыты морскими плиоцен-эоплейстоценовыми
(ольховская свита) и четвертичными отложениями различного генезиса (рис. 1) (Бояринова
и др., 1999).
ПЕТРОГРАФИЯ И ПЕТРОХИМИЯ
ИЗУЧЕННЫХ БАЗАЛЬТОВ
Щелочные базальты составляют 7-10% от
общего объема базальтов в смагинской свите.
При полевых исследованиях они практически
неотличимы от ферробазальтов и обогащенных
базальтов, совместно с которыми слагают
отдельные потоки в туфосилицитовых разрезах,
часто в ассоциации с кремнисто-карбонатными
пакетами. Микроскопически щелочные базальты выделяются очень отчетливо. Структура
пород трахидолеритовая, долеритовая, с переходами в интерсертальную, метельчатую, стекловатую к краям потоков. Участками наблюдается
пойкилитовая, симплектитовая структура.
Очень редко на поверхности потоков наблюдается микрошаровая («бобовая» или «гороховая») отдельность - сферолиты размером 0.51 см. Породы сложены лейстами плагиоклаза
(до 1.5 мм по удлинению), клинопироксеном,
калишпатом, в меньших количествах наблюдаются амфибол, биотит, апатит, рудный минерал, разложенное стекло. В некоторых разностях наблюдаются вкрапленники оливина,
замещенного гидроокислами железа и глинами
или карбонатом. Плагиоклаз (лабрадор № 5569) частично альбитизирован, вокруг него часто
наблюдается каемка калишпата. Калишпат выделяется также в виде мелких кристаллов, в
наиболее щелочных разностях пород его количество превышает количество плагиоклаза.
96
Клинопироксен образует идиоморфные кристаллы размером до 0.8 мм (рис. 2 на 3 стр.
обложки), он представлен высокотитанистым
салитом и фассаитом буровато-сиреневого
цвета, иногда образует вростки внутри плагиоклаза. Очень редко фассаит обрастает каймой
зеленовато-серого до ярко-зеленого эгиринавгита. Амфибол образует кристаллы размером
0.1 - 0.4 мм. Плеохроирует от коричнево-бурого
до красно-коричневого. Биотит отмечается в
виде мелких листоватых кристаллов. Амфибол
и биотит иногда приурочены к менее раскристаллизованным участкам породы с большим
количеством разложенного стекла. Апатит образует длинностолбчатые и игольчатые кристаллы, часто внутри лейст плагиоклаза или калишпата в виде симплектитовых вростков.
Рудный минерал представлен ильменитом. В
оливиновых разностях щелочных базальтов в
качестве акцессорного минерала наблюдается
шпинель, образующая октаэдрические кристаллы размером 0.02-0.03 мм. Из вторичных
минералов развиты карбонат, лейкоксен,
цеолит, анальцим, хлорит, эпидот.
Особенности петрохимического и геохимического состава щелочных базальтов смагинской свиты детально рассмотрены в работах
(Савельев, 2003, 2004). По химическому составу
щелочные базальты также достаточно резко
отличаются от других базальтов Камчатского
Мыса. Кроме повышенного содержания щелочей, прежде всего калия (до 3.2% K2O), для них
характерно высокое содержание фосфора (P2O5
0.49-0.56%). Для идентификации щелочных
базальтов по химическому составу содержание
фосфора являлось наиболее важным критерием, поскольку содержания калия и натрия в некоторых образцах толеитовых базальтов также
достаточно высоки из-за вторичных изменений.
Отношение TiO2/P2O5 в породах лежит в пределах 2.45-4.9, что также позволяет однозначно
отличать щелочные базальты от других исследованных океанических пород. Высокие значения LaN/SmN и Zr/Y (3.12 - 4.08 и 7.9 - 10.0
соответственно) характерны для пород внутриплитных геодинамических обстановок, что позволило отнести изученные породы к образованиям океанических островов (OIB). Такой же
вывод сделан на основе анализа геодинамических диаграмм и по содержанию редкоземельных
элементов в щелочных базальтах (Савельев, 2003).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ МЕЛОВЫХ ЩЕЛОЧНЫХ БАЗАЛЬТОВ
СОСТАВ МИНЕРАЛОВ
В нескольких образцах щелочных и обогащенных несовместимыми элементами базальтов был определен состав породообразующих и
акцессорных минералов. Измерения проводились в полированных образцах на электронном микроанализаторе “Сamebax-244”, обору-
в титан-авгитах по (Дир и др., 1965). Содержание TiO2 в них достигает 6.44%, а Cr2O3 0.82%.
В некоторых образцах более крупные кристаллы
пироксена зональны, их краевые части содержат
в 2-2.5 раза больше титана, чем центральные
(около 2 и 5% TiO2 соответственно). Краевые
части этих зональных кристаллов содержат также больше натрия (0.5-0.6%, до 0.83%, в срав-
Таблица 1. Средний состав клинопироксенов из меловых базальтов п-ова Камчатский Мыс по данным анализа на микрозонде, мас.%.
Окислы
SiO2
TiO2
Al2O3
FeO*
Cr2O3
MgO
CaO
Na2O
K2O
MnO
NiO
ZnO
Сумма
Wol,%
En,%
Fs,%
n
1
41.87
4.70
10.00
11.03
0.00
9.36
21.90
0.68
0.07
0.02
0.01
0.00
99.64
50
30
20
22
2
46.03
3.00
6.91
8.59
0.00
11.76
22.40
0.50
0.04
0.04
0.02
0.00
99.30
49
36
15
55
3
44.69
4.62
6.24
9.76
0.66
10.64
21.35
0.69
0.05
0.80
0.02
0.05
99.56
49
34
17
12
4
43.82
4.79
5.86
13.07
1.12
9.74
20.06
0.60
0.06
1.20
0.03
0.05
100.39
46
31
23
8
5
47.00
2.64
4.57
12.25
0.92
12.03
19.26
0.55
0.04
0.91
0.01
0.06
100.23
42
37
21
9
6
49.13
1.84
3.36
12.01
0.76
14.03
17.35
0.55
0.04
0.83
0.04
0.05
99.99
38
42
20
45
Примечание. FeO* - суммарное железо; n – количество проанализированных клинопироксенов в каждом образце.
1-3 - щелочные базальты (1 - обр. D213-17, 2 - D206-31, 3 - D206-15); 4-5 - обогащенные базальты типа E-MORB (4 - обр.
D206-3, 5 - D206-5); 6 - средний состав клинопироксенов из толеитовых базальтов по 5 образцам.
дованном энерго-дисперсионым спектрометром
“Kevex” в Институте вулканологии ДВО РАН.
Ускоряющее напряжение 20 кВ, ток 40 нА.
Средние составы клинопироксенов приведены в таб. 1. На графике CaSiO3-MgSiO3-FeSiO3
составы щелочных и обогащенных базальтов
попадают в поля салита и фассаита (рис. 3),
отличаясь от клинопироксенов базальтов других
геохимических типов (толеитовых базальтов и
ферробазальтов) большей кальциевостью. Но
главными их особенностями являются высокие
содержания титана, соответствующие таковым
нении с центральной частью 0.3-0.4%), меньше
магния и больше алюминия (иногда центр кристалла отвечает салиту, а его край фассаиту).
Наблюдавшиеся при петрографическом изучении очень редкие каемки эгирин-авгита не
удалось замерить на микрозонде. С полем пи-
Рис. 3. Составы клинопироксенов из меловых базальтов п-ова Камчатский Мыс на графике CaSiO3-MgSiO3FeSiO3. 1 - пироксены из щелочных базальтов (обр.
D213-17, D206-31, D-206-15); 2, 3 - пироксены обогащенных базальтов (обр. D206-3 и D206-5 соответственно); 4 - средний состав пироксенов из толеитовых базальтов (45 анализов).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
97
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
САВЕЛЬЕВ, ФИЛОСОФОВА
Таблица 2. Состав амфибола и биотита из щелочных базальтов п-ова Камчатский Мыс, мас.%
Окислы
SiO2
TiO2
Al2O3
FeO*
MgO
CaO
Na2O
K2O
MnO
NiO
Сумма
1
37.31
7.15
13.41
14.51
9.71
11.82
2.32
2.26
0.08
0.00
98.54
2
37.72
7.16
13.51
14.86
9.83
11.67
2.13
2.17
0.06
0.00
99.11
3
35.96
4.84
12.08
21.79
5.08
14.62
2.42
2.06
0.25
0.02
99.12
4
38.89
6.41
13.14
14.83
9.98
11.87
2.21
2.14
0.03
0.04
99.55
5
38.83
6.00
13.05
14.52
10.36
11.82
2.24
2.27
0.05
0.01
99.16
6
37.92
6.58
12.89
18.21
7.54
11.48
1.93
2.43
0.23
0.02
99.24
7
38.22
7.13
13.20
14.16
10.08
11.24
2.18
1.99
0.08
0.01
98.30
8
36.23
7.40
16.69
21.61
7.43
1.48
0.69
7.82
0.25
0.00
99.59
9
38.45
6.93
16.04
22.49
6.30
1.01
0.68
8.03
0.17
0.01
100.11
10
37.31
7.33
15.69
18.31
9.03
3.42
0.74
7.34
0.16
0.01
99.35
11
37.80
7.33
15.70
17.67
8.90
3.50
0.70
7.02
0.19
0.01
98.81
Примечание. 1-7 - амфибол (обр. D206-31); 8-11 - биотит (обр. D213-17). FeO* - суммарное железо
роксенов из щелочных базальтов (обр. D213-17,
D206-31, D206-15) пересекается поле пироксенов образцов D206-3 и D206-5, относящихся
по геохимическим характеристикам к группе
обогащенных несовместимыми элементами
(типа E-MORB), они представлены салитами с
содержанием TiO2 3-6%. Такой тренд клинопироксенов подтверждает генетическое родство
толеитовых, обогащенных и щелочных базальтов, наблюдаемых в одном разрезе в южной
части п-ова Камчатский Мыс.
Амфибол в щелочных базальтах представлен
керсутитом с содержанием TiO 2 4.84-7.16%
(табл. 2). Этот состав близок составу керсутита
из тешенитов Кроноцкого перешейка позднемиоцен-плиоценового возраста (Тихомирова,
1994). Для биотита также характерна высокая
титанистость (до 7.33% TiO2) (табл. 2). Такой
состав минералов подчеркивает высокотитанистый и щелочной характер рассматриваемых пород.
Интересные данные получены при анализе
акцессорных зерен шпинели в образцах щелочного и обогащенного базальтов. Результаты
микрозондовых анализов и результаты пересчета окислов на катионы приведены в табл. 3.
Магнезиальность шпинелей (Mg/(Mg+Fe 2))
лежит в пределах 0.57-0.65, хромистость шпинелей (Cr/(Cr+Al)) в щелочном базальте 0.220.26, а в обогащенном 0.43-0.45. Наиболее высоким содержанием титана (среднее TiO2=1.56%,
максимально 1.91%) характеризуются шпинели
из обогащенного базальта (обр. D206-5).
98
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
Состав шпинели является хорошим индикатором для определения геодинамических
обстановок и петрологических условий выплавления базальтов. Ранее было показано, что
петрогеохимические особенности щелочных
базальтов смагинской свиты позволяют сопоставлять их со щелочными породами некоторых
островов Гавайско-Императорской цепи (Савельев, 2003). Данные по составу минералов
позволяют проводить такое сравнение на более
качественном уровне. Шпинели из образцов
обогащенного и щелочного базальтов (D206-5
и D213-17) на диаграмме Al2O3-TiO2 лежат в
основном вне полей, очерченных В.С. Каменецким и др. (Kamenetsky et al, 2001) для шпинелей из базальтов островных дуг и срединноокеанических хребтов, оказываясь близкими
некоторым шпинелям из щелочных пород Гавайских островов, выделенным А.В. Соболевым
и И.К. Никогосяном (1994) - рис. 4. При этом
есть и существенные отличия проанализированных шпинелей от гавайских. Шпинели из
щелочных пород Гавайских островов в целом
отличаются от шпинелей из щелочного базальта
Камчатского Мыса большей титанистостью (до
11% TiO2), но есть и очень похожие составы,
например, шпинели из базанитов о. Оаху (Соболев, Никогосян, 1994). Указанные различия
могут быть связаны как с недостаточным объемом выборки анализов шпинели из щелочных
базальтов Камчатского Мыса, так и с различ-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ МЕЛОВЫХ ЩЕЛОЧНЫХ БАЗАЛЬТОВ
Таблица 3. Состав шпинелей из базальтов п-ова Камчатский Мыс,мас .%
Компоненты
SiO2
TiO2
Cr2O3
Al2O3
FeO
MnO
MgO
NiO
ZnO
Сумма
1
0.55
1.01
21.04
40.32
21.41
0.21
13.43
0.19
0.13
98.43
Si
Ti
Al
Cr
Fe3+
Fe2+
Mn
Mg
Ni
Cr/(Cr+Al)
Mg/(Mg+Fe2)
0.016
0.022
1.374
0.481
0.072
0.446
0.005
0.579
0.004
0.26
0.57
Компоненты
SiO2
TiO2
Cr2O3
Al2O3
FeO
MnO
MgO
NiO
ZnO
Сумма
12
1.27
1.04
17.67
43.04
20.34
0.18
14.05
0.21
0.16
98.02
Si
Ti
Al
Cr
Fe3+
Fe2+
Mn
Mg
Ni
Cr/(Cr+Al)
Mg/(Mg+Fe2)
0.036
0.022
1.448
0.399
0.039
0.447
0.004
0.598
0.005
0.22
0.57
2
3
4
5
6
7
8
0.65
1.15
0.61
1.29
0.34
0.00
0.00
1.08
0.99
1.03
1.09
0.99
0.91
1.06
18.64 18.09 18.23 18.55 20.98 20.28
21.02
43.11 43.43 42.60 42.20 39.67 39.74
38.36
21.24 20.85 21.26 20.72 21.51
21.42
23.46
0.15
0.17
0.13
0.14
0.18
0.11
0.16
14.76 14.14 14.26 13.69 13.59
15.54
15.46
0.24
0.30
0.28
0.19
0.22
0.23
0.22
0.00
0.00
0.00
0.05
0.00
0.00
0.00
99.92 99.19 98.51 98.00 97.54
98.29
99.79
Формульные количества (на 4 атома кислорода)
0.018 0.032 0.017 0.037 0.010
0.000
0.000
0.023 0.021 0.022 0.024 0.022
0.020
0.023
1.423 1.445 1.429 1.427 1.362
1.339
1.284
0.413 0.404 0.410 0.421 0.483
0.459
0.472
0.082 0.044 0.081 0.032 0.092
0.163
0.198
0.416 0.448 0.425 0.466 0.432
0.349
0.359
0.004 0.004 0.003 0.003 0.004
0.003
0.004
0.616 0.595 0.605 0.586 0.590
0.662
0.655
0.005 0.007 0.006 0.004 0.005
0.005
0.005
0.22
0.22
0.22
0.23
0.26
0.26
0.27
0.60
0.57
0.59
0.56
0.58
0.65
0.65
9
0.00
1.11
21.54
40.02
22.01
0.32
14.37
0.19
0.09
99.71
10
0.86
1.05
18.59
41.78
21.36
0.17
13.89
0.23
0.09
98.12
11
0.54
1.06
18.81
42.43
20.80
0.14
13.99
0.24
0.02
98.10
0.000
0.024
1.344
0.485
0.125
0.399
0.008
0.610
0.004
0.27
0.60
0.025
0.023
1.413
0.422
0.072
0.441
0.004
0.594
0.005
0.23
0.57
0.015
0.023
1.432
0.426
0.066
0.432
0.003
0.597
0.006
0.23
0.58
13
14
15
16
17
18
19
0.35
0.37
0.08
0.07
0.11
0.10
0.09
1.06
1.18
1.52
1.33
1.50
1.91
1.65
21.15 19.77 32.72 31.71 31.74 33.29
32.79
39.50 40.63 26.98 27.69 27.82 27.68
27.68
21.64 22.63 22.03 22.32 21.77
22.24
21.64
0.22
0.27
1.09
0.97
0.98
1.46
1.22
13.35 14.52 13.92 13.78 14.22
14.00
14.53
0.30
0.26
0.39
0.24
0.42
0.25
0.30
0.04
0.00
0.21
0.15
0.17
0.15
0.23
97.69 99.73 99.10 98.41 98.92 101.49 100.52
Формульные количества (на 4 атома кислорода)
0.010 0.010 0.002 0.002 0.003
0.003
0.003
0.023 0.025 0.035 0.030 0.034
0.042
0.037
1.358 1.358 0.960 0.988 0.986
0.965
0.969
0.488 0.443 0.781 0.760 0.755
0.779
0.770
0.088 0.127 0.190 0.191 0.188
0.169
0.187
0.439 0.410 0.366 0.375 0.359
0.381
0.351
0.005 0.006 0.028 0.025 0.025
0.037
0.031
0.580 0.614 0.626 0.622 0.637
0.617
0.643
0.007 0.006 0.009 0.006 0.010
0.006
0.007
0.26
0.25
0.45
0.43
0.43
0.45
0.44
0.57
0.60
0.63
0.62
0.64
0.62
0.65
20
0.08
1.62
33.15
27.85
22.48
1.22
13.71
0.23
0.22
101.01
21
0.08
1.50
32.87
27.49
21.43
1.12
14.03
0.43
0.18
99.61
22
0.09
1.45
32.53
27.98
21.67
1.12
14.49
0.30
0.23
100.41
0.002
0.036
0.976
0.780
0.172
0.388
0.031
0.608
0.006
0.44
0.61
0.002
0.034
0.974
0.781
0.176
0.363
0.029
0.629
0.010
0.45
0.63
0.003
0.032
0.981
0.765
0.189
0.350
0.028
0.642
0.007
0.44
0.65
Примечание. Соотношение Fe2+ и Fe3+ рассчитано, исходя из стехиометрии. 1 - 14 - обр. D213-17, 15 - 22 - обр. D206-5.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
99
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
САВЕЛЬЕВ, ФИЛОСОФОВА
Рис. 4. Шпинели из щелочного и обогащенного базальтов смагинской свиты в сравнении со
шпинелями из базальтов различных геодинамических обстановок. D213-17 и D206-5 - шпинели из образцов с соответствующими номерами; Hawaii-Thtol и Hawaii-Alk - шпинели из пород
Гавайских островов, из толеитовых базальтов и щелочных пород соответственно (Соболев,
Никогосян, 1994). MORB и ARC - поля шпинелей из базальтов срединно-океанических хребтов
и островных дуг соответственно по (Kamenetsky et al., 2001).
ными условиями магмогенерации. Щелочные
базальты Гавайских островов образовались в
постщитовую стадию развития вулканической
постройки, а базальты п-ова Камчатский Мыс
можно сопоставить с образованиями предщитовой стадии, для которой характерны небольшие объемы продуктов вулканизма и
переслаивание щелочных и толеитовых лав
(Clague, Dalrymple, 1987). Такой генезис пород
может объяснить многие особенности геохимии
и минералогии щелочных базальтов п-ова
Камчатский Мыс. Высокая калиевость пород
и обогащенность их несовместимыми элементами может быть обусловлена очень малыми
степенями плавления мантийного субстрата на
большой глубине. Высокие содержания титана
в фассаитах базальтов Камчатского Мыса
сближают их с клинопироксенами щелочных
оливиновых базальтов о. Таити (Tracy, Roinson,
1977), которые являются наиболее титанистыми
клинопироксенами из изученных на Земле
(содержат до 8.8 весовых % TiO2).
Обобщая данные геохимичесих и минералогических исследований меловых базальтов п100
ова Камчатский Мыс, а также учитывая состав
ассоциирующих с ними осадков, можно сделать
вывод об образовании пород в условиях внутриокеанического поднятия, связанного с деятельностью мантийного плюма. Ближайшими к
Камчатке сходными образованиями являются
гайоты северного звена Гавайско-Императорской вулканической цепи (Детройт и Мейджи).
Как было показано ранее, возраст океанических
образований на п-ве Камчатский Мыс закономерно продолжает возрастные датировки гайотов Императорского поднятия (Савельев, 2004).
Все эти данные позволяют предположить связь
щелочных базальтов Камчатского Мыса с деятельностью Гавайского мантийного плюма в
меловое время.
Геодинамические реконструкции для позднекайнозойского времени предполагают причленение к Камчатке гетерогенных блоков с
увеличенной мощностью коры и перескок зоны
субдукции на восток (Авдейко и др., 2002), что
позволяет объяснить, как наиболее древние
образования Гавайско-Императорской вулканической цепи («Смагинский гайот») оказались
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ МЕЛОВЫХ ЩЕЛОЧНЫХ БАЗАЛЬТОВ
в составе аккреционных блоков Восточной
Камчатки.
Работа выполнена при финансовой поддержке ФЦП «Мировой океан» и гранта ДВО
РАН (проект № 05-III-A-08-110).
Список литературы
Авдейко Г.П., Попруженко С.В., Палуева А.А.
Тектоническое развитие и вулкано-тектоническое районирование Курило-Камчатской
островодужной системы // Геотектоника. 2002.
№ 4. С. 64-80.
Бояринова М.Е. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба
1 : 200 000, серия Восточно-Камчатская, листы
O-58-XXVI, XXXI, XXXII. СПб, 1999.
Бояринова М.Е., Вешняков Н.А., Коркин А.Г.,
Савельев Д.П. Объяснительная записка к Государственной геологической карте Российской
Федерации масштаба 1 : 200 000, серия Восточно-Камчатская, листы O-58-XXVI, XXXI,
XXXII. СПб, 1999.
Дир У.А., Хауи Р.А., Зусман Дж. Породообразующие минералы. Т. 2. Цепочечные силикаты. М.: Мир, 1965. 405 с.
Зинкевич В.П., Константиновская Е.А.,
Цуканов Н.В. и др. Аккреционная тектоника
Восточной Камчатки. М.: Наука, 1993. 272 с.
Осипенко А.Б., Крылов К.А. Геохимическая
гетерогенность мантийных перидотитов в офиолитах Восточной Камчатки: причины и геодинамические следствия // Петрология и металлогения базит-гипер базитовых комплексов
Камчатки. М.: Научный мир, 2001. С. 138-158.
Савельев Д.П. Внутриплитные щелочные
базальты в меловом аккреционном комплексе
Камчатского полуострова (Восточная Камчатка) // Вулканология и сейсмология. 2003. № 1.
С. 14-20.
Савельев Д.П. Меловые внутриплитные
вулканиты Восточной Камчатки: геологическая
позиция и влияние на островодужный вулканизм // Геология и разведка. 2004. № 2. С. 16-19.
Сколотнев С.Г., Крамер В., Цуканов Н.В. и др.
Новые данные о происхождении офиолитов
полуострова Камчатский Мыс (Восточная Камчатка) // Докл. АН. 2001. Т. 380. № 5. С. 652-655.
Соболев А.В., Никогосян И.К. Петрология
магматизма долгоживущих мантийных струй:
Гавайские острова (Тихий океан) и о-в Реюньон
(Индийский океан) // Петрология. 1994. № 2.
С. 131-168.
Тихомирова С.Р. Позднекайнозойские тешениты Восточной Камчатки // Докл. АН. 1994.
Т. 335. № 5. С. 626-629.
Федорчук А.В., Пейве А.А., Гулько Н.И. и др.
Петрохимические типы базальтов офиолитовой
ассоциации п-ова Камчатский Мыс (Восточная
Камчатка) // Геохимия. 1989. № 12. С. 1710-1718.
Хотин М.Ю. Эффузивно-туфово-кремнистая формация Камчатского Мыса (строение
и положение в ряду других верхнемеловых формаций Камчатки). М.: Наука, 1976. 196 с.
Цуканов Н.В., Федорчук А.В. Офиолитовые
комплексы в аккреционной структуре Восточной Камчатки // Петрология и металлогения
базит-гипербазитовых комплексов Камчатки.
М.: Научный мир, 2001. С. 159-169.
Avdeiko G.P. On possible continuation of the
Hawaiian-Emperor chain in Kamchatka // Initial
Reports of the Deep Sea Drilling Project. Washington, U.S. Government Printing Office. 1980. Vol.
LV. P. 851-854.
Clague D.A., Dalrymple G.B. The HawaiianEmperor volcanic chain. Part I. Geologic evolution // Volcanism in Hawaii. Washington: U.S. Gov.
Print. Office. 1987. Vol. 1. P. 5-54.
Fedorchuk А.V. Oceanic and back-arc basin
remnants within accretionary complexes: geological
and geochemical evidence from Eastern Kamchatka // Ofioliti. 1992. № 17 (2). P. 219-242.
Kamenetsky V.S., Crawford A.J., Meffre S.
Factors Controlling Chemistry of Magmatic Spinel:
an Empirical Study of Associated Olivine, Cr-spinel
and Melt Inclusions from Primitive Rocks // J.
Petrology. 2001. Vol. 42. № 4. P. 655-671.
Tracy R.J., Robinson P. Zones titanian augite in
alkali olivine basalt from Tahiti and the nature of
titanium substitution in augite // Amer. Miner. 1977.
Vol. 62. P. 634-645.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
101
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
САВЕЛЬЕВ, ФИЛОСОФОВА
MINERALOGY OF THE ALKALINE BASALTS
FROM KAMCHATSKY MYS PENINSULA (EASTERN KAMCHATKA)
D.P. Savelyev1,2, T.M. Filosofova1
1
Institute of Volcanology and Seismology, FED RAS, 683006, Petropavlovsk-Kamchatsk, Piip blvd, 9, Russia;
e-mail: savelyev@kcs.iks.ru
2
Kamchatkan State Pedagogical University, 383032, Petropavlovsk-Kamchatsky, Pogranichnaya street, 4
We researched mineral composition of the alkaline basalts from section of the Cretaceous oceanic crust on
the Kamchatsky Mys Peninsula. These data obtained for paleooceanic assemblage of the Eastern Kamchatka
for the first time. Clinopiroxenes from the investigated basalts have composition of the fassaite with high
titanium (up to 6.44% TiO2). Hornblende and biotite are also differing high content of titanium. Spinel
compositions of investigated basalts are located in the field spinel compositions of alkaline rocks of Hawaiian
Islands. The chemical composition of the minerals is corroborating a conclusion about the similarity of the
alkaline basalts from Kamchatsky Mys Peninsula with rocks of Hawaiian-Emperor volcanic chain.
102
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ÂÅÑÒÍÈÊ ÊÐÀÓÍÖ. ÑÅÐÈß ÍÀÓÊÈ Î ÇÅÌËÅ. 2005. ¹ 5
УДК 551.21
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ЮЖНОГО БОРТА КАЛЬДЕРЫ ПОЛОВИНКА
И ИСТОРИЯ ЕЕ РАЗВИТИЯ
(КАРЫМСКИЙ ВУЛКАНИЧЕСКИЙ ЦЕНТР, КАМЧАТКА)
© 2005 В.Л. Леонов1, А.Н. Рогозин 1,2
1
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, 683006. Бульвар Пийпа 9.
e-mail: lvl@kcs.iks.ru
2
Камчатский государственный университет, Петропавловск-Камчатский, 683006. ул. Пограничная 4.
e-mail: Rogozin-Alexey@mail.ru
В статье представлены новые данные о геологическом строении южных границ кальдеры Половинка
(Крайней), которая является одной из наиболее крупных четвертичных кальдер Камчатки.
Описываются основные комплексы пород, вскрытых в долине р. Половинка, прорезающей борт
кальдеры, уточняются их распространение, взаимоотношение. Особое внимание уделено так
называемым «диким туфам», которые, как показано, представляют этап вулканизма, предшествующий формированию кальдеры. Отмечено, что изучение вулканизма этого этапа имеет первостепенное значение для понимания процессов, происходящих в кислом верхнекоровом магматическом очаге и приводящих к крупным катастрофическим извержениям из него.
“… история любой части земной поверхности
подобна жизни солдата, состоящей из долгих
периодов скуки и кратких периодов ужаса”
Д.В. Эгер (Ager D.V., 1993. P. 141)
ВВЕДЕНИЕ
Формирование кальдер, когда на поверхность Земли выбрасываются многие десятки км3
магмы явление катастрофическое, способное
опустошить громадные территории и даже изменить климат Земли. За исторический период
известно всего несколько случаев формирования небольших кальдер (диаметром 2 2.5 км),
но и они считаются наиболее крупными вулканическими катастрофами в истории человечества (Везувий, Италия, 79 г.; Тамбора, Индонезия, 1815 г.; Косигуина, Никарагуа, 1835 г.;
Кракатау, Индонезия, 1883 г.). В то же время
на Земле не редкость кальдеры диаметром 1020 км и более (кальдера Йеллоустон, например,
имеет размер 80х50 км). Формирование их
происходило еще до возникновения на Земле
современного человека, десятки и сотни тысяч
лет назад, но некоторые кальдеры продолжают
«жить» - в них происходят землетрясения, поднятия и опускания отдельных блоков, подвижки
магмы на глубине, продолжают действовать
термальные источники, гейзеры. Возможны ли
в пределах таких кальдер новые катастрофические извержения? Можно ли обнаружить
какие-то предвестники надвигающихся катастроф? В каких случаях вулканическая деятельность приводит к формированию кальдерообразующих извержений? На эти и на многие
другие вопросы ученые пока не знают ответа, и
именно поэтому кальдеры во всем мире продолжают активно изучаться. Продолжаются
работы в этом направлении и на Камчатке. В
2004 г. были проведены специальные работы по
уточнению геологического строения южного и
юго-восточного бортов кальдеры Половинка.
Работы проводились с целью выделения основ-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
103
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЛЕОНОВ, РОГОЗИН
Рис. 1. Обзорная схема, показывающая расположение района работ и положение кальдеры Половинка:
1 - район работ, 2 - граница кальдеры Половинка.
ных комплексов пород, изучения их взаимоотношений, определения условий и типа вулканизма, который предшествовал формированию кальдеры. Первые результаты этих
работ излагаются ниже.
ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
КАЛЬДЕРЫ ПОЛОВИНКА
Кальдера Половинка (другое название Крайняя) является одной из наиболее крупных
кальдер Камчатки. Она находится в южной
части Карымского вулканического центра,
который в свою очередь расположен в Восточно Камчатском вулканическом поясе. В отличие от
многих других подобных структур кальдера
Половинка имеет правильную форму - ее структурные границы образуют почти идеальный
круг диаметром 10.5 км (рис. 1). Образование
кальдеры было связано с выбросом большого
объема (около 50 км3) взрывных отложений
(Гриб, Леонов, 2004), которые в виде пирокластических потоков по долинам близлежащих рек
распространились на многие десятки километров.
104
Впервые кальдера была выделена и описана
в ходе комплексных работ, проведенных вулканологами Камчатки в Карымском вулканическом центре в конце 60-х начале 70-х годов
ХХ века (Селянгин, 1974, 1977, 1987; Вулканический центр…, 1980), и рассматривалась как
часть крупной Карымско-Семячинской кальдерной системы. Считалось, что после формирования кальдеры в ней образовалось озеро и в
нем толща туфов, которые получили название
«диких», так как в обнажениях туфы выглядели
грубо в виде перемятых, часто разбитых на
блоки глыб, рассеченных многочисленными
трещинами (рис. 2 на 3 стр. обложки).
После извержения, произошедшего в Карымском вулканическом центре в 1996 году,
были проведены дополнительные работы по
уточнению геологического строения и истории
развития данного района (Гриб, Леонов, 2004).
Особое внимание было уделено начальному
периоду образования кальдер, выяснению
процессов, происходивших в магматических
очагах в недрах района, которые привели к
мощным извержениям больших объемов пирокластики.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ЮЖНОГО БОРТА КАЛЬДЕРЫ ПОЛОВИНКА
Было выявлено, что перед формированием
кальдеры Половинка в районе длительное время
(~500 тыс. лет) развивался базальтовый и андезибазальтовый вулканизм; при этом вулканические постройки, судя по сохранившимся в
бортах кальдеры фрагментам, имели небольшие
размеры. В то же время были получены данные,
что позиция «диких» туфов предыдущими
исследователями была оценена неправильноэти туфы не заполняют кальдеру Половинку,
как считалось (Вулканический центр…, 1980),
а слагают ее борта. Эти данные позволили считать, что перед формированием кальдеры Половинка был особый этап вулканизма, о котором
мы в настоящее время знаем очень мало.
В результате работ, проведенных нами в
2004 г., была построена схематическая геологическая карта южного борта кальдеры Половинка (рис. 3); выделены основные комплексы
отложений, которые были разбиты по отношению к кальдере Половинка на докальдерный,
кальдерообразующий и посткальдерный (рис. 4).
Особое внимание было уделено определению
позиции «диких» туфов, которые, как было установлено, по отношению к кальдере Половинка
являются докальдерными, но характеризуют
уже начавшийся к этому времени процесс формирования кальдер в районе.
ДОКАЛЬДЕРНЫЙ КОМПЛЕКС ПОРОД
К докальдерному комплексу относятся
лавовые постройки и ряд разрушенных вулканов, останцы и фрагменты которых располагаются на правобережье р. Половика в ее
верховьях и на междуречье речки Половинка и
ручья Баранова, а также в данный комплекс
пород включены отложения «диких» туфов. Наиболее крупный из разрушенных вулканов вулкан Дитмара (рис. 1). Отдельными вулканическими постройками являются также вершины с отметками 921 и 816 м. Большинство из
этих вулканов достаточно подробно описаны в
(Вулканический центр…, 1980) и ниже приводится их краткая характеристика.
Вулкан Дитмара - единый горный массив
диаметром 10-12 км с максимальной абсолютной отметкой 1297 м. Он является типичным
стратовулканом, сложенным чередованием
пачек агломератовых туфов и потоков лав. На
его склоны как бы «насажены» гирлянды
небольших вулканических конусов, располагающихся вблизи главной вершины. Конусы
сохранились плохо. Вулканическая деятельность завершилась формированием экструзии
в привершинной части постройки. Основная
разновидность пород, слагающих вулкан - базальты. На их долю приходится примерно более
35%, андезибазальты составляют 24%, а андезиты - около 20% (Вулканический центр…,
1980).
На правом берегу р. Половинка, в ее верхнем
течении, расположен другой вулкан с абсолютной отметкой 921 м. Юго-юго-западные
склоны вулкана бронированы базальтовыми
лавовыми потоками протяженностью 3-5 км.
Северо-северо-восточная часть вулкана сорвана
кальдерообразующим сбросом кальдеры Половинка, который рассекает центральную часть
вулкана.
Еще одна вулканическая постройка расположена на междуречье реки Половинка и
ручья Баранова. Диаметр ее основания - 6 км,
высота - около 200 м. Она сложена потоками
лав, чередующихся с буро-красными туфами,
состоящими из бомб и шлака. Судя по тому, что
породы имеют периклинальное падение от
высоты 816 м в направлении долин реки Половинка и ручья Баранова, эруптивный центр
находился, видимо, в районе современного
водораздельного гребня. По данным (Вулканический центр…, 1980) породы вулкана
перекрываются лавами андезидацитового
состава. Лавы образуют набольшие покровы
(мощность 5-8 м) на гребне и в западной части
высоты 816 м, а также встречаются в виде
останцов в районе высоты 681 м.
В изученных нами разрезах (рис. 3, 4;
разрезы № 3, 8, 10) было вскрыто переслаивание
лав андезибазальтового состава и их агглютинатов. Лавы из этих разрезов были датированы с использованием палеомагнитного метода (Вулканический центр…, 1980). Для них
было определено положение виртуальных
геомагнитных полюсов и проведено сопоставление последовательных положений виртуальных геомагнитных полюсов, вычисленных
по этим данным, с положениями полюсов,
полученными при палеомагнитном исследовании непрерывного разреза четвертичных
лессово-почвенных отложений Чехословакии.
Выполненное сопоставление позволило В.В. Кочегуре, проводившему эти исследования, перенести на породы изученного докальдерного
комплекса оценки возраста пород Чехословакии, опирающиеся на хронологическую
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
105
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЛЕОНОВ, РОГОЗИН
Рис. 3. Схематическая геологическая карта южного борта кальдеры Половинка: 1 аллювиальные отложения; 2 - лавы андезитового и андезибазальтового состава вулкана
Белянкина; 3 - лавы базальтового, андезибазальтового, андезитового состава, пемзовые
отложения вулкана Однобокий; 4 - комплекс внутрикальдерных вулканогенно-осадочных, озерных отложений; 5 - пемзы, игнимбриты дацитового, андезитового состава,
связанные с кальдерой Половинка; 6 - «дикие» туфы; 7 - лавы, пирокластика, вулканогенно-осадочные отложения, сформировавшиеся на докальдерном этапе.
106
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ЮЖНОГО БОРТА КАЛЬДЕРЫ ПОЛОВИНКА
шкалу оледенений и межледниковий Европы.
В результате, начало и конец формирования
докальдерного комплекса был определен в 400 и
280 тыс. лет назад, что не противоречит другим
имеющимся данным о возрасте этих пород.
«Дикие» туфы. Результаты геологического
картирования, проведенного нами, показали,
что отложения, которые ранее (Вулканический
центр…, 1980) были названы «дикими» туфами,
вскрываются в средней части долины реки
Половинка по обоим ее бортам (рис. 2 на 3 стр.
обложки). Наиболее полный разрез вскрыт на
левом борту в районе высоты с отметкой 681 м
(рис. 4, разрез № 7). Толща представлена
преимущественно туфами разного гранулометрического состава, в которых встречаются
слои черных стекловатых лав, представляющих
собой, по-видимому, силлы. Подробное описание «диких» туфов было ранее сделано Т.С. Краевой (Вулканический центр…, 1980). Оно очень
точно отражает характер этих отложений, и
ниже приводится их краткое описание.
Туфовая толща характеризуется четко выраженной грубой субпараллельной слоистостью.
В основном ее слагают агломератовые туфы,
иногда встречаются базальтовые бомбовые
горизонты мощностью до 0.5 м. Размер бомб не
превышает 0.2 м. Бомбовым горизонтам сопутствуют черные базальтовые псефопсаммитовые
туфы. В составе отложений наблюдаются также
пемзосодержащие и пемзовые псефопсаммитовые туфы дацитового состава с максимальным размером обломков 1-2 см. Для данных
туфов характерна система взаимопересекающихся трещин шириной до 10 см, заполненных
тонкослоистым, заметно ожелезненным мелкоземом. Почти повсеместно породы «диких»
туфов существенно изменены гидротермальными процессами типа низкотемпературной
пропилитизации и литифицированы. Толща
полифациальна, содержит элементы вулканогенного (пирокластические потоки агломератов, пемз), вулканогенно-осадочного и осадочного генезиса. Наиболее «чистые» фации
вулканогенных пород приближаются по составу
к дацитам.
Выше этих туфов, описанных Т.С. Краевой,
в районе высоты с отметкой 681 м нами встречены слои игнимбритов и единичный слой лав
дацитового состава (рис. 4, разрез № 7). Игнимбриты, среди которых преобладают серые
фьяммеигнимбриты, залегают как ниже слоя
лав, так и выше его. Самую верхнюю часть раз-
реза в районе высоты с отметкой 681 м занимают
агломераты, среди которых встречается множество черных шлаков. Эти отложения идентичны толще шлаков и игнимбритов, залегающих на бортах кальдеры Половинка в других местах и уже не относятся к толще «диких» туфов.
КАЛЬДЕРООБРАЗУЮЩИЙ КОМПЛЕКС
К отложениям кальдерообразующего комплекса в рассматриваемом районе относятся
туфы и игнимбриты, которые формировались
при образовании кальдеры Половинка (рис. 5).
Разрез отложений, связанных с этой кальдерой,
разделяется на две части, резко отличающиеся
по составу и по цвету. Нижняя часть, представляющая первые выбросы, это так называемые
«белесые» туфы (Вулканический центр…, 1980),
которые широко распространены к западу от
кальдеры. Наиболее мощный пирокластический поток скатился на юго-запад в долину р.
Кедровая. Мощность пемзовых туфов, отложившихся здесь, достигает 200 метров. Цвет их
белый, светло-серый. Ксеногенные обломки
размером до 2-3 см представлены эффузивами
и составляют 10-15%. Фьямме образованы
фрагментами сплющенных волокнистых пемз
размером до 15 см. Выделяются две разновидности этих туфов, отличающиеся по составу.
Суммарный объём их составляет около 42 км3
(Гриб, Леонов, 2004).
Верхняя часть - черные шлаковые туфы и
игнимбриты. Они распространены только
вблизи бортов кальдеры и чередуются с фреатомагматическими отложениями, свидетельствующими, что извержения верхней шлаковой
толщи происходили уже из депрессии, заполненной водой. Игнимбриты этого этапа отличаются черными лентовидными фьямме, состав
их варьирует от дациандезитов до андезитов.
Преобладают по объему шлаковые бомбовые
туфы и агглютинаты состава низкокремнистых
андезитов, андезибазальтов. Они развиты вблизи юго-западного и северо-западного бортов
кальдеры, в том числе и в районе, рассматриваемом в данной статье. Их объем оценивается
примерно в 8 км3 (Гриб, Леонов, 2004).
В разрезах, описанных нами по правому
борту долины р. Половинка (рис. 4, разрез №
5), вскрыты пемзовые и шлаковые туфы, а также
маломощные слои фреатомагматических отложений, связанных с заключительным этапом
формирования кальдеры Половинка. На изу-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
107
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
108
5 ) 6
%$
(
7
#$)
" # $
#%$& '
" # ($) *
#%$+
,
+
"
-
'
-
#
'
8
!
/ 0 $
12
23(
, *
" # ($
,,
(
#
4
1#%$! * (
*%$
$ $ %3
Рис. 4. Геологические разрезы и сводная стратиграфическая колонка основных комплексов пород, слагающих район исследований.
ЛЕОНОВ, РОГОЗИН
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
.
(
) * (
, *
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ЮЖНОГО БОРТА КАЛЬДЕРЫ ПОЛОВИНКА
Рис. 5. Пемзовые туфы, связанные с образованием
кальдеры Половинка (рис. 4, разрез 5) (фото В.Л. Леонова).
ченной территории они распространены только
в южной ее части, слагая водоразделы.
ПОСТКАЛЬДЕРНЫЙ КОМПЛЕКС
К этому комплексу относятся отложения,
заполнившие кальдеру Половинка после ее
образования. Они вскрываются в западной
части изученного района и описаны в разрезах
№ 1, 2, 4 (рис. 4). Выделяются две резко отличные по генезису группы пород. Нижнюю часть
разрезов слагают озерные отложения - грубослоистые туфы с линзами конгломератов (рис.
6 на 3 стр. обложки). Выше на них залегает
мощная толща лав преимущественно базальтового, андезибазальтового состава вулкана Однобокого, а также маломощные потоки лав вулкана Белянкина. Рассмотрим эти отложения по
порядку.
Озерные отложения представлены слабо
литифицированными туфами преимущественно псефитовой размерности. Цвет их - розоватокоричневый. Туфы насыщены резургентными
обломками эффузивов, пемзовыми обломками,
размер которых варьирует в широких пределах.
Иногда отмечается грубая горизонтальная слоистость, связанная с изменением гранулометрического состава обломочного материала; встречаются прослои (мощностью до 2-3 м) конгломератов.
В верхней части разреза озерных отложений
встречаются слои однородных пемзовых туфов
остатки пирокластических потоков. Пемзовые
отложения состоят из угловатых пемзовых
обломков агломератовой, псефитовой размерности, погруженных в более тонкообломочный
материал. Эти отложения имеют мощность до
20 м. Максимальные мощности отмечены в
разрезах правого борта долины р. Половинка,
где пемзовые отложения вскрываются вблизи
борта кальдеры Половинка. Состав пемзовых
обломков варьирует от высококремнистых
риодацитов до андезитов, с преобладанием пемз
дацитового состава (рис. 7).
На озерных отложениях залегают лавы и
пирокластика вулкана Однобокого (рис. 8).
Вулкан является одним из крупнейших вулканических сооружений района, он подробно
описан в (Вулканический центр…, 1980). На
изученной территории в верховьях р. Половинка обнажаются породы, слагающие основание вулкана. Они представлены мощным
наслоением лав преимущественно базальтового, андезибазальтового состава, которые
образуют плато, полого наклоненное к реке
Половинка. Поверхность плато представляет
собой первичную поверхность лавовых потоков,
слабо расчлененных эрозией. Лавы вулкана
заполнили почти всю кальдеру Половинка. Они
изливались на ровную поверхность озерных
отложений и в настоящее время в разрезах
левого борта долины р. Половинка образуют
протяженные слои, устойчиво прослеживающиеся вдоль борта на большие расстояния (рис 8).
В разрезах лавового плато насчитывается несколько потоков лав, каждый мощностью от 7-8
до 20 м. Они залегают без перерывов друг на друге.
Лавы вулкана Белянкина. В рассматриваемом
районе они занимают очень небольшие площади, вскрываясь только в верховьях долины р.
Половинка и фрагментами по ее правому борту
(рис. 3, 4) и имеют базальтовый и андезиба-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
109
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЛЕОНОВ, РОГОЗИН
0
,
-
.
.
00
+
+0
2
20 345 6
/ .
/
% 0
7
'8
11
Посткальдерный
!
Кальдерообразующий
11
9
"#$
%&
1
&'
2
0
11
Докальдер
ный
11
(
% *
)
+
+
'
0
Примечание: * Средний химический состав пород в. Однобокий (15 анализов) взят по (Вулканический центр..., 1980).
Рис. 7. Изменение содержания SiO2 по разрезу в основных комплексах пород изученного района.
зальтовый состава (Вулканический центр…,
1980). Характерная их особенность наличие
редких крупных кристаллов плагиоклаза, рассеянных в породе. Для других пород района
мегаплагиофировые структуры не характерны.
В отличие от лав вулкана Однобокого, которые,
как отмечалось выше, изливались на ровную
поверхность озерных отложений и в настоящее
время образуют протяженные горизонтально
залегающие слои, устойчиво прослеживающиеся вдоль борта р. Половинка на большие
расстояния, лавы вулкана Белянкина вскрываются на отметках, постепенно понижающихся вниз по долине реки. В верховьях долины
они залегают на отметках около 600 м, через 3 км
ниже по долине, на правом ее борту - на отметках
110
около 400-450 м, а еще ниже через 3 км - на отметках около 300 м (рис. 3, 4). Таким образом,
очевидно, что излияния лав вулкана Белянкина
происходили уже в период формирования
долины р. Половинка. Лавы затекали в долину
и, обтекая с юга плато, сложенное лавами вулкана Однобокого, распространялись узкими
потоками далеко вниз по долине.
На востоке рассматриваемого района, где р.
Половинка соединяется с ее правым притоком
(район разреза № 9 на рис. 4), отчетливо восстанавливается окончание крупного лавового
потока, который залегает уже на дне долины на
отметках около 200 м. Этот поток мы тоже отнесли к вулкану Белянкина, хотя лавы, вскрывающиеся здесь, не содержат крупных крис-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ЮЖНОГО БОРТА КАЛЬДЕРЫ ПОЛОВИНКА
Рис. 8. Общий вид левого борта долины р. Половинки. В левой части снимка видно плато, сложенное лавами
вулкана Однобокого, перекрывающими толщу озерных отложений, заполняющих кальдеру Половинка
(фото В.Л. Леонова).
таллов плагиоклаза. Для более точной привязки
этих лав нужно их дальнейшее более детальное
изучение.
Ледниковые отложения. Эти отложения,
представленные в основном валунниками, были
встречены нами в нескольких местах, в частности в разрезе № 9 (рис. 4). Хотя в районе,
описываемом в данной статье, они развиты
слабо, и на геологической карте (рис. 3) мы их
не показали, но на соседних территориях, в
частности, восточнее, в нижнем течении р. Половинка, они занимают обширные площади. В
работе (Гриб, Леонов, 2004) была проведена
реконструкция ледникового щита, который
покрывал центральную часть Карымского вулканического центра. Было показано, что оледенение, следы которого мы обнаруживаем в
данном районе, произошло в среднем плейстоцене, его необходимо сопоставлять с Тазовским оледенением Сибири, возраст которого в
настоящее время определяется в 130-180 тыс.
лет. В западной части Карымского вулканического центра ледниковые отложения залегают
на туфах и игнимбритах, связанных с кальдерой
Половинка, то есть должны рассматриваться в
составе посткальдерного комплекса.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В результате работ, проведенных нами, была
построена геологическая карта, выделены и
описаны докальдерный, кальдерообразующий
и посткальдерный комплексы пород. Полученные данные позволяют считать, что перед формированием кальдеры Половинка был особый
этап вулканизма. Об этом свидетельствуют
особенности распространения «диких» туфов.
Ранее (Вулканический центр…, 1980) считалось,
что эти туфы залегали внутри кальдеры Половинка, отлагаясь в заполняющем ее озере. Более
поздними работами (Гриб, Леонов, 2004) было
установлено, что эти туфы слагают борта рассматриваемой кальдеры.
Детальное геологическое картирование позволило выявить ареал распространения «диких»
туфов в данном районе, изучить их взаимоотношение как с более древними толщами
докальдерного комплекса, так и с более молодыми породами, заполняющими кальдеру Половинка. Анализ этих данных позволяет считать, что «дикие» туфы представляют собой
вулканогенно-осадочные отложения, которые
заполняли депрессию, образованную на более
ранних этапах развития рассматриваемой
структуры. Очертания этой депрессии в настоящее время восстановить сложно, ввиду недостатка данных.
В Карымском вулканическом центре обнажения «диких» туфов известны еще в верховьях
р. Карымской. Ранее считалось, что они вскрываются также по бортам Карымского озера (Вулканический центр…, 1980), однако, в многочисленных обнажениях, возникших в результате воздействия волн цунами на озере во время
извержения 1996 г., выходов «диких» туфов
обнаружено не было. Таким образом, в верховьях р. Карымской «дикие» туфы также слагают
северный борт кальдерной структуры, обнажаясь на небольшом участке между кальдерами
Академии Наук и Карымской. Структурные
построения, сделанные после извержения 1996 г.
(Леонов, 1997), позволяют считать, что в верховьях р. Карымской выходы «диких» туфов
приурочены к тектоническому блоку, который
значительно поднят относительно окружающих
территорий. Тем не менее, взаимоотношений
«диких» туфов с более древними породами на
данном участке не выявлено.
Для того, чтобы понять масштаб вулканических процессов, связанных с образованием
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
111
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЛЕОНОВ, РОГОЗИН
«диких» туфов, необходимо дальнейшее изучение этих отложений, их распространения, взаимодействия с вмещающими породами и оценки объемов.
Список литературы
Вулканический центр: строение, динамика,
вещество (Карымская структура) / Отв. ред.
Масуренков Ю.П. М.: Наука, 1980. 298 с.
Гриб Е.Н., Леонов В.Л. Эволюция магматических очагов кальдер южного сектора Карымского вулканического центра. Часть I. Геология,
строение и состав пирокластических потоков //
Вулканология и сейсмология 2004. № 4. С. 21-40
Леонов В.Л. Поверхностные разрывы, связанные с землетрясением и извержениями про-
изошедшими в Карымском вулканическом центре 1-2 января 1996 года // Вулканология и сейсмология 1997. № 5. С. 113-129
Селянгин О.Б. Карымская группа вулканов.
Вулканы Карымский и Малый Семячик // Вулканы и геотермы Камчатки / Отв. ред. Эрлих Э.Н.
Петропавловск-Камчатский, 1974. С. 105-137.
Селянгин О.Б. Эволюция кальдерного комплекса, ритмичность и направленность вулканического процесса в Карымской группе вулканов, Камчатка // Вулканизм и геодинамика /
Отв. ред. Авдейко Г.П., Федотов С.А. Москва,
1977. С. 187-201
Селянгин О.Б. Петрогенезис базальт-дацитовой серии в связи с эволюцией вулканноструктур. М.: Наука, 1987. 148 с.
Ager D.V. The nature of the stratigraphical
record. 3 - d ed. L.: J.Wiley & Sons, 1993. 151 p.
GEOLOGICAL STRUCTURE OF THE SOUTHERN BOARD CALDERA POLOVINKA
AND HISTORY OF ITS DEVELOPMENT (THE KARYMSKY VOLCANIC CENTER,
KAMCHATKA)
V.L. Leonov1, A.N. Rogozin1,2
1
Institute of Volcanology and Seismology, Far East Division, Russian Academy of Sciences, Petropavlovsk –
Kamchatsky, 683006, boulevard Piip 9
2
The Kamchatka State University, Petropavlovsk - Kamchatsky, 683032, Pogranichnaya 4;
The new data about the geologic structure of the caldera Polovinka (Krainyaya) southern board are presented
in this paper. Caldera Polovinka is one of the main Quaternary calderas of Kamchatka. We discuss the
main rock complexes which outcrop in the valley of the Polovinka river. The special attention is given socalled «wild tuffs» which, as shown, represent a stage volcanism, previous to caldera formation. It is marked,
that the volcanism of this stage has paramount value for understanding of the processes occuring in the
magmatic center situated in Earth crust and resulting in large catastrophic eruptions from it.
112
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ÂÅÑÒÍÈÊ ÊÐÀÓÍÖ. ÑÅÐÈß ÍÀÓÊÈ Î ÇÅÌËÅ. 2005. ¹ 5
УДК 556.33:550.348
ИЗМЕНЕНИЯ УРОВНЯ ВОДЫ В СКВАЖИНАХ
ПОД ВЛИЯНИЕМ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
© 2005 Г.Н. Копылова
Камчатский филиал Геофизической службы РАН, Петропавловск-Камчатский, 683006
Адрес для переписки: 683006, Петропавловск-Камчатский, бульвар Пийпа, 9, КФ ГС РАН,
Копыловой Г.Н; тел. (415-22)5-73-21; факс. (415-22)5-73-21; e-mail: gala@emsd.iks.ru
В течение 1997-2005 гг. Камчатской опытно-методической сейсмологической партией
Геофизической службы РАН проводилась цифровая регистрация уровней воды в скважинах
ЮЗ-5 и Е1, Камчатка, с целью мониторинга сейсмотектонических процессов и поиска гидрогеодинамических предвестников землетрясений. В статье описывается система сбора и обработки
данных уровнемерных наблюдений; приводится характеристика выявленных эффектов в изменениях уровней воды под влиянием землетрясений. Представлен способ количественной оценки
сейсмотектонической деформации водовмещающих пород на основе оценки статически изолированного отклика и приливной деформометрической чувствительности вариаций уровней воды.
В течение трех недель перед Кроноцким землетрясением 5.12.1997 г., М=7.9 проявлялся гидрогеодинамический предвестник – синхронные понижения уровней воды в обеих скважинах с амплитудами 11 и 1 см, вызванные объемной деформацией расширения с амплитудой порядка 1´10-7.
ВВЕДЕНИЕ
Уровнемерные наблюдения в скважинах
являются одним из эффективных способов
геофизического мониторинга, направленного
на поиск предвестников сильных землетрясений. Это связано с тем, что уровни воды могут
откликаться на сейсмотектонические изменения напряженно-деформированного состояния среды (НДСС), сопровождающиеся деформациями водонасыщенных пород, развитием в них трещинообразования и дилатансии,
изменениями порового давления (Roeloffs,
1988). Вместе с тем, выделение сейсмотектонических сигналов из вариаций уровней воды
представляет непростую задачу. Объективными
причинами этого являются неопределенность
частотного диапазона и амплитуд изменений
НДСС на стадиях подготовки землетрясений, а
также многообразие условий и особенностей
формирования гидрогеодинамического режима
конкретных наблюдательных систем “скважина – резервуар”.
По литературным данным известно не менее
трех механизмов воздействия землетрясений на
подземные воды.
1. Динамическое воздействие связано с
прохождением сейсмических волн, вызывающих импульсы сжатия – расширения водонасыщенных пород и соответствующие изменения
уровней воды в скважинах. Это воздействие
связывается, в основном, с поверхностными
волнами от сильных землетрясений, вызывающих вынужденные и свободные колебания
уровней воды; его дальнодействие может составлять до тысяч километров (Cooper et al.,
1965). Динамическое воздействие сейсмических
сотрясений на подземные воды может также
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
113
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОПЫЛОВА
сопровождаться разнообразными изменениями
в режиме источников и скважин вследствие
локального изменения проницаемости водонасыщенных пород.
2. Статическое воздействие связано с изменением статического напряженного состояния резервуаров подземных вод при образовании разрывов в очагах землетрясений. При
этом распределение зон косейсмического
сжатия и расширения определяется, в основном, механизмом очага землетрясения (Wakita,
1975). Этот эффект может проявляться в напорных подземных водах на расстояниях не более
первых сотен километров от эпицентральной
области.
3. Третий механизм связан с деформациями
водовмещающих пород, вызванных процессами
подготовки сильных землетрясений. На стадии
подготовки землетрясения может развиваться
дилатансия водовмещающих пород, изменение
структуры порового пространства и фильтрационных связей, нарушение фазового равновесия в подземных водах (Копылова, 2001;
Roeloffs, 1988; King et al., 2000). Эти процессы
также могут проявляться в изменениях уровней
воды в скважинах.
Наиболее благоприятные условия для обнаружения сейсмотектонической деформации по
уровнемерным данным имеются при вскрытии
скважинами резервуаров напорных подземных
вод, изолированных слабопроницаемыми
толщами от влияния вышележащих грунтовых
горизонтов. В таких случаях процесс водного
питания подземных резервуаров слабо и в
сглаженном виде воздействует на величину
напора, поэтому может наблюдаться статически
изолированный отклик уровней воды на земные
приливы, вариации атмосферного давления и
сейсмотектоническую деформацию в широком
частотном диапазоне.
Условиями эффективного мониторинга
НДСС по уровнемерным данным являются:
1 – применение технических средств синхронной регистрации вариаций уровня воды и
атмосферного давления с интервалом дискретизации не менее 10-15 минут;
2 – оценка и компенсация влияния на вариации уровней воды естественных факторовпомех - атмосферного давления, земных и
морских приливов, осадков и процессов водного питания резервуаров подземных вод;
3 – оценка деформометрических свойств
наблюдательных систем «скважина-резервуар»
114
с определением частотного диапазона проявления неискаженного статически изолированного отклика и величины деформометрической
чувствительности уровней воды.
В 1997-2004 гг. на скважинах Е1 и ЮЗ-5
Камчатской опытно-методической сейсмологической партией Геофизической службы РАН
проводились наблюдения с целью поиска
гидрогеодинамических предвестников землетрясений. В статье дается описание системы
наблюдений и представляется методика обработки данных, направленная на выделение аномальных вариаций уровней воды и количественную оценку сейсмотектонической деформации. Рассматриваются различные типы эффектов в изменениях уровней воды в результате
сейсмического воздействия. Основное внимание уделяется результатам наблюдений на
скважине ЮЗ-5, полученным в последние годы.
Выявленные закономерности в изменениях
уровня воды в скв. Е1 под влиянием землетрясений представлены в ряде публикаций (Копылова, 2001; Копылова и др., 2000). В настоящей
работе эти данные приводятся, в основном, для
сравнения.
ХАРАКТЕРИСТИКА СКВАЖИН,
СИСТЕМЫ НАБЛЮДЕНИЙ И ДАННЫХ
В табл. 1 приводится краткая характеристика наблюдательных скважин ЮЗ-5 и Е1 (Копылова, 2001; Копылова, Болдина, 2004).
Ñêâàæèíà ÞÇ-5 вскрывает в интервале
глубин 0-270 м толщу рыхлых четвертичных
отложений, к которой приурочен грунтовый
водоносный горизонт. В интервале 270-800 м
распространены верхнемеловые породы, представленные чередованием слоев туфоалевролитов и филлитовидных сланцев. В верхнемеловых породах распространены напорные подземные воды. Ствол скважины обсажен металлической колонной до глубины 310 м; в интервале 310-800 м ствол скважины открыт и связан
с резервуаром напорных подземных вод в меловых отложениях. Уровень воды установился
на глубине около 1 м ниже поверхности земли.
Данные бурения и опробования показывают, что скважина ЮЗ-5 вскрывает гидравлически связанный резервуар напорных холодных вод в меловых отложениях с гидростатическим распределением порового давления по
глубине. Вскрытые подземные воды формируются без влияния тепловых аномалий в усло-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИЗМЕНЕНИЯ УРОВНЯ ВОДЫ В СКВАЖИНАХ ПОД ВЛИЯНИЕМ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
Таблица 1. Характеристика наблюдательных скважин.
Скважина,
абс. отм., м
Координаты,
град
с.ш.
в.д.
Глубина, м.
Открытый
интервал, м
Уровень, Состав пород
м
Возраст
Е1
180 м
53.26
158.48
665
625-647
28
туфы
N2
ЮЗ-5
70 м
53.17
158.41
800
310-800
1.5
алевролиты
К2
виях активного водообмена. Об этом свидетельствуют низкая минерализация (0.22 г/л) и
химический состав воды (HCO3-Cl/Na), пониженные величины температуры воды (22.5° С на
глубине 800 м) и геотермического градиента
(2°С/100 м), а также низкая концентрация кремниевой кислоты (H 4SiO4=5 мг/л). Скважина
интересна тем, что может быть репрезенттивной
по отношению к особенностям формирования
режима холодных напорных вод под влиянием
сейсмотектонических процессов.
Ñêâàæèíà Å1. По данным бурения скв. Е1 в
интервале глубин 0-570 м вскрыты четвертичные гравийно-галечниковые отложения, в
интервале 570-665 м - туфы поздненеогенового
возраста. Ствол скважины на всю глубину
обсажен металлической колонной. В интервале
625-647 м, в зоне слабого водопритока, проведена перфорация обсадной колонны. Уровень
воды в скважине установился на глубине 28-30 м.
Данные гидрогеохимического опробования
показывают увеличение с глубиной минерализации подземных вод от 0.2 до 10 г/л и изменение их химического состава от хлоридногидрокарбонатного натриево-кальциевого до
хлоридного натриевого и кальциево-натриевого. По газовому составу вскрытые подземные
воды азотно-метановые, обогащенные гелием и
углеводородными газами. Подземные воды в
интервале 625-647 м относятся к гидродинамической зоне затрудненного водообмена
вследствие структурного положения толщи
поздненеогеновых вулканитов, кровля которой
находится на 400-600 м ниже поверхности
земли. Газо-гидрогеохимические параметры
подземных вод (табл. 1) также указывают на
относительно застойные условия их формирования. Влияние тепловых аномалий на формирование подземных вод не обнаружено (концентрация H4SiO4=15 мг/л, температура воды на
глубине 600 м составляет 17.2° С, в интервале
Характеристика
флюида
Холодный,
минерализованный
газ N2-CH4
Холодный,
пресный
280-600 м геотермический градиент равен 3.5 °С/
100 м). Присутствие газа в составе порового
флюида предполагает определенную роль фазовых переходов в формировании сейсмических
эффектов в изменениях уровня воды в скв. Е1.
Ñèñòåìà íàáëþäåíèé. В 1997-2002 гг. для
измерений уровней воды применялись дифференциальные датчики давления ДУ с частотным выходом (Багмет и др., 1989) и регистратор
ГИП-3 с накоплением данных на твердотельную память. В мае 2003 г. на скважине ЮЗ-5
установлен универсальный регистратор Кедр А2
(ООО «Полином», г. Хабаровск), оборудованный ультразвуковым датчиком уровня воды и
датчиками атмосферного давления и температуры воздуха.
В течение всего времени наблюдений на
обеих скважинах проводились синхронные
измерения уровня воды и атмосферного давления с частотой 10 минут. Точность регистрации уровня воды составляла ±0.2 см для
датчика ДУ и ±0.1 см для ультразвукового
датчика. Проводились также ручные замеры
уровней воды с частотой 1 раз в 14 суток.
Точность ручных измерений составляла ±0.5 см.
Данные по суточным суммам осадков получены с метеостанции Пионерская, Камчатского
управления по гидрометеорологии и контролю состояния окружающей среды (53° с. ш.,
158.6° в. д.). Для характеристики сейсмичности
использовались данные регионального каталога землетрясений Камчатки, полученного
КОМСП ГС РАН, и электронные ресурсы сайта
http://www.iris.washington.edu/.
В изменениях уровней воды в скважинах Е1
и ЮЗ-5 (рис. 1) обнаруживается воздействие
естественных факторов-помех: барометрические вариации под влиянием перепадов атмосферного давления и слабые повышения
уровней воды при выпадении атмосферных
осадков не менее 10-20 мм/сут. В изменениях
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
115
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОПЫЛОВА
уровня воды в скв. ЮЗ-5 выделяются тренд с
характерным периодом 1 год и приливные вариации с суточными амплитудами 2-8 см (рис. 1 а).
МЕТОДИКА ОБРАБОТКИ ДАННЫХ
НАБЛЮДЕНИЙ
Рис. 1. Графики изменений уровней воды в скважине
ЮЗ-5 с 26 мая по 5 ноября 2003 г. (а) и в скважине Е1
с 26 июня 2003 г. по 1 апреля 2004 г. (б) в сопоставлении
с атмосферным давлением и осадками (по данным
метеостанции Пионерская). Приводятся также изменения уровней воды с компенсированными барометрическими и приливными вариациями.
116
Обработка данных уровнемерных наблюдений направлена, в первую очередь, на анализ,
учет и компенсацию влияния естественных
факторов на изменения уровней воды - атмосферного давления, земных и морских приливов,
осадков, эффектов питания подземных вод
(Копылова, Бормотов, 2004), а также на оценку
деформометрических свойств наблюдательных
систем «скважина-резервуар» и параметров
неискаженного статически изолированного
отклика. Деформометрическая чувствительность вариаций уровня воды оценивается на
основе приливного анализа (Roeloffs, 1988; Копылова, Болдина, 2004). Приливной анализ
данных уровнемерных наблюдений на скв. ЮЗ-5
проводился по программе ETERNA 3.0 (Wenzel,
1994), которая позволяет получить параметры
приливного отклика уровня воды - амплитуды,
амплитудные факторы (эквивалентные величине деформометрической чувствительности),
разности фаз между фазой приливной волны в
изменениях уровня и фазой приливного потенциала для отдельных волн. В рамках программы
ETERNA 3.0 также производится компенсация
приливных и высокочастотных составляющих
барометрического отклика в изменениях уровня
воды и получение остатка, обусловленного, в
основном, шумовыми факторами и влиянием
океанического прилива. Суточные амплитуды
высокочастотного остатка в изменениях уровня
воды в скв. ЮЗ-5 составляют 0.1–0.2 см/сутки
и увеличиваются до 0.4-0.8 см/сутки при
выпадении обильных осадков.
Стандартная обработка данных уровнемерных наблюдений проводилась в рамках программы Diagnoz, разработанной в КФ ГС РАН
(Балеста и др., 1999; Копылова и др., 2003). Компенсация барометрических вариаций уровней
воды (рис. 1) осуществлялась по интегрированному в Diagnoz алгоритму оценки комплексной
передаточной функции от вариаций атмосферного давления к изменениям уровня воды в
скользящем временном окне (Любушин, 1993).
Îöåíêà äåôîðìîìåòðè÷åñêèõ ñâîéñòâ íàáëþäàòåëüíûõ ñèñòåì «ñêâàæèíà-ðåçåðâóàð» проводилась на основе изучения барометрического и
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИЗМЕНЕНИЯ УРОВНЯ ВОДЫ В СКВАЖИНАХ ПОД ВЛИЯНИЕМ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
Рис. 2. Амплитудные частотные передаточные функции от вариаций атмосферного давления к изменениям уровня воды: а – в диапазоне часовых вариаций
для скважин ЮЗ-5 и Е1; б – в диапазоне суточных
вариаций для скважины Е1.
приливного откликов уровня воды. Исследование барометрических вариаций уровня
воды позволяет оценить частотный диапазон
проявления неискаженного статически изолированного отклика, в котором система «скважина – резервуар» будет вести себя подобно
деформографу (Rojstaczer, 1988). Для этого
методом кросс-спектрального анализа строится
амплитудная частотная передаточная функция
от вариаций атмосферного давления к изменениям уровня воды. Использование данных по
изменениям уровня воды и атмосферного
давления в эквивалентных величинах (1мбар =
1гПа=1 см водяного столба) позволяет интерпретировать амплитудную частотную передаточную функцию как зависимость барометрической эффективности Eb от частоты (рис. 2).
Для скважины ЮЗ-5 наблюдается увеличение Eb в диапазоне периодов от 2 до 6 часов
от 0.2 до 0.37 см/мбар. На периоде 6 часов достигается максимальная величина Eb=0.37 см/мбар,
которая остается постоянной на периодах до
первых десятков суток. Разность фаз между
вариациями уровня воды и атмосферного давления составляет 180°±10° во всем рассматриваемом диапазоне периодов. Это указывает на
хорошую изоляцию контролируемого резервуара перекрывающей толщей пород и на отсутствие вертикальных перетоков подземных вод.
Рост величины на периодах 2-6 часов обусловлен инерционными эффектами водообмена
между скважиной и резервуаром подземных вод.
Результаты кросс-спектрального анализа
позволяют сделать вывод о наличии статически
изолированного отклика уровня воды в скв.
ЮЗ-5 на изменение напряженно-деформированного состояния вскрытого резервуара.
Поэтому можно ожидать, что в диапазоне периодов часы-первые десятки суток скважина
будет работать как деформограф без существенных искажений.
Наличие приливных вариаций уровня воды
в скв. ЮЗ-5 (рис. 1 а) позволяет получить количественную характеристику ее деформометрической чувствительности в диапазоне проявления статически изолированного отклика. В
изменениях уровня воды выделены приливные
волны Q1, O1, M1, J1, OO1, 2N2, N2, M2, L2, S2K2
(табл. 2). Величины приливной деформометрической чувствительности для отдельных волн
изменяются от 0.09 до 0.15 см/10-9.
На рис. 3 приводится соотношение между
амплитудами приливных волн в изменениях
уровня воды и теоретическими амплитудами
деформации по модели приливного потенциала
CTED (Wenzel, 1994). Наблюдается линейная
связь между этими величинами при значении
коэффициента детерминации R2=0.97. Наклон
линейной зависимости амплитуд приливных
изменений уровня воды от соответствующих
величин деформации составляет »0.1 см/10-9.
Эта величина представляется наиболее прием-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
117
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОПЫЛОВА
Таблица 2. Результаты приливного анализа вариаций уровня воды в скважине ЮЗ5 по
программе ETERNA 3.0
Волна
Q1
O1
M1
P1 S 1
J1
OO1
2N2
N2
M2
L2
S2K2
M3
Амплитуда,
ед. 10-9
объемной
деформации
(нанострейны)
2.10
10.97
0.86
15.43
0.86
0.47
0.31
1.95
10.18
0.29
4.74
0.04
Амплитуда
уровня
воды,
см
Сигнал/шум
0.28
1.32
0.10
1.14
0.096
0.053
0.047
0.23
0.92
0.027
0.50
0.010
55.2
262.5
20.6
226.3
19.2
10.6
107.0
29.9
434.0
12.9
293.0
9.1
лемой в качестве характеристики деформометрической чувствительности уровня воды в скв.
ЮЗ-5 во всем диапазоне приливных периодов
(Копылова, Болдина, 2004).
Точность регистрации вариаций уровня
воды в скв. ЮЗ-5 составляет 0.2-0.1 см, поэтому
можно ожидать заметные изменения уровня
воды при деформации вскрытого резервуара не
менее первых единиц 10-9.
Меньшие величины барометрической эффективности и ее медленный рост с увеличе-
!
0
"#
%&
+*
$ !
+ + *
1
/
23
-.
4
6
1 5
6 7
'
"
118
(
&
) * + +
%
'
,+
Амплитудный
фактор,
см/нанострейн
0.132 0.002
0.120 0.0005
0.120 0.006
0.074 0.0003
0.112 0.006
0.113 0.011
0.150 0.007
0.116 0.001
0.090 0.0002
0.094 0.007
0.107 0.0004
0.222 0.024
Фазовый сдвиг,
град
152.99
153.28
157.43
156.02
168.32
172.44
161.81
151.02
161.07
172.43
172.95
-166.98
1.04
0.22
2.79
0.25
2.99
5.39
2.58
0.54
0.13
4.45
0.24
6.29
нием периодов отмечается для скважины Е1
(рис. 2). В часовом диапазоне наблюдается медленное увеличение барометрического отклика
с достижением величины Eb =0.011 см/мбар на
периодах 45-50 часов. При этом разность фаз
между изменениями уровня воды и атмосферного давления составляет 106-109°. Это указывает на значительную инерционность водообмена между скважиной и резервуаром в диапазоне периодов от часов до первых суток (Копылова, 2001). Рост величины продолжается в
диапазоне суточных вариаций при максимальном значении 0.135 см/мбар на периодах 45 100 суток (рис. 2 б). Разность фаз в суточном
диапазоне возрастает до 130-166°. Это показывает, что влияние инерционных эффектов прослеживается и в суточном диапазоне вариаций
уровня воды. В этом заключается существенное
отличие формирования барометрического отклика скв. Е1, по сравнению со скважиной
ЮЗ-5, для которой величина Eb остается постоянной как в часовом, так и в суточном диапазоне вариаций. Главной причиной отсутствия
Рис. 3. Зависимость приливных амплитуд в изменениях уровня воды в скважине ЮЗ-5 от величин теоретической приливной деформации. Q1, O1, M1, J1, OO1 –
группа суточных приливных волн; 2N2, N2, M2, L2,
S2K2 – группа полусуточных приливных волн (табл. 2);
R2 – величина достоверности аппроксимации линейной зависимости приливных амплитуд в изменениях
уровня воды (Н) от величин теоретической деформации (D).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИЗМЕНЕНИЯ УРОВНЯ ВОДЫ В СКВАЖИНАХ ПОД ВЛИЯНИЕМ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
приливного отклика и роста барометрической
эффективности с увеличением периодов вариаций является присутствии газа в составе
порового флюида, повышающего сжимаемость
флюида и понижающего способность уровня
воды откли-каться на слабые высокочастотные
возмущения напряженно-деформированного
состояния резервуара (Копылова, 2001).
Отсутствие приливного отклика и присутствие газа в составе порового флюида приводит
к существенному нарушению пороупругого поведения системы «скважина – резервуар» в случае
скважины Е1. Поэтому оценка ее деформометрической чувствительности по результатам
приливного анализа невозможна. Вместе с тем,
такие особенности скважины не исключают
проявление своеобразных эффектов сейсмичности в изменениях уровня воды при деформировании водовмещающих пород, развитии в
них трещиноватости, изменений фильтрационных связей и фазового состояния порового
флюида.
ИЗМЕНЕНИЯ УРОВНЕЙ ВОДЫ В
СКВАЖИНАХ ЮЗ-5 И Е1 ПОД ВЛИЯНИЕМ
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
В изменениях уровней воды в скважинах
ЮЗ-5 и Е1 обнаружены вариации в связи с
рядом землетрясений. При этом их характер
существенно отличается для двух скважин. Это
обусловлено различием комплекса гидрогеологических, гидрогеодинамических и гидрогеохимических факторов, обеспечивающих
особенности отклика уровня воды на сейсмические воздействия.
Ñêâàæèíà ÞÇ-5. В изменениях уровня воды
скв. ЮЗ-5 обнаружены вариации в связи с
девятью землетрясениями (табл. 3), которые
разделены на четыре типа. Три типа вариаций
соответствуют известным механизмами сейсмического воздействия (типы 2-4). Дополнительно
выделен тип вариаций уровня воды после
сильнейшего за время наблюдений Кроноцкого
землетрясения 5.12.1997 г. (тип 1).
Тип 1 – длительные изменения. После Кроноцкого землетрясения 5.12.1997 г. уровень
воды понижался в течение 3.5 месяцев с амплитудой около 1 м. Затем в течение двух лет наблюдалось его возвращение к прежнему положению
(рис. 4). Это указывает на значительные и
долговременные изменения в состоянии вскрытого резервуара подземных вод после Кроноцкого землетрясения.
Тип 2 – динамическое воздействие сейсмических волн. В связи с тремя землетрясениями:
25.09.03 г., М=8.3. R=1670 км, о. Хоккайдо;
26.12.2004 г., М=9, R=8250 км (рис. 5) и 28.03.05 г.,
М=8.7, R=8200 км, о. Суматра, обнаружены
колебания уровня воды продолжительностью 311 часов. Максимальные амплитуды изменений
уровня воды (1-5 см) наблюдались во время
вступления поверхностных волн, затем в течение часов происходили свободные колебания
столба воды в скважине. Такие колебания
уровня воды в скв. ЮЗ-5 не проявляются при
возникновении местных землетрясений и
возникают только при очень сильных и удаленных землетрясениях (М=8.3-9.0, R=1670-8250
Таблица 3. Землетрясения, вызвавшие изменения уровня воды в скважине ЮЗ-5 за
период с сентября 1997 г. по март 2005 г.
Дата
ггммдд
971205
980601
990308
001220
030616
030925
040320
041226
050328
Координаты,
град.
с. ш
в. д.
54.64
52.81
51.91
53.31
55.30
41.78
53.74
3.30
2.08
162.55
160.37
159.77
160.06
160.34
143.91
160.74
95.78
97.01
Глубина
Н,
км
Ms
Mw
Гипоцентральное
расстояние до скв.
ЮЗ-5
R, км
10
31
7
65
190
27
31
10
30
7.9
6.6
7.1
4.6
6.2
4.9
8.5
8.2
7.8
6.9
7.0
6.9
8.3
9.0
8.7
316
140
164
128
328
1667
169
8251
8200
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Характер
изменения уровня
воды в соответствии
с выделенными
типами
Т4, Т3, Т1
Т3
Т3
Т3
Т3
Т2
Т3
Т2
Т2
119
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОПЫЛОВА
Рис. 4. Долговременные изменения уровня воды в
скважине ЮЗ-5 после Кроноцкого землетрясения
5.12.1997 г., М=7.9, R=316 км (показано стрелкой):
а – изменения уровня воды по данным регистрации;
б – выделенные годовая сезонность и линейный тренд;
в – остатки в изменениях уровня воды после удаления годовой сезонности и тренда. I - фаза понижения
уровня воды, II – фаза восстановления уровня воды.
км), которые генерируют поверхностные волны
с периодами не менее 45 с и вызывают резонансный эффект в системе «скважина - резервуар».
Изучение таких вариаций уровня воды позволяет уточнять параметры резервуара, в частности, его водопроводимость (Cooper et al., 1965).
Тип 3 – статическое воздействие землетрясений на напряженное состояние резервуара.
При возникновении шести местных землетрясений наблюдались скачки в изменении уровня
воды во время 10-минутного интервала, в течение которого происходило землетрясение
(рис. 6). В четырех случаях уровень понижался,
в двух случаях – повышался. Амплитуды скачков составляли 12.0-0.25 см. Для этих землетрясений оценены величины косейсмической
деформации по приливной деформометрической чувствительности (2.4 - 86´10-9) и характер
деформации резервуара по направлению изменения уровня воды. Понижение уровня воды
120
фиксирует деформацию расширения резервуара, повышение уровня воды – его сжатие.
Тип 4 – гидрогеодинамический предвестник
Кроноцкого землетрясения. Перед Кроноцким
землетрясением проявились синхронные бухтообразные понижения уровней воды в скважинах
ЮЗ-5 и Е1 продолжительностью около трех
недель. По времени понижение уровней воды
примерно совпадает с предсейсмическим перемещением GPS-станций Камчатской сети (рис. 7),
представляющим проявление деформационного предвестника этого землетрясения (Gordeev
et al., 2001). Амплитуда понижения уровня воды
в скважине ЮЗ-5 составила 11 см. В этом случае
величина деформации расширения резервуара
по приливной чувствительности на стадии подготовки Кроноцкого землетрясения составляет
1.1´10-7.
Ñêâàæèíà Å1. В изменениях уровня в скв.
Е1 выявлены вариации, сопутствующие (постсейсмические) и предшествующие (предсейсмические) только местным землетрясениям
с магнитудами не менее 5.5, удаленным на расстояние до 370 км. Зависимость K³3.39lgR+6.22
(M³2.51lgR+0.6) определяет параметры землетрясений (К – энергетический класс, равный
логарифму энергии землетрясения в Дж; R - гипоцентральное расстояние, км; М - магнитуда),
вызывающих изменения уровня воды в скв. Е1
(Копылова, 2001).
Постсейсмические вариации проявляются в
плавных повышениях уровня воды с достижением максимальных амплитуд 3.7 - 30 см в
течение 9-90 суток после землетрясений. После
достижения максимальных величин происходит
возвращение уровня воды к его фоновому
положению. Такие повышения уровня воды
вызываются увеличением напора в системе
«скважина – резервуар» при динамическом
воздействии сейсмических волн от местных
землетрясений. В качестве наиболее вероятного
механизма увеличения напора рассматривается
переход растворенного газа в свободное состояние при сейсмических сотрясениях (Копылова, 2001).
Предсейсмические вариации выражаются в
понижениях уровня воды со скоростью не менее
0.6-0.7 мм/сутки в течение недель - первых месяцев до землетрясения. В 1987-1998 гг. продолжительность таких понижений уровня воды
изменялась от 3 недель до 7 месяцев при средней
величине 3.4 месяца. Природа формирования
таких аномалий не совсем ясна. Очевидно, что
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИЗМЕНЕНИЯ УРОВНЯ ВОДЫ В СКВАЖИНАХ ПОД ВЛИЯНИЕМ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
Рис. 5. Изменения уровня воды
в скважине ЮЗ-5 во время Суматранского землетрясения
26.12.2004 г., Мw=9, в сопоставлении с записью смещений на
канале LHZ, cсейсмостанция
Петропавловск.
!
<!
"!
!
<!
"!
%
% 1!
+ +
$!
+ +
,+
1!
+?
!
<!
"!
%
>
,+
= + +
+ +
,+
' %% 1!& $!
! &
<!
' + +
"! + +
,+
%
'
%& 1!& % $!'
%
,+
,+
$!
,+
+ +
+ +
,+
' 1!
$!'
! '
<! %
+ +
,+
"!' + +
,+
'
'
!
<!
"!
;
'
+ + 9 /
+ ,
'
1! % $! %
+ +
+ +
,+
,+
понижения уровня воды происходят из-за
уменьшения напора в системе «скважина - резервуар». Это может происходить либо при
увеличении порового пространства за счет развития трещиноватости водовмещающих пород,
либо за счет увеличения плотности порового
флюида, например, при ослаблении процесса
газогенерации и уменьшении концентрации
газа, а также при переходе свободного газа в
растворенное состояние. Ясно лишь то, что
подготовка сильных землетрясений Камчатки
сопровождается в течение недель – месяцев
гидрогеомеханическим процессом, приводящим к преимущественному уменьшению
напора в резервуаре, вскрытом скважиной Е1.
Статистическая оценка прогнозного признака. При прогнозе землетрясений с М³6.6 на
временном интервале 3 недели ретроспективная
прогностическая эффективность признака
“скорость понижения уровня воды не менее 0.7
мм/сутки” для периода наблюдений 1987-1998
Рис. 6. Косейсмические скачки в изменении уровня
воды в скважине ЮЗ-5 в моменты шести землетрясений (табл. 3, тип 3 (Т3)). Н - амплитуда изменения
уровня воды, А – приливная деформометрическая
чувствительность, D – косейсмическая деформация:
«+» - расширение, «-» - сжатие.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
121
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОПЫЛОВА
ным и произошедших землетрясений р=4/4=1.
Отношение суммарного времени проявления
тревожного признака ко всему времени наблюдений составляет t=132 сут/366 сут=0.36. Сейсмопрогностическая эффективность для прогноза землетрясений с М³5.5 на гипоцентральных расстояниях до 350 км по данным наблюдений 2004 года равна I=p/t=1/0.36=2.8 и
примерно соответствует оценкам по данным
наблюдений 1987-1998 гг. Следует отметить, что
перед тремя землетрясениями подавались сообщения в Камчатское отделение Федерального
центра по прогнозу землетрясений о повышенной сейсмической опасности по данным
наблюдений на скв. Е1.
'
'
'
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
$
+?
%
>
%
'
>
+?
!" #
8
*
9
% % %%& : '
Рис. 7. Изменения уровней воды в скважинах Е1,
ЮЗ-5 и смещения GPS-станций на стадии подготовки Кроноцкого землетрясения 5.12.97 г., М=7.9 (показано стрелкой): N – смещение в направлении ЮС, E – смещение в направлении З-В. BKI, ES1, KBG,
KLU, TIG, MA1 – GPS-станции Камчатской сети по
(Gordeev et al., 2001).
гг. составляет 2.7, а вероятность связи прогнозного признака и землетрясений 0.8 (Копылова, 2001).
По данным наблюдений в 2004 г. перед
всеми из четырех произошедших землетрясений
с М=5.5-6.9 на гипоцентральных расстояниях
140-350 км наблюдалось понижение уровня
воды в скв. Е1 со скоростью не менее 0.7 мм/сут.
Время от начала аномалий до возникновения
землетрясений составляло 10-49 суток при
средней величине 26 сут. Вероятность связи
прогнозного признака по уровнемерным дан122
Различие в проявлении гидрогеодинамических
предвестников. Результаты наблюдений на двух
скважинах показывают существенное различие
в поведении двух наблюдательных систем «скважина – резервуар» под влиянием землетрясений. Для скважины ЮЗ-5 установлен статически изолированный пороупругий отклик
уровня воды в диапазоне периодов от часов до
первых десятков суток. В этом диапазоне вариации уровня воды прямо отражают изменения порового давления при вариациях НДСС,
вызывающих объемные деформации не менее
10 -9 . Наличие статически изолированного
отклика позволяет оценивать косейсмическую
и предсейсмическую деформацию по величине
приливной деформометрической чувствительности 0.1 см/10-9 при изменениях уровня воды,
соответствующих типам 3 и 4.
Гидрогеодинамический предвестник в
изменениях уровня воды в скв. ЮЗ-5 проявился
лишь один раз перед сильнейшим Кроноцким
землетрясением 5.12.1997 г. Его продолжительность составляла три недели. Предвестниковые признаки в виде увеличения скорости
понижения уровня воды в скв. Е1 в течение
недель – месяцев проявляются регулярно перед
менее значительными сейсмическими событиями с М³5.5. При этом амплитуда гидрогеодинамического предвестника в изменениях
уровня воды в скв. Е1 перед Кроноцким землетрясением (1 см) меньше, чем амплитуды проявлений тревожных признаков перед менее
сильными землетрясениями. По-видимому, в
случае скв. Е1, чувствительность системы «скважина–резервуар» определяется не пороупругой
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИЗМЕНЕНИЯ УРОВНЯ ВОДЫ В СКВАЖИНАХ ПОД ВЛИЯНИЕМ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
реакцией уровня воды на изменения НДСС,
как в случае скважины ЮЗ-5, а более низкочастотным гидрогеомеханическим процессом
с характерным периодом десятки суток - месяцы,
приводящим к преимущественному понижению напора.
Можно сделать предположение о том, что
резервуары напорных подземных вод на территории Восточной Камчатки постоянно подвержены слабым гидрогеомеханическим изменениям напряженного состояния. В определенных ситуациях, сопряженных с подготовкой
местных землетрясений с М не менее 5.5, уровень напряженного состояния подземных резервуаров повышается. Но отражение такого
гидрогеомеханического процесса может проявляться в изменениях уровней воды только в
условиях динамичных систем «порода-водагаз». Примерами таких систем является не
только скважина Е1, но и Пиначевская скважина ГК1, в изменениях химического состава
воды которой проявляются предвестниковые
аномалии продолжительностью в несколько
месяцев, в отдельных случаях синхронные с
аномальными понижениями уровня воды в скв.
Е1 и вариациями слабой сейсмичности (Копылова, 2001; Копылова, Серафимова, 2004).
Оценка деформометрической чувствительности скважины Е1. Синхронное проявление
гидрогеодинамического предвестника в изменениях уровней воды в обеих скважинах (рис. 7)
позволяет предположить, что в этом случае
наблюдалась пороупругая реакция на сейсмотектоническую деформацию не только уровня
воды в скв. ЮЗ-5, но также и преимущественно
пороупругая реакция уровня воды в скв. Е1.
Отсюда можно оценить деформометрическую
чувствительность этой скважины, если предположить, что уровень деформации пород в
обоих резервуарах на стадии подготовки Кроноцкого землетрясения был примерно одинаковым и равным 1 ´10 -7. При таких предположениях, деформометрическая чувствительность уровня воды в скважине Е1 составляет
примерно 0.1 см/10-8, т. е. на порядок меньше,
чем для вариаций уровня воды в скв. ЮЗ-5.
Пороупругая реакция в изменениях уровня
воды в скв. Е1, по-видимому, может проявляться при величине сейсмотектонической
деформации не менее 10-7 на периодах не менее
двух суток. На меньших периодах пороупругая
реакция уровня воды может существенно
ослабляться за счет инерционных эффектов
водообмена в скв. Е1. Об этом свидетельствует
слабое проявление барометрического отклика
на периодах менее 45-50 часов (рис. 2 а) и
отсутствие косейсмического скачка в изменениях уровня воды при Кроноцком землетрясении.
О механизме длительного изменения уровня
воды в скв. ЮЗ-5 после Кроноцкого землетрясения.
Понижение уровня воды в течение 3.5 месяцев
с амплитудой около одного метра после Кроноцкого землетрясения и его последующее двухлетнее восстановление (тип 1, рис. 4) отражает
процесс падения и восстановления порового
давления в резервуаре и нуждается в объяснении
механизма формирования таких изменений в
состоянии подземных вод.
При статическом воздействии землетрясения на напорные подземные воды, трехмесячное понижение уровня воды можно
объяснить деформацией расширения резервуара и падением порового давления в расширенном радиусе чувствительности скважины. В
этом случае, величина косейсмической деформации резервуара составляет не менее 10-6 и на
порядок превышает величину, полученную по
косейсмическому скачку 0.86´10-7. Понижение
уровня воды также могло быть вызвано увеличением проницаемости водовмещающих пород
резервуара при сейсмических сотрясениях и
подстройкой порового давления к изменившимся фильтрационным свойствам. В этом случае
оценка косейсмической деформации в расширенном радиусе чувствительности скважины
представляется затруднительной в связи с изменением упругих свойств резервуара.
Восстановление уровня воды в течение двух
лет после достижения минимума, по-видимому,
связано с водным питанием резервуара. Наличие постоянных областей питания и разгрузки
подземных вод в меловых отложениях задает
среднюю величину напора в резервуаре в районе
скважины. Поэтому двухлетнее повышение
уровня воды может отражать процесс восстановления порового давления в резервуаре в
соответствии с величиной напора.
О бухтообразной природе гидрогеодинамических предвестников землетрясений. Изменение
уровней воды на стадии подготовки Кроноцкого землетрясения имеет традиционный для
гидрогеодинамических предвестников «бухтообразный» характер. В соответствии с наиболее
известными моделями подготовки землетрясений дилатансии – диффузии (ДД-модель) и
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
123
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОПЫЛОВА
лавинно-неустойчивого трещинообразования
(ЛНТ-модель) «бухтообразный» характер изменений уровней воды объясняется развитием
трещиноватости (Соболев, 1993). Начальное
понижение уровня воды связывается с раскрытием трещин, их заполнением водой и
понижением порового давления. Последующая
стабилизация уровня воды и его возвращение к
первоначальному положению объясняется
упрочнением среды и закрытием большей части
новообразованных трещин на стадии, непосредственно предшествующей образованию магистрального разрыва.
Такое объяснение «бухтообразного» проявления гидрогеодинамических предвестников
представляется не вполне убедительным, так
как не учитывает реальные условия формирования напора в природных резервуарах
подземных вод.
Наиболее амплитудные годовые и многолетние изменения уровней воды в скважинах
обусловлены водным питанием и разгрузкой
подземных вод. Эти процессы обеспечивают
квазистационарный гидрогеодинамический
режим подземных вод с характерным годовым
циклом и по мощности значительно превосходят сейсмотектоническое воздействие. В фазе
водного питания происходит повышение напора в резервуарах подземных вод, и уровни
воды в скважинах повышаются. Если в это
время накладывается сейсмотектоническая
деформация и трещинообразование в водонасыщенных породах, то на фоне восходящего
тренда уровня воды будет образовываться “бухта”: сначала заметное замедление восходящего
тренда, затем меньшее и меньшее его замедление, связанное с влиянием более мощного
процесса повышения напора. При сработке
водных запасов в резервуаре, т. е. при понижении напора, сейсмотектоническое деформирование и трещинообразование накладывается на нисходящий тренд уровня воды,
сначала в виде заметного увеличения скорости
понижения уровня воды, затем в виде менее и
менее заметного понижения из-за воздействия
доминирующего процесса сработки водных
запасов. Визуально в обоих случаях проявляются «бухты» в изменениях уровня воды. Отсюда следует, что водоносная система, находящаяся в квазистационарном гидрогеодинамическом состоянии, порождает внутренние
процессы, направленные на подавление возмущающих сейсмотектонических воздействий.
124
В системе “скважина-резервуар” квазистационарные гидрогеодинамические условия
задаются величиной напора, и любое отклонение в состоянии системы (например, вследствие развития трещинообразования и временного изменения фильтрационных связей) в
конечном итоге будет компенсироваться внутренними процессами самоорганизации, направленными на возвращение системы в прежнее состояние. Поэтому в каждом конкретном
случае необходимо выделить процесс (или
процессы), обеспечивающий(ие) квазистационарный гидрогеодинамический режим в системе «скважина - резервуар», а также процессы,
выводящие систему из равновесия и являющиеся временными, преходящими. Очевидно,
что время проявления внешнего возмущения (в
данном случае, предсейсмической деформации
в виде бухтообразного изменения уровня воды)
зависит от его интенсивности, а также от инерционности системы «скважина – резервуар».
Если для скважины ЮЗ-5 определяющим в ее
гидрогеодинамическом состоянии является
величина напора, которая задается постоянством областей питания и разгрузки, то для скважины Е1, а также для Пиначевских источников,
скважины ГК-1 и других систем с присутствием
газа в поровом пространстве, их гидрогеодинамическое состояние определяется не только
величиной напора, но и процессом газогенерации и ее изменчивостью во времени.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Представленная выше характеристика эффектов сейсмичности в изменениях уровней
воды в скважинах ЮЗ-5 и Е1 дает основание
рассматривать наблюдательные системы «скважина – резервуар подземных вод» в качестве
своеобразных индикаторов изменения напряженно-деформированного состояния среды
при воздействии сейсмотектонических процессов. При этом механизмы чувствительности
конкретных скважин к изменениям НДСС
могут существенно различаться и определяются
комплексом гидрогеологических особенностей,
в первую очередь, наличием или отсутствием
газа в составе подземных вод. В напорных холодных подземных водах может обнаруживаться
неискаженный пороупругий отклик уровней
воды в достаточно широком частотном диапазоне. В этом случае система «скважина-резервуар» может рассматриваться в качестве пока-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИЗМЕНЕНИЯ УРОВНЯ ВОДЫ В СКВАЖИНАХ ПОД ВЛИЯНИЕМ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
зателя деформации водовмещающих пород с
возможностью ее количественной оценки по
величине приливной деформометрической
чувствительности.
Присутствие газа в подземных водах, с
одной стороны, затрудняет проявление статически изолированного отклика за счет повышения сжимаемости порового раствора, с
другой стороны, обеспечивает высокую динамичность процессов в системе «водонасыщенная породы – вода – газ» даже при слабых
изменениях НДСС, которые могут проявляться
в вариациях уровней воды. По данным наблюдений на скважинах Е1 и ГК-1 подготовка
сильных землетрясений Камчатки регулярно
проявляется в вариациях гидрогеодинамических и гидрогеохимических параметров режима
газонасыщенных подземных вод.
Наиболее характерные изменения уровня
воды проявились в скв. ЮЗ-5 в связи с подготовкой и реализацией сильнейшего Кроноцкого
землетрясения, М=7.9, R=316 км. В этом случае
наблюдалось последовательное проявление
вариаций уровня воды, соответствующих типу
4 - гидрогеодинамический предвестник, типу 2 косейсмический скачок и типу 1 - длительное
восстановление порового давления в результате
изменения напряженного состояния и фильтрационных свойств водонасыщенных пород при
сейсмических сотрясениях.
Список литературы
Багмет А.Л., Багмет М.И., Барабанов В.Л. и
др. Исследование земноприливных колебаний уровня подземных вод на скважине “Обнинск” // Физика Земли. 1989. № 11. С. 84-95.
Балеста С.Т., Копылова Г.Н., Латыпов Е.Р.
и др. Комплексные геофизические наблюдения
на Петропавловском полигоне, Камчатка // Вулканология и сейсмология. 1999. № 4-5. С. 90-100.
Копылова Г.Н. Изменения уровня воды в
скважине Елизовская-1, Камчатка, вызванные
сильными землетрясениями (по данным наблюдений в 1987-1998 гг.) // Вулканология и сейсмология. 2001. №2. С. 39-52.
Копылова Г.Н., Любушин А.А. (мл.), Малугин В.А. и др. Гидродинамические наблюдения
на Петропавловском полигоне, Камчатка // Вулканология и сейсмология. 2000. № 4. С. 69-79.
Копылова Г.Н., Латыпов Е.Р., Пантюхин Е.А.
Информационная система «Полигон»: комп-
лекс программных средств для сбора, хранения
и обработки данных геофизических наблюдений // Проблемы сейсмологии III-го тысячелетия. Материалы междунар. геофиз. конф.
Новосибирск, 23-26 сентября, 2003 г. Новосибирск: Изд-во СО РАН. 2003. С. 393 – 399.
Копылова Г.Н., Болдина С.В. Оценка пороупругих параметров резервуаров подземных
вод по данным уровнемерных наблюдений //
Комплексные сейсмологические и геофизические исследования Камчатки. Петропавловск-Камчатский: Камчатский печатный двор.
2004. С. 405 – 421.
Копылова Г.Н., Бормотов В.А. Эффекты
сейсмичности в изменениях уровней воды глубоких скважин сейсмоактивных районов Дальнего Востока: методика диагностики и результаты // Закономерности строения и эволюции
геосфер. Матер. VI междунар. междисциплин. научн. симпоз. Хабаровск: ДВО РАН, 2004.
С. 134 – 149.
Копылова Г.Н., Серафимова Ю.К. Процессы
подготовки сильных (М³6.6) землетрясений
Камчатки 1987-1993 гг. по данным многолетних
комплексных наблюдений // Вулканология и
сейсмология. 2004. № 1. С. 55-61.
Любушин А.А. (мл.) Многомерный анализ
временных рядов систем геофизического мониторинга // Физика Земли. 1993. № 3. С. 103-108.
Соболев Г.А. Основы прогноза землетрясений. М.: Наука, 1993. 313 с.
Cooper H.H., Bredehoeft J.D., Papadopulos I.S.
et al. The response of well-aquifer system to seismic
waves // J. Geophys. Res. 1965. V. 70. P. 3915-3926.
Gordeev E. I., Gusev A. A., Levin V. E. et al.
Preliminary analysis of deformation at the EurasiaPacific-North America plate junction from GPS
data // Geophys. J. Int. 2001. V. 147 (1). P. 189-198.
King C.-Y., Azuma S., Ohno M. et al. In search
of earthquake precursors in water-level data of 16
closely clustered wells at Tono, Japan // Geophis.
J. Int. 2000. V. 143. P. 469-477.
Roeloffs E. A. Hydrologic precursors to earthquakes: A review // Pure Appl. Geophys. 1988. V.
126. P. 177-209.
Rojstaczer S. Intermediate period response of
water levels in wells to crustal strain: sensitivity and
noise level // J. Geophys. Res. 1988. V. 93. P. 1361913634.
Wakita H. Water level as possible indicators of
tectonic strain // Science. 1975. № 189. P. 553-555.
Wenzel H.G. Earth tide analysis package
ETERNA 3.0 // BIM. 1994. № 118. P. 8719-8721.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
125
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОПЫЛОВА
WATER-LEVEL CHANGES IN WELLS DUE TO EARTHQUAKES
G.N. Kopylova
Kamchatka Branch of Geophysical Service Russian Academy of Science,
Petropavlovsk-Kamchatsky, 683006
In 1997-2005 the digital recording of water level in two wells (E1 and UZ-5, Kamchatka) was conducted
by EMSD GS RAS for the purposes of seismic monitoring and earthquakes precursors searching. The
collection system, water-level data processing and revealed water level changes due to earthquakes are
described in this paper. There is presentation of the processing technique for quantitative estimation of
seismotectonic strain based on the evaluation of static confined water level response and tidal sensitivity
of water level changes. The hydrogeodynamic precursor of the 5th December 1997 Kronotskoe earthquake,
M=7.9 developed in both wells during three weeks in the form of synchronous water-level decreases
with amplitudes 11 cm and 1 cm, due to extension with the amount about 1´10-7.
126
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ÂÅÑÒÍÈÊ ÊÐÀÓÍÖ. ÑÅÐÈß ÍÀÓÊÈ Î ÇÅÌËÅ. 2005. ¹ 5
УДК 631.48
НЕКОТОРЫЕ ВОПРОСЫ ЭВОЛЮЦИИ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОЧВ КАМЧАТКИ
© 2005 Л.В. Захарихина
Научно-исследовательский геотехнологический центр ДВО РАН,
Петропавловск-Камчатский, 683002
С привлечением тефрохронологических данных (тефра пепел, переносимый по воздуху) о
времени извержений камчатских вулканов и возрасте соответствующих пеплов, залегающих в
лесных почвах, показано, что особенности почвообразования, связанные с разными стадиями
активности вулканизма, можно оценить путем сравнения почв, сформированных в голоцене
под влиянием деятельности южной группы вулканов, в которой преобладающей была зрелая,
кальдерообразующая стадия вулканизма, и вулканов северной группы, деятельность которых
можно параллелизовать с ранней (базальтоидной) фазой вулканизма, представляя таким образом
влияние полного цикла вулканизма на почвообразование.
ВВЕДЕНИЕ
Основной особенностью почв, формирующихся в условиях активной вулканической
деятельности, является наличие в их профиле
погребенных гумусовых горизонтов, образование которых связано с выпадением пеплов.
Исследователи почв Камчатки связывают с выпадением вулканических пеплов своеобразное
“омоложение” почв вследствие погребения ранее существовавших генетических горизонтов.
В результате периодического поступления
пеплов, перекрывающих дневную поверхность,
формируется сложный слоистый полигенетический профиль, состоящий из нескольких
наложенных друг на друга элементарных профилей (Зонн и др., 1963; Ливеровский, 1959;
Соколов, 1973; Соколов, Белоусова, 1964).
Основы современных представлений о влиянии вулканизма на почвообразование изложены в монографии И.А. Соколова (1973), где
впервые были выделены зоны, различающиеся
по степени влияния пеплопадов на процесс
почвообразования. В последние десятилетия
получены обширные данные о возрасте, принадлежности и ареалах распространения вулканических голоценовых пеплов катастрофических извержений Камчатки (Брайцева,
Кирьянов, 1985; Брайцева и др., 1995, 1997;
Мелекесцев и др., 1994, 1996; Braitseva et al.,
1997; Bursik., Melekestsev, Braitseva, 1993).
Сопоставление выделенных ранее зон с распространением идентифицированных и датированных пирокластических отложений показало, что их границы в целом совпадают с ареалами «подповерхностных» пеплов (ПП),
существенно отличающихся возрастными
характеристиками. Отличия эти обусловлены
связью пеплов с вулканами или вулканическими центрами, находящимися на разных фазах
своего развития.
Выделенная И.А. Соколовым (1973) зона
интенсивных пеплопадов (восточное побережье) в основном попадает в ареал отложения
пирокластики вулканов северной группы
Камчатки. Вулканы этой группы находятся в
молодой фазе активного роста, с часто повторяющимися извержениями незначительного
количества пирокластического материла,
отсюда – развитые здесь слоисто-пепловые
вулканические почвы, характеризующиеся
частым чередованием погребенных органогенных горизонтов и слабо трансформированных прослоев вулканических пеплов. Возраст «подповерхностных» пеплов здесь невелик,
колеблется ~ в пределах от 40 до 900 лет.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
127
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЗАХАРИХИНА
Почвы зоны умеренных пеплопадов (центральные и юго-западные районы полуострова)
сформированы в пеплах вулканов южной группы, последние в основном находятся в зрелой
фазе активного вулканизма, с редко происходящими, кальдерообразующими извержениями. Именно здесь распространены наиболее
типичные для Камчатки охристые вулканические почвы. Возраст ПП в этой зоне – самый
древний для Камчатки, составляет ~ 1400 –
2900 лет.
В целом, полный цикл вулканизма может
происходить за время, сопоставимое с продолжительностью периода современного почвообразования, т.е. эволюцию почвообразования
в условиях вулканизма можно соотнести с эволюцией самого вулканизма.
Кроме отмеченной разницы в частоте извержений, молодая и зрелая фазы активности вулканов отличаются: дальностью разноса пеплов,
объемами и составом извергаемого материала.
Выделяется некий комплекс влияния вулканизма на почвообразование, характерный для
разных стадий активности вулканов. Проследить эти различия можно путем сравнения почв,
сформировавшихся в голоцене под влиянием
деятельности южной и северной групп вулканов.
Целью работы являлось установление особенностей почвообразования в связи со стадийностью активного вулканизма на примере
Камчатки.
Для достижения этой цели необходимо было
решить следующие задачи: определить характерное время формирования поверхностных
органогенных горизонтов, образованных в
пеплах, отличающихся возрастными характеристиками в связи с различной периодичностью
пеплопадов; изучить интенсивность накопления продуктов иллювиирования в их профилях; провести сравнение химических и физикохимических свойств почв, образованных в
кислых и основных вулканических пеплах,
принадлежащих разным фазам активности
вулканизма; оценить характерные факторы
влияния вулканизма на почвообразование в
связи с его стадийностью.
ОБÚЕКТЫ И МЕТОДЫ И ССЛЕДОВАНИЙ
Анализ свойств почв, сформированных в
пеплах южной группы вулканов Камчатки,
проводился в пределах территорий: Западной
Камчатки, юга, юго-востока полуострова и
128
центральной его части. По данным тефрохронологических исследований самые древние
пепловые горизонты, подстилающие дневные
(находящиеся на поверхности) органогенные
горизонты вулканических почв Камчатки,
распространены на западе полуострова, в южной и центральной его части. Территория Западной Камчатки не перекрывалась пеплами
молодых извержений ~ 2920 лет, в центре и на
юге полуострова дневная поверхность последний раз перекрывалась пеплом ~ 1400 лет назад.
Территория юго-востока полуострова перекрывалась вулканическим пеплом сравнительно недавно – при извержении вулкана
Ксудач в 1907 г.
На западе Камчатки работы выполнялись в
районах среднего течения рек Утка (разрез №
К15-02) и Ича (разрез № Ш8-02). На юге
полуострова почвы изучались в районе пос.
Начики (в 7.5 км на юго-юго-восток от оз.
Начикинское, разрез К13-02). На юго-востоке
почвы охарактеризованы разрезами в окрестностях г. Петропавловска (лесной массив северовосточной окраины города, в 3.5 км на запад от
оз. Синичкина, разрез № Н1-00) и в верховьях
р. Вилюча (РД 4-03). В центральной части почвы
изучались в 33 км севернее пос. Мильково
(разрез № К2-02).
Почвы, развитые в пепловом материале
вулканов северной группы, изучались в окрестностях пос. Козыревск (разрезы №№ К5-02, К702), в 20 км на северо-восток от пос. Ключи
(разрез № К9-02) и вблизи базы «вулканологов»
на конусе «Д» Ключевской сопки (разрезы №№
К10-02, К11-02, К12-02) (рис. 1).
Климат территории Западной Камчатки,
прилегающей к побережью Охотского моря,
умеренно континентальный, годовое количество осадков 850-1000 мм. Средняя годовая
температура отрицательная, до – 1оС. Из-за
низких температур и высокой влажности воздуха район относится к категории избыточно
увлажненных, годовой коэффициент увлажнения составляет 2.5. Для климата подобласти,
расположенной у южных отрогов Восточного
хребта Камчатки (окрестности г. Петропавловска-Камчатского, район пос. Начики),
характерна относительно б льшая континентальность: средняя годовая температура от –2
до – 4оС, среднегодовое количество осадков
500-700 мм. Изученная территория Центральной Камчатки, отделенная от моря горными хребтами, характеризуется наиболее
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НЕКОТОРЫЕ ВОПРОСЫ ЭВОЛЮЦИИ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОЧВ КАМЧАТКИ
Рис. 1. Возраст «подповерхностных» пеплов (ПП) - по: (Брайцева, Кирьянов,
1985; Брайцева и др., 1995, 1997; Мелекесцев и др., 1994, 1996; Braitseva et al.,
1997; Bursik, Melekestsev, Braitseva, 1993) и мощности поверхностных органогенных горизонтов (ПГ) вулканических почв Камчатки. Зоны распространения пеплов извержений: 1 - вулкан Ксудач, 236 г.н.э. ~1760 л.н.; 2 - вулкан
Опала, 606 г.н.э. ~1400 л.н.; 3 - вулкан Ксудач, 1907 г. ~94 л.н.; 4 - зона распространения почв, генезис, которых не был связан со сколько-нибудь
значительным перекрытием поверхности пеплом и образованием погребенных органогенных горизонтов; 5 - зона распространения пеплов вулканов
северной группы; 6 - неопознанный пепел ~2920 л.н.; 7 - границы зон: а установленные, б - предполагаемые; 8 - район расположения изученных
почвенных разрезов и их номера; 9 - (5-8) - мощность ПГ (см).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
129
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЗАХАРИХИНА
континентальным климатом. Коэффициент
увлажнения колеблется от 1 до 1.5, годовое
количество осадков 350-700 мм.
Определяющими в растительном покрове
изученных территорий являются сообщества
каменно-березовых лесов, лишь в районах
среднего течения рек Центральной Камчатки
почвы преимущественно развивались под пологом лиственничных лесов.
Роль почвообразующей породы для всех
дневных и погребенных органогенных горизонтов выполняют вулканические пеплы разных
гранулометрического и химического составов.
Территории Западной Камчатки, юга и юговостока полуострова располагаются в ареале
распространения вулканических охристых
почв. На изученной территории Центральной
Камчатки распространены также вулканические охристые и слоисто-пепловые вулканические почвы.
В процессе работы применялись сравнительно-географический и сравнительно-тефрохронологический методы исследования. На
основе данных тефрохронологических исследований рассматривалась пространственная
серия дневных и погребенных разновозрастных
(датированных) почв, отождествляемых с последовательными стадиями их развития во
времени. Основой работ были маршрутные
почвенно-геоботанические исследования, в
процессе которых заложено и описано 12
опорных разрезов с отбором почвенных образцов для аналитической обработки.
Состояние почв оценивалось по следующим
показателям: потери при прокаливании, рН
водной вытяжки, гидролитическая кислотность, содержания гумуса (методом И.В. Тюрина), подвижные формы кремния, железа и
алюминия (вытяжка О. Тамма), обменные –
кальция и магния (комплексометрическим
методом). По результатам анализа валового
состава (химическим методом) определялось
распределение по профилям почв элементов
органогенов – P, Ca, Mg, Mn, K и Na, а также
содержание SiO2 и R2O3. Химические свойства
почвы определялись методами, предложенными в руководствах А.В. Петербурского (1968)
и Е.В. Аринушкиной (1970).
РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Общей особенностью всех изученных почв
являются слоистость и полигенетичность про130
филя, состоящего из двух и более наложенных
друг на друга элементарных профилей, в каждом
из которых выделяются органогенные горизонты и несколько четко диагностируемых
слоев слабо трансформированных вулканических пеплов.
Почвы, изученные в пределах территорий
Западной Камчатки, юга и юго-востока полуострова содержат в профиле охристый горизонт
Bохр., относятся к типу вулканических охристых
почв и являются наиболее распространенными
и специфичными для Камчатки, выделены они
И.А. Соколовым (1973). Специфика охристого
горизонта определяется пирокластической
природой субстрата и ярко выраженным явлением псевдотиксотропии – выделением влаги
при разминании структурных отдельностей.
Горизонт этот сложен среднеголоценовыми
пеплами извержений вулканов южной группы:
Авачинский, Ксудач и Курильское озеро, в
самой северной точке западной подобласти
(верхнее течение р. Ича) также пеплом извержения влк. Хангар (Braitseva et al., 1997). Ареал
охристых почв совпадает с ареалом распространения пеплов отмеченных извержений. Эти
пеплы формируют литогенную основу горизонта Bохр., как правило, не диагностируются
индивидуализируемыми прослоями, слагают
достаточно однородный по окраске и сложению
охристый горизонт, в котором, вероятно,
присутствуют также продукты вторичного
переотложения пеплов и пирокластический
материал мелких извержений этого периода.
Изученная территория Западной Камчатки
(до р. Ича) располагается на оси пеплопадов
трех из этих извержений: извержения влк.
Ксудач (4907 г. до н.э.), извержения влк. Хангар
(5769 г. до н.э.) и извержения влк. Курильское
озеро (6459 г. до н.э.). В верхней части почвенного профиля под поверхностным грубогумусовым горизонтом распространен риолитодацитовый светло-серый пепел неопознанной
принадлежности, имеющий возраст 2920 лет
(устное сообщение О.А. Брайцевой). Под пеплом извержения влк. Хангар выражен органогенный горизонт.
Для характеристики морфологического
строения почв этой территории приводим
описание разреза, заложенного в районе среднего течения р. Ича. Разрез № Ш8-02 (рис. 1).
Левый берег р. Шануч (правый приток р. Ича),
северо-восточная экспозиция склона отметки
331 м, крутизной ~ 3-50. Каменно-березовый
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НЕКОТОРЫЕ ВОПРОСЫ ЭВОЛЮЦИИ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОЧВ КАМЧАТКИ
Разрез № Ш8-02
Гори- Глубина
Описание
зонт залег., см
О
0.5-0
Слаборазложившаяся, спрессованная листва березы;
грубогумусовый, очень темно бурый, рыхлый, тонкие корни и редко корни до 7-10 мм
AТ
0–9
в диаметре, переход ясный, граница ровная;
вулканический пепел неопознанной принадлежности, имеющий возраст 2920 лет
А1
9– 12
(устное сообщение О.А. Брайцевой), серый, легкий суглинок, плотноватый,
(П1)
мелкокомковатый, редко тонкие корни, переход ясный по цвету, граница волнистая;
темно кофейный, непрочно ореховатый, супесь, рыхлый, включения неокатанной
ll[A] 12 – 16
дресвы, мелкие корни 1-2мм , редко корни до 7 мм, переход ясный по цвету, граница
волнистая;
llВохр
ярко
- охристый, в верхней части выражена псевдотиксотропия, рыхлый, редко мелкие
16 – 20
корни, переход постепенный;
llВС
пепел влк. Хангар, желтый, мелкий песок, плотноватый, корни до 3
- 5мм , переход
20 – 25
(П2)
кармановидный;
буровато-серый, хорошо мажется, супесь, комковатый, плотноватый, корни до 1-3мм
IIl[A] 25 – 31
и3
- 5мм , переход ясный граница волнистая;
буровато-охристый, гумусовые пятна и затеки, очень хорошо выражена
lllBох
31 – 40
псведотиксотропия, влажный, сильно мажется, комковатый, включения хорошо
р.
окатанной дресвы, переход постепенный;
D 40 и ниже
хорошо окатанный галечник с дресвяным заполнителем.
низкотравно-кустарниковый лес. Каталог
индексов горизонтов приведен в приложении.
На изученной территории юга полуострова
в окрестностях пос. Начики поверхностный
грубогумусовый горизонт сформирован в риолит-риодацитовом пепле влк. Опала (Бараний
амфитеатр), календарный возраст 606 г. н.э.
(ОП). Верхняя часть этого пеплового слоя осветлена (отмытые зерна) элювиальный горизонт
в профиле. Нижняя часть слоя имеет буроватоохристые, кофейные тона (зерна покрыты
гумусово-железистыми пленкам) иллювиальный горизонт в элементарном профиле.
Второй пепловый прослой, расположенный
в средней части профиля, представлен риолитодацитовым пеплом извержения влк. Ксудач
236 г. н.э. В состав охристых горизонтов, кроме
неопознанных пеплов, входят пеплы извержений влк. Ксудач (4907 г. до н.э.) и влк. Курильское озеро (6459 г. до н.э.).
Для примера приводим описание разреза,
заложенного в 7.5 км на юго-юго-восток от оз.
Начикинское. Разрез К13-02 (рис. 1). Склон
увала, уклон ~3°. Каменно-березовый разнотравно-кустарниковый лес. Жимолость съедобная и Шамиссо, рябина, кипрей, крестовник,
майник, злаки.
Поверхностный органогенный горизонт на
юго-востоке полуострова (окрестности г. Петропавловска-Камчатского и верховья р. Вилюча) сформирован в андезито-базальтовом сером,
крупно-зернистом пепле извержения влк. Ксудач, 1907 г. Пепел извержения влк. Опала зале-
гает здесь в средней части профиля. При этом
существенных различий в сравнении с этим же
пеплом, распространенном на юге в верхней
части профиля, не наблюдается. Для примера
приводим описание разреза, заложенного в
верховьях р. Вилюча.
Разрез РД 4-03 заложен 25 сентября 2003 г.
(рис. 1). Междуречье р. Вилюча и руч. Спокойный. Пологий склон возвышенности отметки
717.8м, крутизной первые градусы. Каменноберезовый разнотравно-кустарниковый лес.
Вулканические почвы Центральной Камчатки сформированы преимущественно в
андезитовых и андезитобазальтовых пеплах
извержений вулканов северной группы: Шивелуч, Толбачик, Безымянный, Ключевская сопка.
Для примера морфологического строения почв
приводим описание разреза, заложенного в
окрестностях пос. Козыревск.
Разрез К5-02 (рис. 1). В 3 км на юго-восток
от поселка, ~1км на восток от сухой Козыревской реки. Лиственничник травяный.
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
Известно, что в вулканических почвах Камчатки развиты иллювиальные процессы (Глазовская, 1998; Соколов, 1973; Соколов, Белоусова, 1964) (вынос органо-минеральных соединений вниз по профилю почв с частичным их
закреплением в средней части). Интенсивность
процесса иллювиирования можно оценить
путем сравнения степени его выраженности в
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
131
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЗАХАРИХИНА
Разрез № К13-02
Горизонт
О
АТ
Е (П1)
Вhf
(П1)
II [A]
ll Вhf
(П2)
ll В2
Глубина
залег., см
1-0
0-5
Описание
Опад из слаборазложившихся стеблей трав и листьев березы;
темно-буровато-серый
, легкий суглинок, густо переплетен корнями, много мягкого
аморфного органического вещества, значительная примесь палевого
пирокластического материала из нижележащего горизонта, переход ясный, граница
слабоволнистая;
5 – 10
пепел извержения влк. Опала 606 г., буровато-серый, при высыхании светлеет,
мелкий песок с примесью аморфного органического вещества, палевый, средний
песок, под лупой минеральные зерна покрыты тонкими буроватыми пленками, слабо
скреплен корнями, граница четкая слабо волнистая;
10 – 15(20) пепел извержения влк. Опала 606 г., неоднородный от буровато-желтого до темнобурого, средне-песчаный, свежий рыхлый бесструктурный, минеральные частицы
покрыты темно-бурыми пленками, корней заметно меньше, чем в вышележащем,
переход четкий
, граница волнистая;
15(20) – 27 темно-бурый, легкий суглинок, мелко-комковатый, плотноватый, переход ясный,
граница волнистая, варьирует по мощности;
27 – 30
пепел извержения влк. Ксудач (236 г. н.э.), неоднородный от кофейного до
красновато-бурого, песчаный, рыхлый, бесструктурный, переход ясный по
сложению, граница слабо волнистая;
30 – 33
светло-буровато-желтый, опесчаненый легкий суглинок, непрочно-комковатый,
переход резкий, граница волнистая;
III [A]
33 – 40(47) бурый, уплотненный, структура двух уровней – от блочной( более крупной) до
комковатой (II-ой уровень), средний суглинок, различимы мелкопесчаные частицы
темно-серой тефры, редко тонкие и средние до 0.5 см корни, слабо выражена
псевдотиксотропия, переход ясный граница волнистая;
III
40(47) – 53 желтовато-бурый неоднородный, редко темные пятна буроватого цвета, комковатый
ВохрА
в двух уровнях, мелкопористый, выражена псевдотиксотропия, корней заметно
меньше, чем в вышележащем, граница ровная, переход четкий;
III
60 – 63
пепел извержения влк. Ксудач (4907 г. до н.э.), ярко-охристый
, непрочноВохр.
комковатый, средний суглинок, самый яркий в профиле, очень хорошо выражена
псевдотиксотропия, переход ясный, граница волнистая;
IV[A]
63 – 66
серовато-бурый, средний суглинок, комковатый, выраженность псевдотиксотропии
средняя, корней нет, граница мелко-волнистая, переход ясный;
IV[A]В
66 – 68
неоднородный пятнистый от серовато-бурого до желтого, мелкий песок, комковатый
в двух уровнях, слабо-пористый, граница волнистая, переход резкий;
V[A]
68 – 85
неоднородный от темно-бурого до охристого, структура двух уровней – от плитчатой
Вохр
(более крупной) до блочной( II-ой уровень), очень хорошо выражена
псевдотиксотропия, переход ясный, граница волнистая;
D
от 85 и ниже моренные отложения, окатанные валуны и галька с гравийным заполнителем.
профилях почв, дневные горизонты которых
сформированы в разновозрастных пеплах,
схожих по химическому составу. Рассмотрим
охристые почвы западной Камчатки, юга и югавостока полуострова, которые сформированы
преимущественно в риолито-дацитовых и
риолитовых пеплах южной группы вулканов.
Районы исследований попадают в три зоны с
разными возрастами «подповерхностных»
пеплов (ПП). Территория Западной Камчатки
долее других не перекрывалась пеплами молодых извержений (~ 2920 л.), лесные почвы здесь
несут в своем профиле дневные гумусовые
горизонты, образование которых происходило
наиболее длительный для Камчатки срок.
Почвы, изученные в окрестностях пос. Начики,
132
имеют возраст ПП ~1400 лет, здесь дневная
поверхность последний раз перекрывалась
пеплом влк. Опала в 606 г.н.э. В окрестностях г.
Петропавловска и в районе верховий р. Вилюча
возраст ПП составляет 97 лет, эта зона, сравнительно недавно перекрывалась пеплом извержения вулкана Ксудач в 1907 г. (рис. 1).
По данным валового состава, в почвах с
возрастом ПП ~2920 лет и в почвах с возрастом
ПП ~1400 лет отношения SiO2 : R2O3 относительно поверхностного горизонта АТ дифференцированы, максимум фиксируется в пепловых горизон тах, минимум в погре бенных
гумусовых и в охристом горизонте (табл. 1). В
почвах с возрастом ПП 97 лет уменьшение отношения SiO2 : R 2O 3 в нижней части профиля,
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НЕКОТОРЫЕ ВОПРОСЫ ЭВОЛЮЦИИ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОЧВ КАМЧАТКИ
Разрез №
-03
Горизонт
О
Аd
Глубина
залег., см
1-0
0 – 6 (8)
АС
6 (8) – 10 (12)
II [А]
10(12) – 15(17)
II Е
15 (17) – 23 (25)
II Вhf 23 (25)– 26 (28)
III [A] 26 (28) – 33 (36)
III 33 (36)– 46 (51)
ВохрС
III С 46 (51) – 53 (61)
IV[A] 53 (61) – 69 (73)
Вохр
IV 69 (73) – 80 (88)
ВохрС
Описание
Бурый слабо разложившийся опад, состоящий из стеблей трав и листьев березы;
дерновый, грубогумусовый, бурый, рыхлый, скреплен тонкими корнями,
заметная примесь средне песчаного пирокластического материала из
нижележащего пепла извержения влк. Ксудач, 1907 г., отслаивается;
пепел извержения влк. Ксудач, 1907 г., серый крупно-зернистый вулканический
песок, при высыхании светлеет до пепельно-серого, под лупой минеральные
зерна преимущественно темно-серые, редко зерна, покрытые тонкими желтыми
пленками, зерна не раздавливаются даже при сильном нажиме, пронизан
тонкими корнями, граница четкая слабоволнистая, варьирует по мощности;
первый погребенный гумусовый, темно бурый, образован в пепле влк.
Опала~1400 л.н. (606 г.н.э.), рыхлый, скреплен тонкими корнями, слегка
оторфован, заметны светло-палевые зерна вулканического песка (Опала, 606 г.
н.э.), легкий суглинок, переход ясный, граница слегка волнистая;
пепел извержения влк. Опала 606 г., буровато серый, при высыхании светлеет,
средний песок, под лупой преимущественно минеральные зерна светло палевого
цвета, редко зерна покрытые буроватой очень тонкой пленкой, при сильном
нажиме зерна раздавливаются (внутри почти белые), корней заметно меньше,
чем в вышележащем, граница четкая слабо волнистая, варьирует по мощности;
пепел извержения влк. Опала 606 г., свежий, от светло желтого до кофейного,
средний песок, рыхлый бесструктурный, под лупой состав идентичен
вышележащему, отличие лишь в более темных тонах железистых пленок на
зернах (от желтого до темно-бурого), переход четкий, граница волнистая;
второй погребенный гумусовый, темно-бурый, средний суглинок, значительная
примесь крупно песчаного пирокластического материала, непрочно комковатый,
состоит из мелких комковато округлых агрегатов, которые растираются с
выделением влаги (псевдотиксотропия), переход ясный, граница волнистая,
варьирует по мощности;
желтовато-темно-бурый, не однородный, чередование горизонтально
стратифицированных слоев и линз: темно-бурых песчано-пылеватых и светло
охристых суглинистых с выраженной псевдотиксотропией, средний суглинок;
пепел извержения влк. Ксудач ~1760 л.н. (236 г. н.э.), красновато-охристый,
дресва с незначительным мажущимся суглинистым заполнителем, под лупой
крупные зерна тефры облеплены красновато кофейными частицами, в отличие от
вышележащей пушистой почвенно-пирокластической толщи заметно более
уплотнен, переход ясный, граница волнистая;
третий погребенный гумусовый, неоднородный, бурый с охристыми пятнами, с
хорошо выраженным явлением псевдотиксотропии, средний суглинок, в средней
части, на глубине 63-68 см линзами желтый средний песок, структура двух
уровней – от блочной (более крупной) до комковатой (II-ой уровень), тонкие и
средние до 0.5 см корни, переход ясный, граница слегка волнистая;
пепел извержения влк. Ксудач ~ 6900 л.н. (4907 г. до н.э.), ярко-охристый,
комковатый разных уровней, в профиле самый яркий с наиболее ярко
выраженным явлением псевдотиксотропии, тяжелый суглинок, переход ясный,
граница ровная;
неопознанный пирокластический чехол возрастом от 6900 лет (вышележащий
Ксудач 4907 г. до н.э) и до начала голоцена или позднего плейстоцена, бурый
неоднородный, серовато-бурые прослои (от песка до легкого суглинка)
чередуются с черными основными пеплами (средний песок), в средней части на
глубине 97 – 100 см гумусовая серовато-бурая средне суглинистая прослойка;
IV D1
80 (88) – 140
IV D2
от 140 и ниже делюво -элювий горных пород.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
133
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЗАХАРИХИНА
Разрез №
-02
Горизонт
Глубина
залег., см
О
0–4
А1
(П1, П2)
4–8
II[A]
8 – 12
llC
(П3)
12 – 14
III[A]
14 – 18
lllC
(П4)
18 – 20
lllD (П5)
Описание
Неразложившаяся лиственничная хвоя; уплотненный; переход ясный, граница
ровная;
состоит из 2х пепловых прослоев: Толбачик1975-1976 (П1) и Безымянный1956 (П2), темносерый, свежий, плотноватый, густо переплетен корнями до 0.2 см, элементы
оторфованности, переход ясный, граница ровная;
темно-бурый, перегнойно-гумусовый, рыхлый, много корней до 0.2 см, переход
ясный, граница ровная;
пепел Шивелуч1 извержения 1652 г., белесоватый, песок, переход ясный, граница
ровная;
темно-бурый, перегнойно-гумусовый, свежий, плотноватый, супесь, непрочнокомковато-порошистый, корни до 0.2 см, переход ясный, граница слабоволнистая;
пепел Шивелуч2 1034 г. н.э., белесоватый, песок, переход ясный, граница
слабоволнистая;
20 – 20,5 пепел влк. Ключевской или влк. Толбачика, темно-серый;
темно-бурый, свежий, рыхлый, супесь, непрочно-комковатый, корни до 0.2 см, в
20,5 – 24 нижней части включения дресвы прослойкой (пепел влк. Толбачика или влк.
Ключевской), переход ясный, граница слабоволнистая;
пепел Шивелуч3 извержения 653 г. н.э., белесоватый, уплотненный, редкие корни,
IV C (П6) 24 – 29
переход ясный, граница ровная;
бурый, свежий; уплотненный, средний суглинок, непрочно-комковатопорошистый, корни, в средней части включения углей, неоднородный – линзами в
V[A]
29 – 34
средней части включения палевого пепла Опала 606 г., переход ясный, граница
волнистая;
пепел извержения влк. Ксудач извержения 236 г. н.э., неоднородный желтый с
VC (П7)
34 – 46 серыми пятнами, прогумусирован, плавные затеки и разводы органического
вещества;
бурый, свежий, уплотненный, легкий суглинок, непрочно-комковато-порошистый,
VI[A]
46 – 48 в нижней части включения углей, единичные корни, переход ясный, граница
ровная;
пепел влк. Безымянный извержения ~ 465 г. до н.э., серовато-желтый, переход
VI С (П8) 48 – 52
ясный, граница волнистая, местами пильчатая;
переотложенный пепел, неоднородный серый, в средней части гумусированные
Vl D1(П9) 52 – 54 прослои мощностью до 0.5 см в верхней и нижней частях, переход ясный, граница
волнистая;
IV[A]
VlD2(П10)
54 – 56
VII[A]
56 – 74
VIIAB
74 – 96
VIIС (П11) 96 – 101
VIII[A]
101 – 112
VIIIAB
112 – 130
IXD
130– 160
134
пепел влк. Шивелуч5 извержения 780 г. до н.э., белесоватый, песок средний;
неоднородный от буровато-желтого до бурого, влажноватый, легкий суглинок,
комковатый, редкие корни, в нижней части хорошо прокрашенный гумусированный
прослой мощностью до 3-х см, верхняя граница осложнена инволюциями и
окрашена в наиболее светлый цвет, переход постепенный;
темно-бурый, влажноватый, средний суглинок, комковатый, единичные корни,
переход ясный, граница волнистая;
пепел влк. Хангар извержения 5769 г. до н.э., желтый, переход ясный, граница
слабоволнистая;
серовато-желтый, влажноватый, уплотненный, средний суглинок, комковатый, с
включениями мелких (до 0.1 см) углей, в нижней части прерывистые прослои
хорошо гумусированного материала и линзы тонкого желтого пепла и
вулканического песка, переход постепенный;
буровато-желтый, слоистый, влажноватый, уплотненный, средний суглинок,
неясно-плитчатый, много прерывистых гумусированных прослоек, переход
заметный;
сизовато-бурый, подстилающая супесь, влажный, холодный, средний суглинок,
плитчатый, в верхней части гумусированные линзы.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НЕКОТОРЫЕ ВОПРОСЫ ЭВОЛЮЦИИ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОЧВ КАМЧАТКИ
относительно поверхностного горизонта, проявлено слабее, чем для почв с более древним ПП
(табл. 1).
Распределение по профилю почв подвижных форм кремния, железа и алюминия в почвах
с ПП 2920- и 1400-летнего возраста показывает
накопление полуторных окислов в погребенных
и иллювиальных горизонтах, содержание железа составляет 3-4%, алюминия 7-11% (табл. 2).
В почвах с возрастом ПП 94 года увеличение
содержания этих компонентов в нижней части
профиля менее значительно (2-3% и 3-8%
соответственно) и, очевидно, в основном отражает существования горизонта ll[А] в положении поверхностного (~1300 лет формировавшегося в пепле влк. Опала 606 г. до извержения
влк. Ксудач в 1907 г.), а не влияние процессов,
протекающих в современном элементарном
профиле.
Очевидно, перекрытие почвы вулканическим пеплом имеет определенный “консервирующий” эффект для иллювиальных процессов.
На свежевыпавших пеплах образуются новые
почвенные профили с преобладанием процесса
гумусонакопления.
С другой стороны, времени, прошедшего
после извержения влк. Ксудач с 1907 г. (~100
лет) оказалось достаточно для формирования
зрелого поверхностного органогенного горизонта: его мощность (в среднем 5-7 см) существенно не отличается от таковой в почвах с более
древними ПП (5-8 см) на территории Центральной Камчатки, 5-10 см в почвах с возрастом
ПП 1400 лет) (рис. 1, табл. 1, 2). Потери при прокаливании, степень насыщенности основаниями, рН для поверхностных органогенных
горизонтов всех почв также сходны.
Влияние вулканизма на почвообразование
в разные фазы активности вулканической
деятельности можно проследить при сравнении
отдельных территорий, на которых вулканы
(вулканические центры) проходят в голоцене
сходные стадии эволюции. По этим признакам
достаточно контрастно различаются юго-запад
Камчатки и район северной группы вулканов.
В самом общем виде для вулканической
деятельности характерна длиннопериодная
цикличность, в которой элементарные циклы
включают ряд стадий или фаз развития. Каждой
фазе соответствуют свои комплексы пирокластических отложений, имеющие определенный вещественный состав и характерный
объем извергнутого материла. Самая первая,
наиболее молодая фаза активного роста вулкана
(вулканического центра), характерна часто
повторяющимися извержениями незначительного количества пирокластического материла,
преимущественно базальтового, андезитобазальтого составов. Далее наступает длительный период покоя, который может заканчиваться крупным кальдерообразующим извержением, продукты которого имеют кислый,
риолитовый риолито-дацитовый составы.
Внутри образовавшейся кальдеры может начаться формирование нового базальтового
конуса, и цикл может повториться.
Крупнейшие кальдерообразующие извержения в голоцене характерны для южной
группы вулканов Камчатки, оказавшей свое
влияние на весь юго-запад полуострова.
Для вулканов северной группы характерны
гораздо большие объемы базальтовых построек,
но существенно меньшие размеры кальдер
(гавайского типа или взрывных) и преимущественно средний, андезитовый состав связанного
с ними пирокластического материала (пепла).
В целом можно говорить, что почвы Западной
и Южной Камчатки сформировались в основном на кислых пеплах южной группы вулканов,
а почвы Центральной и северной Камчатки - на
основных и средних пеплах вулканов северной
группы. Отвлекаясь от тонких различий состава
продуктов вулканов обеих групп, можно параллелизовать вулканизм северной группы с ранней (базальтоидной) фазой деятельности южной, представляя соответственно влияние полного цикла вулканизма на почвообразование.
При самой общей оценке свойств почв,
развитых под влиянием указанных фаз вулканизма, наиболее явные их различия отмечаются
в содержаниях гумуса, реакциях среды (рН)
органогенных горизонтов и степени насыщенности почв основаниями. Почвы, сформированные в кислых пеплах южной группы вулканов, содержат больше гумуса в современных
и погребенных органогенных горизонтах,
имеют более кислую реакцию среды и меньшую
степень насыщенности основаниями (табл. 2,
почвы юга и запада Камчатки и почвы Центральной Камчатки).
Эти отличия, конечно, могут быть связаны
и с разными климатическими условиями и
типами растительности, в связи с которыми
формируются почвы. Однако разрезы почв,
изученные в пределах Центральной Камчатской
Депрессии, сформированные в сходных клима-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
135
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЗАХАРИХИНА
тических и ботанических условиях, но на пеплах
разного химического состава (табл. 2. разрез №
К 2-02, в пеплах южной группы, разрез № К 502, в пеплах северной группы), имеют такие же
различия, очевидно, все же связанные с химическим составом пеплов. В разрезе № К 2-02,
заложенном в 33 км севернее пос. Мильково, где
еще нет пеплов северной группы вулканов, но
присутствует риолит-дацитовый пепел извержения влк. Ксудач, содержания гумуса в погребенных органогенных горизонтах составляют
4.2-4.7%, значения рН в них же 4.7-5.6, степень
насыщенности основаниями ~30-60. Разрез же,
заложенный в окрестностях пос. Козыревск (№
К 5-02), сформирован преимущественно в
андезитовых пеплах вулканов северной группы,
и здесь средние содержания гумуса в органогенных горизонтах составляют 1-2.4%, значения
рН 5.9-7 степень насыщенности основаниями
~ 48-80. Почвы же, сформировавшиеся под
разными типами растительности и имеющие
сходный по химическому составу и источникам
(вулканам) набор пепловых горизонтов (разрезы №№ К 5-02, 7-02, 9-02, 10-02, 11-02, 1202, табл. 2), не обнаруживают существенных
различий по этим показателям.
Слабовыветривающиеся вулканические
пеплы сами по себе являются достаточно инертной почвообразующей породой. Однако известно, что в момент извержения они обладают
высокой сорбционной способностью (Башарина, 1958; Гущенко, 1965; Мархинин, и др.,
1961; Товарова, 1958). Согласно данным, полученным при исследованиях свежевыпавших
пеплов влк. Безымянный (извержение 1956 г.),
основными анионами, сорбирующимися на
поверхности пепловых частиц из газовой фазы
во время извержения, являются Cl - и SO 4—,
основными катионами Mo, V, Cu, Fe, Ti, Mn.
Накопление металлов пеплами оказывается
очень значительным, достигая в ряде случаев
35-75% всего количества Fe, Ti, Mg, Mn,
входящих в валовой состав пеплов. Сорбированные вещества являются очень подвижными
и легко вымываются из пеплов.
Возможно, именно эти подвижные микрокомпоненты дают часто наблюдаемый всплеск
биопродуктивности культурных растений после
выпадения свежих пеплов, а различия в содержаниях гумуса и реакциях среды почв, развивающихся на кислых или основных пеплах,
связаны с их большей или меньшей сорбционной способностью.
136
К сожалению, исследования сорбционной
способности свежих пеплов единичны и пока
не позволяют оценить влияние сорбируемых
веществ по всему спектру составов вулканических пеплов. Однако установлено, что максимальная сорбционная способность свойственна
пеплам более сильных извержений, и наибольшее количество металлов сорбируется на
зернах вулканического стекла, меньше на
зернах плагиоклаза (Гущенко, 1965).
Полученные нами данные о количественноминеральном составе пеплов (требующие дальнейшего уточнения с учетом ряда факторов)
свидетельствуют о том, что в кислых пеплах
(выпадающих при более сильных кальдерообразующих извержениях), сравнительно с
основными, содержится больше зерен вулканического стекла и меньше зерен минералов
(табл. 3). Не исключено, что в том числе и
поэтому почвы, развитые в кислых пеплах,
которые привносят больше легко подвижных
микрокомпонентов и дают больший всплеск
биопродуктивности растений, содержат больше
гумуса и имеют более низкие значения рН.
Отмеченные отличия в свойствах почв,
сформированных в разные фазы активности
вулканизма, связаны не только с химическими
свойствами тефры и интенсивностью извержений, а также и с частотой выпадения пеплов.
Процессы современного почвообразования в
ранней базальтоидной фазе вулканизма значительно чаще прерываются выпадением пеплов.
Вероятно, в том числе ещё и из-за этого в органогенных горизонтах здесь содержится меньше
гумуса, почвы имеют максимально расчлененный, слоистый профиль. Отличия же в реакциях
среды и степени насыщенности почв основаниями связать с частотой извержений нельзя,
очевидно, они все же зависят от химического
состава пеплов и разной их сорбционной способности при извержениях.
В целом для Камчатки для ранней базальтоидной фазы активности вулканов характерны
слоисто-пепловые вулканические почвы, для
зрелой кальдерообразующей вулканические
охристые.
Дальнейший детальный анализ отмеченных
закономерностей необходимо проводить с
учетом эоловой дифференциации пеплов при их
переносе от источника (более легкие частицы
вулканического стекла, обладающие относительно большей сорбцией в момент извержения,
могут переноситься дальше, где соответственно
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НЕКОТОРЫЕ ВОПРОСЫ ЭВОЛЮЦИИ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОЧВ КАМЧАТКИ
будет относительно увеличиваться их содержание) и принадлежности вулканических пеплов к разным источникам (вулканам) и типам
извержений, имеющих отличия в составе газовой фазы в момент эксплозии.
ВЫВОДЫ
1. При перекрытии дневной поверхности
почвы пепловым материалом процессы иллювиирования прерываются, и преобладающим
становится процесс гумусонакопления. За
период порядка ~100 лет формируется зрелый
поверхностный органогенный горизонт.
2. Почвы, формирующиеся в разные стадии
активности вулканизма, отличаются строениями профилей, содержаниями гумуса, реакциями среды (рН) органогенных горизонтов и
степенью насыщенности почв основаниями.
Возможно, вариации физико-химических
свойств связаны с разной сорбционной способностью свежевыпавших пеплов, в которых
формируются почвы. Сорбционная способность пеплов зависит от масштаба извержения
и состава его продуктов.
3. Основные факторы влияния вулканизма
на почвообразование масштаб (объем, дальность разноса пеплов), частота извержений и
состав его продуктов, которые отличны для
ранней и зрелой стадий активности вулканов.
Исследования проведены при продержке
Российского фонда фундаментальных исследований проект № 05-04-48262. При идентификации и корреляции пепловых горизонтов
использовались тефрохронологические данные,
а также устные консультации тефрохронологов
(О.А. Брайцева, Л.И. Базанова, И.В. Мелекесцев) при полевых исследованиях. Описание
почв Центральной Камчатки осуществлялось в
сотрудничестве с Л.О. Карпачевским, С.А. Шобой, А.О. Макеевым, И.О. Алябиной, М.С. Маречек. Автор глубоко благодарен Н.И. Белоусовой за ценные критические замечания.
Список литературы
Башарина Л.А. Исследование газообразных
продуктов вулканов Ключевского и Шивелуча // Бюл. вулканол. станций. 1958. № 27. С. 3-8.
Брайцева О.А., Кирьянов В.Ю., Сулержицкий Л.Д. Маркирующие прослои голоценовой
тефры Восточной вулканической зоны Кам-
чатки // Вулканология и сейсмология. 1985. № 5.
С. 80-96.
Брайцева О.А., Мелекесцев И.В., Пономарева В.В., Кирьянов В.Ю. Последнее кальдерообразующее извержение на Камчатке (вулкан Ксудач) 1700-1800 14С-лет назад // Вулканология и
сейсмология. 1995. № 2. С. 30-49.
Брайцева О.А., Сулержицкий Л.Д., Пономарева В.В., Мелекесцев И.В. Геохронология
крупнейших эксплозивных извержений Камчатки в голоцене и их отражение в Гренладском
ледниковом щите // Докл. РАН. 1997. Т. 352.
№ 4. С. 516-518.
Глазовская М.А. Стабильный гумус в пирокластических покровных отложениях и вулканических почвах Восточной Камчатки // Почвоведение. 1998. № 11. С. 1289-1302.
Гущенко И.И. Пеплы Северной Камчатки и условия их образования. М.: Наука, 1965. С. 91-102.
Зонн С.В., Карпачевский Л.О., Стефин В.В.
Лесные почвы Камчатки. М.: Изд-во АН СССР,
1963. 327 с.
Ливеровский Ю.А. Почвы равнин Камчатского полуострова. М.: Изд-во АН СССР,
1959. 234 с.
Мархинин Е.К., Токарев П.И., Пугач В.Б.,
Дубик Ю.М. Извержение вулкана Безымянного
весной 1961// Бюл. вулканол. станций. 1963. №
34. С. 12-36.
Мелекесцев И.В., Брайцева О.А., Двигало В.Н.,
Базанова Л.И. Исторические извержения Авачинского вулкана на Камчатке // Вулканология
и сейсмология. 1994. № 6. C. 3-23.
Мелекесцев И.В., Брайцева О.А., Базанова
Л.И. и др. Особый тип катастрофических
эксплозивных извержений - голоценовые
субкальдерные извержения Хангар, Ходуткинский “Маар”, Бараний амфитеатр (Камчатка) // Вулканология и сейсмология. 1996.
№ 2. С. 3-23.
Соколов И.А. Вулканизм и почвообразование. М.: Наука, 1973. 224 с.
Соколов И.А., Белоусова Н.И. Органическое
вещество почв Камчатки и некоторые вопросы
иллювиально-гумусового почвообразования //
Почвоведение. 1964. № 10. С. 45-67.
Товарова И.И. О выносе воднорастворимых веществ из пирокластики вулкана Безымянного // Геохимия. 1958. № 7. С. 683-686.
Braitseva O.A., Ponomareva V.V., Sulerzhitsky
L.D. et al. Holocene Key-Marker Tephra Layers in
Kamchatka, Russia // Quaternary research. 1997.
№ 47. P. 125-139.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
137
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЗАХАРИХИНА
Bursik M. I., Melekestsev I.V., Braitseva O.A.
Most recent fall depositts of Ksudach volcano,
Kamchatka, Russia // Geophysical research letters.
1993. V. 20. № 17. P. 1815-1818.
SOME ASPECTS OF EVOLUTION OF THE VOLCANIC SOILS IN KAMCHATKA
L.V. Zakharikhina
Research Geotechnological Center, Far East Branch of the Russian Academy of Sciences,
Petropavlovsk-Kamchatsky, 683002
Using tephrochronological data (tephra - ash transported by air) on the eruption time of volcanoes in
Kamchatka and age of the corresponding ashes that occur in wood soils it is shown that peculiarities of
the soil formation related to the different stages of the volcanic activity can be estimated by comparing
soils which had been formed in Holocene under the influence of the activity of southern group of
volcanoes, where the mature caldera-forming stage of volcanism was the predominating, and volcanoes
of northern group which activity can be paralleled with the early (basaltoid) phase of volcanism
representing, thus, influence of the complete cycle of volcanism on the soil formation.
138
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Горизонт
1
Глубина
отбора,см
2
SiO2
Al2O3
Fe2O3
CaO
MgО
K2O
Na2O
TiO2
3
4
5
6
7
8
9
10
Вулканические охристые почвы Западной Камчатки
Возраст ПП ~ 2920 лет, разрез № Ш8-02 (среднее течение р. Ича)
AТ
0–9
62.56
17.72
5.21
5.48
3.12
1.07
2.40
1.16
А1 (П1 неопознанный)
9 –12
69.21
14.86
4.95
3.03
1.82
1.99
3.20
0.63
IIlAh
25 – 31
53.22
26.40
8.76
3.25
2.17
1.48
2.75
1.28
lllBохр
31 – 40
56.84
20.59
10.08
3.12
3.22
1.67
2.56
1.35
Вулканические охристые почвы юга полуострова
Возраст ПГГ ~ 1400 лет, разрез № К13-02 (пос. Начики, в 7.5 км на юго-юго-восток от оз. Начикинское)
АТ
0-5
61.22
19.48
6.73
5.55
1.41
1.44
2.94
0.89
Вhf (П1 Опала 606 г.)
10-16
69.60
16.08
3.32
3.10
0.60
2.71
3.58
0.76
II Вhf (П2 Ксудач 236 г.)
27-30
68.70
16.26
3.49
3.28
2.01
1.24
3.81
0.85
III [A]
33-40
62.48
18.42
6.00
4.13
1.80
1.23
3.78
0.80
IIIВохрА
40-45
50.85
24.93
11.68
4.85
3.13
1.18
1.24
1.21
IV[А]В
66-68
46.38
21.85
11.45
9.02
6.37
0.91
2.40
0.99
V [A]Вохр
68-73
50.86
25.30
9.77
4.39
4.58
1.01
2.60
0.98
Возраст ПГГ - 97 лет, разрез № Н1-00 (окрестности г. Петропавловска-Камчатского)
АТ
0-4
58.65
17.68
6.77
7.57
3.54
0.72
2.96
0.79
АС (П1Ксудач 1907 г.)
4-6
59.23
18.02
7.73
6.90
3.35
0.61
3.07
0.68
II [A]
6-10
57.13
18.22
7.61
7.34
4.62
0.70
2.86
0.89
III Bохр
22-37
53.84
24.85
4.31
4.53
2.86
0.68
2.48
1.00
Слоисто-пепловые почвы Центральной Камчатки
Разрез К 5-02 (окрестности пос. Козыревск)
АТ
0-4
56.37
15.90
11.47
7.71
2.92
1.41
2.78
0.77
А1(П1Безымянный+П2Толбачик) 4-8
61.24
16.71
7.24
6.63
2.88
1.17
2.63
0.01
II[A]
8 – 12
56.41
17.82
7.23
8.79
4.08
1.11
3.18
0.95
llC (П3,Шивелуч, 1652 г.)
12 – 14
64.81
16.25
3.05
5.54
2.87
2.0
3.91
0.56
III[A]
14 – 18
56.38
18.44
6.95
8.81
3.73
1.09
3.23
0.93
P2O5
11
SiO2/
R2O3
12
1.25
0.18
0.45
0.42
2.73
3.49
1.52
1.85
0.29
0.15
0.21
0.19
0.75
0.47
0.28
2.33
3.59
2.53
2.60
1.39
1.39
1.45
0.21
0.11
0.16
0.22
2.40
2.30
2.21
1.85
0.36
0.34
0.27
0.11
0.25
2.04
2.56
2.25
3.36
2.22
НЕКОТОРЫЕ ВОПРОСЫ ЭВОЛЮЦИИ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОЧВ КАМЧАТКИ
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Таблица 1. Валовой химический состав почв, % на прокаленную навеску
139
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
140
Таблица 1. Продолжение.
VIII[A]
VIIIAB
АТ
А1(П1, Авача 1926, линзами)
С (П2, Ксудач 236 г.)
ll [А]
llВохр
IIС (П3, Хангар,5769 до н.э.)
2
24 – 29
29 – 34
34 – 46
46 – 48
48 – 52
3
64.23
58.64
68.93
56.36
57.11
4
16.02
18.12
16.07
18.82
20.07
5
4.51
6.52
3.92
7.02
5.79
6
5.65
7.55
3.38
7.89
7.51
7
3.21
3.66
1.45
3.83
3.91
8
1.06
1.27
1.26
1.04
1.08
9
3.87
3.39
4.15
3.28
3.61
10
0.51
0.95
0.55
0.79
0.67
11
0.17
0.22
0.12
0.16
0.09
12
3.13
2.38
2.38
2.18
2.21
56 – 74
74 – 96
96 – 101
101 –
112
112 –
130
56.50
57.77
68.92
56.11
18.92
19.10
17.54
18.46
7.22
6.69
3.12
7.18
7.42
6.52
2.33
8.64
4.50
3.93
2.06
4.28
1.08
1.32
1.74
1.03
3.09
3.75
3.64
2.30
0.94
0.93
0.48
0.95
0.15
0.18
0.12
0.21
2.16
2.25
3.33
2.19
57.22
19.90
7.85
5.99
3.64
1.15
2.88
1.01
0.20
2.06
5-14
14-17
17-27
27-37
37-46
46-48
58.62
63.65
67.68
61.59
60.93
69.92
1.26
1.63
1.36
1.00
1.01
1.74
3.01
3.53
4.27
2.57
2.47
3.64
0.93
н/о
0.64
1.19
1.23
0.48
0.18
0.45
0.20
0.27
0.31
0.12
2.25
2.47
3.25
2.31
2.22
3.56
Разрез К 2-02 (33 км севернее пос. Мильково)
18.64
7.36
6.00
3.79
15.79
9.96
2.30
1.83
16.42
4.38
3.04
1.84
18.45
8.16
4.43
2.14
19.90
7.51
4.37
2.15
16.54
3.12
2.33
2.06
Примечание. Н/о – не обнаружено.
Анализы выполнены в химической лаборатории ИВ ДВО РАН. Аналитики Т.Г. Осетрова, Л.А. Карташева.
ЗАХАРИХИНА
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
1
IV C (П6, Шивелуч, 653 г.)
V[A]
VC (П7, Ксудач, 236 г. н.э.)
VI[A]
VI С (П8,Безымянный, 465 г.
до н.э.)
VII[A]
VIIAB
VIIС (П11, Хангар,5769 до н.э.)
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Гумус
Горизонт
Глубина отбора, см
рН (водн.)
%
1
2
3
4
Сумма
поглощенных
оснований
мг-экв/100г абс. сухой
почвы
Гидроли
тическая
кислот
5
Степень
насыщен
ности
основан.
6
Подвижных форм SiO2 и R2O3
оксалатная вытяжка по Тамму,
% к абсолютно сухой почве
%
SiO2
Fe2O3
Al2O3
7
8
9
10
Почвы, сформированные в пеплах вулканов южной группы Камчатки
Возраст ПП ~ 2920 лет, разрез № К15-02 (среднее течение р. Утка)
5.50
53*
13.1
9.7
42.5
0.18
4.82
3.9
16.4
8.0
32.79
0.34
4.96
5.6
66.9
10.0
13.00
1.92
5.35
3.1
18.7
1.96
9.49
1.72
5.44
2.8
14.0
1.96
12.28
1.93
Возраст ПП ~ 2920 лет, разрез № Ш8-02 (среднее течение р. Ича)
AТ
0–9
6.11
80.9*
41.4
64.1
60.8
0.21
А1 (П1 неопознанный)
9 –12
4.50
8.88
11.7
3.9
25.0
0.15
ll[А]
12 – 16
4.85
10.37
19.2
6.0
23.5
1.37
ll Вохр
16 – 20
5.10
8.24
12.0
10.9
47.6
3.98
llBC (П2 Хангар 5769 г. до н.э)
20 – 25
5.13
2.49
5.94
4.2
41.4
1.95
IIl[A]
25 – 31
5.20
4.52
7.66
4.7
38.0
1.88
lllBохр
31 – 40
5.11
4.28
7.50
8.9
54.3
4.30
Возраст ПП ~ 1400 лет, разрез № К13-02 (пос. Начики, в 7.5 км на юго-юго-восток от оз. Начикинское)
АТ
0-5
5.93
23*
21.7
16.7
43.49
0.30
Вhf (П1 Опала 606 г.)
10-16
5.58
1.31
5.90
1.34
18.51
0.30
II Вhf (П2 Ксудач 236 г.)
27-30
5.77
2.03
7.07
1.20
14.51
1.15
III [A]
33-40
5.78
4.41
8.68
1.2
12.14
1.93
IIIВохрА
40-45
5.76
7.17
9.2
1.6
14.81
2.98
IIIВохр(П3 Ксудач 4907 г. до н.э.)
60-63
5.84
7.09
8.82
1.4
13.70
1.73
IV [A]
63-66
5.73
5.69
8.11
1.2
12.89
2.92
IV[А]В
66-68
5.80
6.45
8.96
1.4
13.51
2.70
V [A]Вохр
68-73
5.76
9.62
12.6
2.6
17.10
1.76
Возраст ПП - 97 лет, разрез № РД 4-03 (верховье р. Вилюча)
Аd
0–6
5.35
65.0*
26.8
16.4
38.0
0.38
АС (П1Ксудач 1907 г.)
6 – 10
5.46
3.17
18.7
1.4
6.96
0.28
II Вhf (П2 Опала 606 г.)
23– 26
5.65
2.10
16.7
1.2
6.70
0.27
III [A]
26 – 33
5.46
10.6
24.1
3.2
11.7
0.73
III С (П3 Ксудач 236 г.)
46 – 53
5.87
4.0
14.0
1.0
6.66
3.96
IV[A]Вохр
53 – 62
5.65
5.09
14.5
1.4
8.8
3.62
IVВохрС (П3Ксудач 4907г.до н.э.)
69 – 75
5.95
4.6
13.6
1.8
11.69
3.75
АТ
А1(П1 неопознанный)
ll[А]
Вохр 1
Вохр 2
0-10
7-10
10-14
14-17
17-23
0.53
0.29
6.13
4.53
3.67
0.47
0.55
6.80
11.70
11.38
0.19
0.20
2.50
3.67
1.40
4.73
3.17
0.27
0.25
5.20
4.99
1.54
6.55
11.92
0.57
0.70
1.17
2.40
3.40
3.67
2.43
3.07
3.43
0.35
0.37
2.43
4.51
7.80
11.8
6.72
7.11
11.27
0.40
0.39
0.47
1.49
2.72
3.09
2.77
0.66
0.36
0.55
3.23
7.38
6.73
8.64
НЕКОТОРЫЕ ВОПРОСЫ ЭВОЛЮЦИИ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОЧВ КАМЧАТКИ
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Таблица 2. Физико-химические свойства почв.
141
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
142
Таблица 2. Продолжение.
1
АТ
АС (П1Ксудач 1907 г.)
II [A]
АС (П2 Опала 606 г.)
III [A]
АС (П2 Ксудач 236 г.)
III [A]
III Bохр
АТ
А1(П1, Авача 1926, линзами)
С (П2, Ксудач 236 г.)
ll [А]
llВохр
ll ВD
АТ
А1 (П1Безымянный+П2Толбачик)
ll [А]
lll [А]
9
10
0.60
0.93
0.73
0.47
0.70
1.07
1.27
2.00
1.57
1.40
0.42
0.53
1.40
2.45
2.62
3.50
0.18
0.45
0.44
1.07
1.20
2.0
0.34
1.03
1.01
2.08
3.11
3.03
0.30
0.87
0.63
0.42
0.90
1.10
0.40
1.17
0.60
0.90
0.45
1.44
1.50
0.40
1.30
1.14
0.51
0.68
0.72
0.66
1.47
1.31
0.65
1.84
1.14
1.47
1.54
3.00
3.30
1.70
2.80
1.40
0.45
0.96
0.59
0.75
0.55
0.84
0.72
0.96
ЗАХАРИХИНА
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
АТ
А1(П1Безымянный+П2Толбачик)
II[A]
llC (П3,Шивелуч, 1652 г.)
III[A]
IV[A]
IV C (П6, Шивелуч, 653 г.)
V[A]
VC (П7, Ксудач, 236 г. н.э.)
VI[A]
VI С (П8,Безымянный,465 до н.э.)
VII[A]
VIIAB
VIIС (П11, Хангар,5769 до н.э.)
VIII[A]
VIIIAB
2
3
4
5
6
7
8
Возраст ПП - 97 лет, разрез № Н1-00 (окрестности г. Петропавловска-Камчатского)
0-4
5.07
36*
17.3
19.7
53.2
0.17
4-6
5.15
2.00
18.7
1.4
6.96
0.15
6-10
4.98
3.75
16.7
1.2
6.70
0.15
10-13
5.69
2.93
24.1
3.2
11.7
0.14
13-15
5.12
3.56
14.0
1.0
6.66
0.49
15-17
5.67
3.00
14.5
1.4
8.8
0.86
17-22
5.25
3.22
13.6
1.8
11.69
1.03
22-37
5.53
4.77
12.5
1.2
8.76
2.04
Разрез К 2-02 (33 км севернее пос. Мильково, лиственничник кустарниково-травяный)
5-14
4.18
51*
61.7
21.2
25.57
0.18
14-17
4.76
4.17
11.7
7.2
38.09
0.29
17-27
5.30
1.55
4.8
4.4
47.83
0.38
27-37
5.64
4.78
5.4
8.8
61.97
0.72
37-46
6.22
2.55
3.4
10.4
75.36
1.03
47-65
6.08
1.56
5.83
12.6
68.37
1.77
Почвы, сформированные в пеплах вулканов северной группы Камчатки
Разрез К 5-02 (окрестности пос. Козыревск, лиственничник травяный)
0-4
5.93
60.9*
23.9
33.2
58.14
0.47
4-8
5.96
1.63
2.46
6.8
73.43
0.41
8 – 12
5.80
2.46
3.81
10.8
73.92
0.47
12 – 14
5.30
1.29
5.45
4.2
43.52
0.42
14 – 18
5.72
1.40
5.60
13.2
70.21
0.60
20.5 – 24
6.12
1.32
3.21
3.6
52.86
0.80
24 – 29
5.89
0.43
1.70
2.0
54.05
0.42
29 – 34
6.13
1.11
3.13
5.4
63.30
1.04
34 – 46
6.28
0.46
1.61
4.2
72.29
0.85
46 – 48
6.24
0.83
2.39
5.6
70.09
0.90
48 – 52
6.38
0.29
0.96
2.4
71.43
0.41
56 – 74
7.09
1.00
2.29
8.0
77.74
1.52
74 – 96
6.76
0.78
1.91
8.0
80.73
1.62
96 – 101
6.78
0.40
1.61
6.8
80.86
0.71
101 – 112
7.07
1.69
2.28
13.2
85.27
1.83
112 – 130
7.19
0.64
1.76
14.4
89.11
0.61
Разрез К 7-02 (окрестности пос. Козыревск, березняк разнотравный из березы японской)
0-4
6.12
60.7*
20.8
37.0
64.01
0.47
4-8
5.60
1.55
4.1
7.5
64.65
0.42
8-14
5.76
2.83
6.7
11.0
62.15
0.38
15-20
5.88
1.50
5.8
4.5
43.69
0.50
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
1
2
3
4
5
6
7
8
Разрез К 9-02 (в 20 км на северо-восток от пос. Ключи, каменный березняк)
АТ
0.5-7
6.20
24.4*
17.4
20.1
53.6
0.26
А1 (П1, Безымянный, 1956 г.)
7-10
5.60
0.66
2.5
1.54
38.12
0.27
ll [А]
10-31.5
5.87
2.76
3.82
2.7
41.41
0.31
ll C (П2, Шивелуч, 1652 г.)
31,5-35
5.99
0.74
1.67
1.41
45.78
0.28
lll [А]
35-51
6.37
1.64
2.46
2.37
49.07
0.48
lll C (П3, Шивелуч, 1034 г.)
51-61
6.51
0.38
1.02
0.39
27.66
0.29
lV [А]
61-71
6.52
1.55
2.46
3.55
59.07
0.70
lVАВ
71-87
6.62
1.55
2.00
3.17
61.31
0.76
lV C (П4, Шивелуч, 653 г.)
87-93.5
6.67
0.41
1.02
1.58
60.77
0.34
V [А]
93.5-98
6.68
1.26
1.93
2.78
59.02
0.70
V АВ
98-130
6.79
0.85
2.00
2.38
54.34
1.06
V C (П5, Ксудач, 236 г.)
130-139
6.85
0.48
1.28
3.19
71.36
0.64
Vl [А]
139-155
6.62
0.83
1.66
2.35
58.60
0.85
Разрез К 10-02 (база «вулканологов» на конусе «Д» Ключевской сопки, субальпийский луг)
АТ
1-6.5
5.64
10.0*
12.1
4.9
0.29
0.29
А1 (П1, Безымянный, 1956 г.)
5-10
5.63
0.78
2.98
0.97
24.56
0.35
ll [А]
10-44
5.64
1.86
3.58
1.72
32.45
0.47
ll C (П2, Шивелуч, 1652 г.)
44-46
5.66
1.03
1.92
1.1
36.42
0.33
lll [А]
46-76
6.35
1.75
2.79
2.0
41.75
0.58
lll C (П3, Шивелуч, 1034 г.)
73-85
6.14
0.35
1.06
0.39
26.90
0.41
Разрез К 11-02 (база «вулканологов» на конусе «Д» Ключевской сопки, ольховый стланик)
АТ
3-8
5.65
20.8*
17.3
9.2
34.72
0.44
А1 (П1, Безымянный, 1956 г.)
8-15
5.40
0.54
2.3
1.5
39.47
0.49
Ll[А]
15-82
5.52
1.95
5.0
3.3
39.76
0.50
ll C (П2, Шивелуч, 1652 г.)
82-85
5.72
0.33
0.97
0.89
47.85
0.43
lll [A]
85-130
6.15
1.55
2.6
3.0
53.57
0.80
Разрез К 12-02 (база «вулканологов» на конусе «Д» Ключевской сопки, горная тундра
А1 (П1, Безымянный, 1956 г.)
1-12
5.91
10.7*
10.8
6.1
36.09
0.44
ll [A]
12-38
5.73
1.15
2.0
1.3
39.39
0.50
ll [A]
36-61
6.16
1.62
2.4
3.7
57.81
0.60
lll [A]
67-76
6.35
1.25
2.0
3.1
60.78
0.72
Примечание. * - потери при прокаливании.
Анализы выполнены в химической лаборатории НИГТЦ ДВО РАН. Аналитики М.Д. Колтыпина, Л.Д. Зернова.
9
10
0.35
1.12
0.56
0.32
0.27
0.53
0.83
0.75
0.24
0.51
1.15
0.53
0.96
0.23
0.31
0.47
0.31
0.26
0.62
0.90
0.94
0.29
0.66
1.16
0.71
0.85
0.59
1.44
0.51
0.32
0.53
0.35
0.28
0.42
0.54
0.36
0.75
0.35
0.33
1.43
0.36
0.17
0.65
0.26
0.37
0.42
0.21
0.74
0.60
0.29
0.43
0.55
0.26
0.32
0.49
0.61
НЕКОТОРЫЕ ВОПРОСЫ ЭВОЛЮЦИИ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОЧВ КАМЧАТКИ
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Таблица 2. Продолжение.
143
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЗАХАРИХИНА
Таблица 3. Количественный минеральный состав вулканических пеплов
Возраст и
принадлежность пепла
Место отбора
Окрестн.
Ксудач, 1907
Петропавловскаг.
Камчатского
Окрестн.
Опала, 606 г. ПетропавловскаКамчатского
Окрестн.
Опала, 606 г.
пос. Начики
Непознанный Средн. течен. р.
2920 л.н.
Ича
Окрестн.
Ксудач, 236 г. ПетропавловскаКамчатского
Хангар, 5769 Средн. течение р.
до н.э.
Ича
Минеральный состав, %
Глубина
отбора,
Вулканичес
см
Плагиоклазы Пироксены Кварц Биотит
кое стекло
4-6
65
10
7
7
н/о
10-13
80
10
3
5
2
10-16
80
6
2
6
1
9 –12
90
3
2
5
н/о
15-17
90
3
3
3
н/о
20 – 25
85
5
3
5
1
Приложение к табл. 1, 2. Каталог индексов генетических горизонтов
Индекс
АТ
Ad
Вhf
[A]
Вохр
С
D
144
Название горизонта
Грубогумусовый
Дерновинный
Иллювиальный гумусово-железистый
Погребенный гумусовый
Охристый иллювиально-метаморфический
Материнская почвообразующая порода
Почвоподстилающая порода
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ÂÅÑÒÍÈÊ ÊÐÀÓÍÖ. ÑÅÐÈß ÍÀÓÊÈ Î ÇÅÌËÅ. 2005. ¹ 5
УДК 551.214
НЕОГЕН-ЧЕТВЕРТИЧНЫЕ ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ОБРАЗОВАНИЯ КАМЧАТКИ И
НЕКОТОРЫЕ ПРОБЛЕМЫ ИХ ВОЗРАСТА И ОБРАЗОВАНИЯ
© 2005 С.Е. Апрелков1, С.В. Попруженко2
1
2
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН г. Петропавловск-Камчатский, бульвар Пийпа 9.
Территориальное агентство по недропользованию по Камчатской области и КАО, Роснедра, МПР РФ.
г. Петропавловск-Камчатский, ул. Мишенная 106.
В статье рассмотрены вопросы локализации, генезиса, морфоструктурных, геологических,
вулкано-структурных и других особенностей вулканов поздненеоген-эоплейстоценового возраста полуострова Камчатка. Особое внимание уделено возрасту активной вулканической деятельности рассматриваемого периода. Приведен краткий ретроспективный обзор представлений
о вулканах, геофизические характеристики отдельных палеовулканов.
ВВЕДЕНИЕ
КРАТКАЯ ИСТОРИЯ ИССЛЕДОВАНИЙ
К древним вулканам Камчатки мы относим
вулканические постройки, сформировавшиеся
в миоцене-плиоцене и эоплейстоцене-раннем
плейстоцене. Выделяются вулканы, действовавшие в позднем неогене и продолжавшие действовать в раннем плейстоцене, часть вулканов
возникла только в раннем плейстоцене. Некоторые из них продолжают свою деятельность и
в настоящее время, например, Жировской
палеовулкан с современными активными гидротермами. Эти вулканы получили широкое
распространение в пределах Центрально-Камчатского вулканического пояса, от южных отрогов Корякского нагорья - на севере до мыса Лопатка - на юге (Апрелков, Жегалов,1972). Встречаются они значительно реже в ЦентральноКамчатской депрессии, в горах Восточной
Камчатки и даже западнее Срединного массива
метаморфических пород, на стыке со структурами Западной Камчатки. В работе рассматриваются вопросы распространения, строения,
условий образования и возраста этих вулканов.
Подчеркивается, что именно на стадии образования этих вулканов островная дуга преобразовалась в вулканический пояс.
Первым, кто внес весьма важный вклад в
изучение вулканических толщ этого возраста,
был известный вулканолог Б.И. Пийп, который
в 1936-1937 гг. на обширной площади изучал
вулканиты, выделив их под названием «андезито-пирокластическая толща» в одном случае
(Пийп,1937) и формация древних лав – в другом (Пийп,1947). В бассейнах рек Авачи, Рассошины, Гаванки и Налачевой андезито-пирокластическая толща перекрывает большую площадь междуречья «в виде мощной коры» и служит пьедесталом для четвертичных вулканов.
Б.И. Пийп (Пийп,1937), учитывая маршрутный
характер исследований, делает весьма осторожные выводы:
1. Толща делится на две части: нижняя
образована преимущественно из обломочного
вулканического материала - туфобрекчии,
туфы, достаточно редкие лавовые прослои. Вторая же часть слагается исключительно из лав.
2. Для туфобрекчий характерно весьма
большое однообразие, что присуще, скорее
всего, для затвердевших грязевых потоков1.
Ëèøü ìíîãî ïîçäíåå, îòòàëêèâàÿñü îò íàáëþäåíèé Á.È. Ïèéïà,
Â.Ê. Ðîòìàí (Ðîòìàí,1963) âûäåëèò âóëêàíîãåííî-ìîëàññîâóþ ôîðìàöèþ àëíåéñêîé ñåðèè, â êîòîðîé çíà÷èòåëüíóþ
ðîëü èãðàþò ëàõàðû.
1
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
145
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АПРЕЛКОВ, ПОПРУЖЕНКО
3. Андезито-пирокластическая толща образовалась не в четвертичное время, о чем свидетельствуют следующие обстоятельства: а) толща
подверглась сильнейшему размыву, особенно
на тех участках, которые оказались заметно
поднятыми вследствие дальнейших вертикальных подвижек; б) хорошая разработанность
долин в породах толщи; в) наличие признаков
ледниковой обработки отдельных массивов,
сложенных из рассматриваемых пород; г) широкое проявление в породах толщи сбросовых
дислокаций. Свежесть же пород толщи, добавляет далее Б.И. Пийп, не позволяет отодвинуть
эпоху их образования далеко в глубь третичного
времени. Он высказывает предположение, что
андезито-пирокластическая толща образовалась в результате трещинных извержений,
потому что большая протяженность, отсутствие
пористости указывает на то, что лавы были
достаточно жидкими, что приближает их к
базальтам, хотя не совсем обычными для трещинных извержений являются обилие пирокластичекого материала и андезитовый, в общем, состав лав, но, возможно, они не нашли
остатков вулканов центрального типа которые
могли быть здесь в прошлом.
В районе Курильского озера (междуречье
Озерной, Голыгиной, Ходутки) Б.И. Пийп
(Пийп,1947) выделяет формацию древних лав,
во многом аналогичную андезито-пирокластической толще, предположительно неогенового, а может даже плиоценового возраста.
Толща образует плато, которое, может рассматриваться как результат извержений теперь не
сохранившихся вулканов центрального типа.
Геологи, проводившие мелкомасштабную
гидрогеологическую съемку на юге Камчатки
(О.Н. Толстихин, В.М. Чапыжев, 1952 г.), особо
не продвинулись в изучении этих вулканов,
которые часто относили к четвертичным или, в
лучшем случае, плиоцен-четвертичным образованиям.
В Срединном хребте, где вели геологическую съемку масштаб 1:1000000 (В.А. Ярмолюк,
Ю.В. Жегалов, Ю.В. Макаров, 1952-1954 гг.),
эта толща получила название «алнейская серия», которая сопоставлялась с верхами осадочных пород Западной Камчатки - кавранской
серией верхнемиоцен-плиоценового возраста
(по легенде 1974 г.- миоцен).
Вулканологи тогда плотно занимались изучением действующих или потухших вулканов
более позднего происхождения, лишь в начале
146
70-х годов ХХ в. Н.В. Огородов и др. изучили
несколько хорошо сохранившихся раннеплейстоценовых вулканов Срединного хребта (Большая Кетепана, Уксичан и др.) уже после того,
как там прошли среднемасштабные геологические съемки (Огородов и др.,1972).
Пожалуй, первым научным сообщением о
наличии на Камчатке неоген-четвертичных
вулканов следует считать публикацию Г.М. Власова «Четвертичные вулканы Северной Камчатки (Власов,1956). Обоснование их возраста
он не приводит, но указывает, что они возвышаются над плато на 300-400 м, в руинах их
легко угадывается периклинальное залегание и
кратеры до 1 км в поперечнике с обрывистыми
краями до 200-500 м высотой. Характерной
особенностью этих вулканов (Обручева, Красный откос) является широкое развитие на вулканах полей гидротермально измененных пород,
в которых, очевидно, содержится сера. Г.М. Власов также упоминает, что В.А. Ярмолюк описал
хорошо сохранившиеся четвертичные вулканы
в районе рек Опуха и Пахача. Он также высказывает предположение, что едва ли не большая часть
эффузивов Срединного хребта относится не к
четвертичным, а к третичным образованиям.
Сообщение о древнем вулкане Шапочка в
бассейне реки Плотниковой и Банной опубликовали В.И. Тихонов и В.А Кегай в 1960 г. Никаких соображений о возрасте вулканов авторы
не приводят.
Дальнейшая история выявления вулканических центров среди отложений алнейской
серии и древнечетвертичных базальтов связана
с проведением геологических съемок масштаба 1:200000. Были открыты Китхойский, Пиначевский, Жировской вулканы (Апрелков,
1964,1966,1969). На юге полуострова (Шеймович,1966) выделяются две цепи древних вулканов – Ильинская и Голыгинская, при этом
В.С. Шеймович сделал ошибочный вывод, что
древние вулканы по форме и размерам были
близки к современным. Позже, древние вулканические центры устанавливаются в центральной и северной части Срединного хребта. Ниже
мы рассмотрим основные особенности строения древних вулканов.
РАСПРОСТРАНЕНИЕ ВУЛКАНОВ
Анализ геологических карт масштаба 1:200 000,
объяснительных записок к ним, изданных или
подготовленных к изданию, результаты более
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АПРЕЛКОВ, ПОПРУЖЕНКО
детальных съемок, тематических и опубликованных работ позволил нам составить схему
распространения неоген-нижнечетвертичных
вулканов Камчатки. Разумеется, схема не претендует на исчерпывающую полноту, но на ней
отчетливо видно, что большинство древних
вулканов сосредоточено в Центрально-Камчатском вулканическом поясе и незначительное
количество в других районах (рис.1). В поясе
они прослеживаются от юга Корякского нагорья вдоль Срединного хребта до Срединного
выступа метаморфических пород, в котором
также размещается один древнечетвертичный
базальтовый вулкан в основании современного
влк. Хангара.
Некоторый разрыв в распределении вулканов наблюдается на участке Срединного хребта, между верховьями Ваямполки-Начики - на
севере и верховьями Тигиля-Крюки - на юге. На
этом участке неоген-четвертичные вулканы как
бы отсутствуют, но именно здесь, особенно на
восточных склонах Срединного хребта, находятся крупные платообразные горы, сложенные
базальтами. Реконструкция древних вулканических центров затрудняется обилием в
приводораздельной части хребта молодых вулканов и протяженных лавовых потоков.
Продолжение вулканов от Срединного хребта (бассейн реки Кирганик) находится на юговосточном побережье. В переходной зоне (бассейны рек Средней Авачи, Денохонок, Кавыча)
вулканы практически разрушены.
В Центральной Камчатке (реки Ича, Тигиль) вулканы образуют, как минимум, три
параллельные гряды (Ичинская, Уксичанская,
Козыревская) (рис. 2). На отшибе стоят вулканы
Малая Кетепана, Большая Кетепана и др. В
районе перешейка вулканы группируются в две
линии (рис. 3). На крайнем юге, по-видимому,
можно выделить три ряда вулканов.
Вулканы Большая Ипелька (эоплейстоцен)
и Малая Ипелька (поздненеогеновый), расположенные в Голыгинском прогибе, представляют, очевидно, обособленную ветвь. Продолжением этой цепочки являются, по-видимому,
небольшие вулканы плиоценового возраста Кихчикской и Кольской групп, закартированные
Д.А. Бабушкиным (1984 г). Кроме того, в результате бурения структурно-параметрических
скважин в приустьевой части реки Опалы
открыта погребенная вулканическая постройка
диаметром порядка 15 км. Мощность вулканитов, представленных двупироксеновыми и
148
пироксен-роговообманковыми андезибазальтами, андезитами, а в верхней части - дацитами
и туфами, составляет 400-1100 м. Они залегают
на метаморфизованных образованиях кихчикской серии (верхний мел) и перекрыты осадками кулувенской-вивинтекской свит и, таким
образом, представляют собой фациальные аналоги гакхинской, утхолокской свит и анавгайской серии других районов. Этот вулкан лежит
в той же цепочке, что и Мал. Ипелька и Бол.
Ипелька.
Одиночные вулканы находятся в ЦентральноКамчатской депрессии: преимущественно
древнечетвертичный - Хайлюля, поздненеогеново-древнечетвертичный массив горы Увальной и высоты 1483 (к северо-востоку от Шивелу-а) и одновозрастный ему вулкан Николка.
Сравнительно немногочисленны и проявления
древнего вулканизма в Восточных хребтах
Камчатки - плиоцен-четвертичный Начикинский на полуострове Озерном, древнечетвертичный вулкан массива горы Шиш, крупнейший поздненеоген-четвертичный вулкан ВерхнеБогачевский, древнечетвертичный щитовидный влк. Шмидта. Следует, правда, предполагать наличие древних щитовых построек в
основании вулканов Большой Семячик, Малый Семячик и Жупановские востряки.
МОРФОЛОГИЯ И РАЗМЕРЫ ВУЛКАНОВ
Сохранность древних вулканических построек варьирует в широких пределах: от
хорошо сохранивших черты вулканов, до
практически полностью разрушенных, особенно на участках, испытывавших поднятие или
неоднократные тектонические подвижки. Наиболее хорошо сохранились многие древнечетвертичные щитообразные вулканы, особенно
образовавшиеся несколько в стороне от вулканического пояса, например, такие как Большая
Кетепана (Кытэпана), Чекчебонай и др., располагающиеся среди отложений кавранской серии
Паланского прогиба, или вулкан Большая Ипелька в Голыгинском прогибе, полностью компенсированного осадочными отложениями палеогена-неогена.
Они не похожи на позднеплейстоцен-голоценовые стратовулканы, достигающие высоты
3 км и более, как писал об этом В.С. Шеймович.
Это преимущественно пологие щитовидные
постройки различного диаметра, от мелких (810 км) до гигантских (50 км). Так, в окружении
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НЕОГЕН-ЧЕТВЕРТИЧНЫЕ ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ОБРАЗОВАНИЯ КАМЧАТКИ
Рис. 2. Геологическая схема некоторых вулканов Центральной Камчатки. 1 - докайнозойские
образования; 2 - вулканогенные, вулканогенно-осадочные отложения анавгайской серии; 3 - то
же, алнейской серии; 4 - рыхлые четвертичные отложения; 5 - голоценовые вулканиты; 6 - то же,
средне-верхнеплейстоценовые; 7 - древнечетвертичные базальты, андезибазальты; 8 - интрузивно-субвулканические комплексы неогенового возраста; 9 - шлаковые конуса; 10 - конусовидные вулканы; 11 склоны щитовидных вулканических построек; 12 границы кальдер различного генезиса; 13-14 _ предполагаемые (13) и установленные (14) разломы. Номерами в
квадратах отмечены вулканы (см. рис.1)
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
149
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АПРЕЛКОВ, ПОПРУЖЕНКО
Рис. 3. Геологическая схема некоторых вулканов в бассейнах рек Кахтаны-Хайлюли. 1 рыхлые четвертичные отложения; 2 - плейстоцен-голоценовые вулканиты; 3 - эоплейстоценовые вулканиты; 4 - осадочные отложения неогенового возраста; 5 -вулканогенные отложения алнейской серии; 6 - палеоген-неогеновые осадочные отложения; 7 - вулканогенные
отложения анавгайской серии; 8 - верхнемеловые вулканогеннокремнистые отложения; 9 интрузивно-субвулканические комплексы различного состава; 10 - разломы; 11 - кальдеры; 12 склоны щитовых вулканов; 13 - конусовидные плейстоцен-голоценовые вулканы; 14 - шлаковые конуса. Номерами в квадратах отмечены вулканы (см. рис.1).
Пра-Ичинского щитовика находятся более мелкие щитовидные низкие конусы диаметром 810 км – Этопань, Носичан, Панкау, Белоголовый и др. Обычно они сильно расчленены
троговыми долинами. Залегание покровов лав
на периферии составляет 5-70, в привершинных
частях – 15-200.
Один из самых крупных - конус Большая
Ипелька (гора Хребтова,1189 м) имеет диаметр
основания почти 50 км в северо-восточном
сечении и 35 км в северо-западном. В привер150
шинной его части, которая первоначально, возможно, была выше на 150-300 м, сосредоточены
дайковые поля и экструзии андезитов прижерловой фации (Шеймович и др.,1978). На
космическом перспективном снимке вулкан
представляет слегка вытянутую лепешку с
радиальной системой водотоков, занимающую
добрую половину Западно-Камчатской низменности. Неплохо сохранился вулкан Большая
Кетепана (1501 м) с эрозионной кальдерой и
экструзивным куполом андезитов в центре.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НЕОГЕН-ЧЕТВЕРТИЧНЫЕ ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ОБРАЗОВАНИЯ КАМЧАТКИ
Рис. 4. Схема строения вулкана Бонгабти. 1- эоплейстоценовые базальты; 2 -плиоценовые
игнимбриты; 3 - отложения алнейской серии; 4 - отложения березовской свиты; 5 - экструзии дацитов; 6 - жерловое тело долеритов;7 - радиальные дайки базальтов; 8 - тектонические нарушения; 9 - гребень кальдеры; 10 - элементы залегания.
Характерно, что в привершинной части этого
вулкана, превышение которой над основанием
составляет не более 500 м, зафиксирован
гравитационный максимум, отмечающий невскрытое магматическое тело. Подобные же
аномалии отмечаются над вулканами, расположенными рядом – Мал.Кетепана, Янга-Ягай,
Уксичан.
Следует еще упомянуть о древнеплейстоценовом вулкане Бонгабти, находящимся в
довольно эродированной зоне Срединного
хребта. Это крупный полигенный лавовый
вулкан, занимающий междуречье левых притоков р. Быстрой-Козыревской, Димшикана,
Оемтевлана, имеет диаметр около 10 км. Диаметр вулкана, возможно, был больше, так как
отдельные останцы покровов лав встречаются
в его окрестностях. Наивысшая отметка вулкана
1823 м, подошва отложений вулкана находится
на абсолютной высоте 1300-1400 м. Вулкан
представляет собой пологий конус с обширной
(3 км) и глубокой кальдерой в центре (рис. 4),
фиксирующейся локальным гравитационным
минимумом. В кальдере и на склоне вулкана
вскрываются отложения фундамента, представленные вулканитами Березовской свиты и
алнейской серии. Крутые обрывистые стенки
кальдеры имеют высоту 300-400 м. В самом
днище кальдеры выделяется куполовидная возвышенность (600х800х(250-300)м), представляющая жерловую интрузию долеритов. Стенки
кальдеры расчленены многочисленными радиальными, кольцевыми пластовыми дайками
базальтов (рис. 5).
Из вулканов поздненеогенового-древнечетвертичного возраста наибольшей сохранностью форм отличается крупный щитовой
вулкан Уксичан (диаметром около 50 км),
строение которого освещено в ряде работ
(Василевский и др.,1977; Огородов и др., 1967;
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
151
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НЕОГЕН-ЧЕТВЕРТИЧНЫЕ ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ОБРАЗОВАНИЯ КАМЧАТКИ
Рис.1. Схема распространения верхненеогеновых нижнечетвертичных
вулканов (1.) Вулканы: 1- Лебединский; 2- Луяннываямский; 3.- Гульвитахелинский; 4 -Красногорский (1-4,
Л.И. Кравченко, лист P-58-XXXII,
1987); 5.- Анангрынский; 6 -Кэльмаунский (А.К. Боровцев, лист O-57-XII,
1985); 7. - Веемгеветер (Ю.И. Новоселов, лист O-58-VII, 1968); 8. - Тутхливаямский; 9 - Озерновский; 10 Гильмильваямский; 11 – Коркаваямский; 12 - Каменный (А.К. Боровцев,
лист O-57-XII, 1985); 13 - Жиловской;
14 - Верхне-Кутинский;15 - Хайлюля;
16 - Право-Начикинский (С.Е. Апрелков,1979); 17 - Начикинский (А.Ф. Литвинов, 1991); 18 - Большая Кетепана;19 - Малый Чекчебонай; 20 - Мал.
Кетепана; 21- Большой Чекчебонай; 21а Большой; 22 -Переваловый (Н.В. Огородов,1972, В.М. Гундобин, лист O-57XXII,1974); 22а - Ленинградец; 23 Увальный (Б.И. Сляднев, лист O-57XXXIII); 24 - Огонсиглы (В.С. Шеймович, лист O-57-XXXIV); 25 - ЯнгаЯгай; 26 - Уксичан (В.М. Гундобин,
лист O-57-XXXIII; С.Е. Апрелков, лист
N-97-III, 1968, Н.В. Огородов и др.1972);
27-Бонгабти; 28 - Одьюка (С.Е. Апрелков, лист N-57-III); 29 - Шиш (лист N57-VI); 30 - Пра-Ичинский (М.Г.
Патока, лист N-57-II); 31 - Оччамо; 32
-Иракан (С.Е. Апрелков, лист N-57III, 1968); 33 - Кетачанский; 34 - ПраЧерпук (М.Г. Патока, лист N-57-II,
Н.В. Огородов,1976); 35 - Агинский
(Ю.И. Харченко,1968); 36 - Верхнекимитинский (С.Е. Апрелков, лист N-57III, 1968); 37 - Балхач (В.А. Кучуганов,1970); 38 - Гусиный (Ю.А. Новоселов, лист N-57-IX, 1966); 39 -Николка (В.И. Олейник, лист N-57-X,1970);
40 - Сохатый (Ю.А. Новоселов, лист N57-IX, 1966); 41- Верхне-Богачевский
(С.Е. Апрелков и др.,2004); 41А –
вулкан Шмидта; 42 - Кольская группа
(Д.А. Бабушкин, лист N-57-XIX, 1983);
43 - Южно-Гаванский; 44. - Китхойский (С.Е. Апрелков, лист N-57XXI, 1965); 45 - Кихчикская группа (Д.А. Бабушкин, лист N-57-ХI, 1983; 46 - Пиначевский (С.Е. Апрелков,
лист N-57-ХХI, 1965); 47 - Большая Ипелька (В.С. Шеймович и др); 48 - Шапочка (В.И. Тихонов,В.А.
Кегай, 1960); 49 - Пра-Опала (В.С. Шеймович); 49А - Мал. Ипелька (П.А. Коваль, лист N-57-ХХХI, 1984);
50 - Жировской (Ю.М. Слепов, лист N-57-III, 1964); 51. - Нижнее-Галыгинский; 52 - Сыпучая; 53 - ПраКсудач; 54 - Кузанек; 55 - Вестник (В.С. Шеймович, лист N-57-II); 56-Явинский; 57 -Орлинок-КрылоШумная; 58 - Третьей Речки; 59 - Древне-Кошелевский (Апрелков,1960); 60 - Дед и Баба; 61 - Лопаткинский-1;
62 - Лопаткинский-2 (В.С. Шеймович, 1976).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
147
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АПРЕЛКОВ, ПОПРУЖЕНКО
Рис. 5. Руины Право-Начикинского вулкана. 1 - туфы; 2 - радиальные дайки базальтов; 3 - пластовая
дайка базальтов.
Огородов и др.,1972), поэтому на его характеристике мы останавливаться не будем. Сильно
эродированный (до основания) Жировской
вулкан имеет широкую кальдеру диаметром
около 6 км, четкое периклинальное залегание
отложений алнейской серии (на юго-восточном
склоне остатки потоков древнечетвертичных
базальтов). В основании залегают олигоценмиоценовые отложения с интрузией габбродолеритов, создающей локальную гравитационную аномалию (Апрелков и др.,1964; Геологическое строение...,1989).
Останцы крупнейшего на Восточной Камчатке Верхнее-Богачевского палеовулкана, расположенного к северо-западу от Кроноцкого
полуострова, представляют собой, в основном
восточную часть постройки (Апрелков и др.,
2003). В верховьях рек Восточной и руч. Дроздовского прослеживается дугообразный гребень
кальдеры, от которой расходится радиальная
система хребтов (Железнодорожный, Чажминский, Гамчен и др.), сложенных отложениями
щапинской, сторожевской свит, выделенных
ранее как алнейская серия, и древнечетвертичными базальтами, которые перекрывают дислоцированные отложения Тюшевского прогиба. Высота гребня кальдеры около 1800 м,
высота внутреннего уступа кальдеры 400-500 м.
Подошва отложений вскрывается на высоте
152
800-900 м. Кальдера фиксируется в поле силы
тяжести обширным гравитационным минимумом, несколько вытянутом в широтном направлении. Минимум имеет два экстремума,
возможно, свидетельствующих о двух основных
очагах извержений. Под отложениями вулкана
Пальцевого выявлены внутрикальдерные отложения (Шанцер и др.,1969), представленные
слоистыми мелкообломочными туффитами
видимой мощностью до 50 м, накапливавшихся
в условиях озерного бассейна. Длина покровов
базальтов, слагающих гребни радиальных хребтов,
достигает 40 км (хр. Железнодорожный назван,
очевидно, за выдержанную ровность этого остатка плато).
Сильной разрушенностью как эрозией, так
и тектоническими подвижками характеризуются некоторые вулканы Центральной Камчатки (Огонсиглы, Одьюка, Иракан, Балхач и
др.) и Камчатского перешейка (Веемгеветер,
Тутхливаямский, Жировской, Хайлюля и др.).
Они расчленены глубокими долинами и разломами, некоторые сегменты вулканов полностью
размыты и представлены более древними породами фундамента. Но при внимательном наблюдении хорошо фиксируются остатки куэст
центральных котловин (кальдер), периклинальное залегание пород, проявления жерловых
фаций (даек, экструзий) и нередко гидротермально измененных пород.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НЕОГЕН-ЧЕТВЕРТИЧНЫЕ ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ОБРАЗОВАНИЯ КАМЧАТКИ
Довольно хорошую сохранность имеют
вулканы южной части Корякского нагорья (к
западу и северу от залива Увала). Здесь Л.И. Кравченко и В.М. Мишиным (1987 г.) выделены вулканы, сложенные породами корфской свиты
(аналог алнейской серии) –Лебединский и
Красногорский (у Г.М. Власова – Красный
откос), а также отложениями этой серии и
раннеплейстоценовыми базальтами (Луяннываямский и Гулвитахелынский). Возможно,
базальты на двух первых уничтожены эрозией.
Это щитовидные, или, как пишет Г.М. Власов,
куполовидные постройки диаметром 20-25 км
и высотой не более 500 м. Они имеют прекрасно
выраженное периклинальное залегание и небольшие экструзивные тела андезитов в центральной части и на склонах.
Таким образом, большинство сохранившихся вулканов имеет щитовидную форму
разных размеров. От сильно разрушенных вулканов обычно остаются плато, сложенные базальтами.
СОСТАВ, ФАЦИИ ОТЛОЖЕНИЙ
Алнейская серия характеризуется в целом
андезибазальтовым составом и некоторым
раскислением пород снизу вверх по разрезу, но
имеет пестрый литологический состав отложений, среди которых можно выделить следующие фации: молассовую, вулкано-терригенную, эффузивно-пирокластичекую. Нередко в разных частях ее разреза появляются
вулканиты кислого состава, в том числе и игнимбриты. Последние иногда разделяют отложения алнейской серии и эоплейстоценовые
базальты.
Моласса представлена как морскими, так и
континентальными образованиями (конгломераты, часто валунные, гравелиты, туфопесчаники, туффиты и т.д.), чаще встречаются в
краевых частях Срединного хребта, на склонах
Центрально-Камчатской депрессии и реже - в
приводораздельной части хребта.
В районе р. Кававля (левый приток р. Быстрой-Козыревской) В.С. Шеймович наблюдал
угловое и азимутальное несогласие между молассовой фацией алнейской серии и подстилающей березовской свитой (Шеймович,1970).
Моласса представлена морскими и континентальными отложениями (туффиты, валунные
конгломераты, туфопесчаники, туфы мощ-
ностью 320 м). Выше залегают эффузивнопирокластические отложения.
В южной части Корякского нагорья моласса
залегает под эффузивно-пирокластическими
отложениями, обычно в краевой части вулканов, и представлена гравелитами, песчаниками, туфопесчаниками, конгломератами,
пропластками углей (Л.И. Кравченко, 1987;
В.И. Голяков, 1980). На западных отрогах
Срединного хребта (бассейн рек Хайрюзовой и
Белоголовой) Н.Ф. Данилеско (1983) установлены две молассовые фации. Нижняя моласса
(песчаники, алевролиты, конгломераты, гравелиты, туфы туффиты) с морской фауной верхнего плиоцена связана постепенным переходом
с толщей базальтов, долеритов, трахибазальтов,
туфов и туфобрекчий мощностью 60-300 м. Эта
толща перекрыта валунными конгломератами,
на которых залегают лавы андезитов, дациандезитов, дацитов, а также туфы, туфобрекчии
(250-300 м). Завершается разрез также эффузивно-пирокластическими породами – двупироксеновыми андезитами с редкими прослоями туфов (около 700 м).
Интересно, что на юге Корякского нагорья
выше молассы с фауной миоцена залегает толща
относительно кислого состава – андезиты, дациандезиты, риолиты, туфы кислого и среднего
состава и туфогенно-осадочные породы (400 м),
а выше наблюдаются более основной и щелочной разрез - андезиты, трахиандезиты, трахибазальты, трахиандезибазальты их туфы (300 м),
содержащие спорово- пыльцевой спектр с
одиночными представителями теплолюбивой
флоры – ореха, дуба, вяза (миоцен - эрмановская свита, Л.И. Кравченко, 1987). Трахиты
в составе алнейской серии встречаются и на
перешейке р. Валовеем (Н.Т. Демидов, 1972).
В составе алнейской серии преобладает эффузивно-пирокластическая фация к которой
мы относим и лахаровые брекчии. Они наблюдаются в разрезе Китхойского вулкана (верхний
миоцен-плиоцен) над базальтами и андезитами.
Состав преимущественно грубообломочный.
Туфы дациандезитового состава отмечаются
изредка в средней части разреза (гора Оленья,
мощность около 100 м) и отдельные пласты (1015 м) в верхней части разреза (р. Шайбная).
Близок по строению и составу к Китхойскому
вулкан Южно-Гаванский. Он отличается горизонтом дациандезитовых игнимбритов (около
100 м), прослеживающихся между алнейской
серией и нижнеплейстоценовыми базальтами
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
153
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АПРЕЛКОВ, ПОПРУЖЕНКО
Рис. 6. Залегание игнимбритов под эоплейстоценовыми базальтами на правобережье р. БыстройКозыревской. 1 - конусы плейстоцен-голоценовых вулканов; 2 - эоплейстоценовые базальты; 3 - плиоценовые игнимбриты (голыгинская свита).
на северо-западной окраине вулкана, а также
под останцами платобазальтов горы Высокой
(водораздел рек Лев. Авачи, Гаванки, Кавычи).
Подобный же горизонт игнимбритов нами
выделен и прослежен в Центральной Камчатке
под базальтами вулкана Оччамо, по правобережью р. Быстрой-Козыревской, Сухарики и
Стево. Мощный (до 200-250 м) горизонт риолито-дацитовых игнимбритов наблюдался в
верхних частях разреза серии на правобережье
р. Оемтевлан, где они перекрыты нижнеплейстоценовыми базальтами (рис. 6). Центры игнимбритовых извержений установить не удалось.
В Быстринском хребте (рр. Кававля, Сехлун,
Кахтун и севернее) установлено несколько
горизонтов игнимбритов (Патока и др.,1989):
один из них отмечается в разрезе алнейской
серии, второй – между алнейской серией и
нижнечетвертичными базальтами (вулкан Огонсиглы) и третий - перекрывает нижнечетвертичные базальты. Надо сказать, что отдельные
находки игнимбритов дациандезитового состава наблюдались нами на нижнечетвертичных
базальтах на юго-западном склоне вулкана
Уксичан, однако масштабы их распространения
установить не удалось. К подобным же образованиям относятся и игнимбриты, венчающие
разрез древнечетвертичных базальтов щитового
154
вулкана, служащего фундаментом вулкану
Горелый.
На Восточной Камчатке игнимбриты (до
250 м) подстилают нижнечетвертичные базальты вулкана Верхнее-Богачевский (верхнесторожевская свита, А.Г. Цикунов, В.И. Олейник, 1971).
На Камчатском перешейке, в бассейне р.
Хайлюли Н.Т. Демидов (1972) наблюдал довольно типичный для алнейской серии разрез:
1. Нижняя часть-конгломераты, гравелиты, песчаники. Мощность 200-250 м.
2. Средняя часть - андезиты, андезибазальты их туфы и туфобрекчии – 200-250 м.
3. Верхняя часть- дациты, дациандезиты,
игнимбриты, туфы -500 м.
Таким образом, несмотря на преобладающий андезибазальтовый состав серии, игнимбриты кислого состава в разных частях разреза являются довольно обычным явлением.
Толща нижнеплейстоценовых базальтов и
андезитов с подчиненным количеством пирокластичеких пород на унаследованных с неогена вулканах залегает обычно на отложениях
алнейской серии с размывом (часто с валунногалечниковыми конгломератами в основании
или не очень мощной корой выветривания) и
небольшим несогласием. На отдельных эоплей-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НЕОГЕН-ЧЕТВЕРТИЧНЫЕ ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ОБРАЗОВАНИЯ КАМЧАТКИ
стоценовых вулканических центрах базальты
залегают несогласно не только на породах алнейской серии, но и на отложениях анавгайской
серии, а часто и на других более древних образованиях. Разрез лав обычно заканчивается
пачкой двупироксеновых андезитов (до 200 м).
На юге Корякского нагорья (р. Альховаям),
кроме обычных оливиновых базальтов, присутствуют и трахибазальты, а на вулкане Уксичан отмечаются трахиандезиты. Общая
мощность лав обычно достигает 500 м, иногда
до 600-700 м (Верхнее-Богачевский вулкан). В
ряде случаев покровы нижнеплейстоценовых
лав перекрывают породы кислого состава,
которые датируются обычно средним плейстоценом –игнимбриты риолиты, дациты,
пемзы, туфы (вулканы Огонсиглы, верховья
Хайрюзовки, Пра-Горелый и др.).
ВОЗРАСТ И УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ
Из-за сравнительно малого числа находок в
отложениях алнейской серии остатков фауны и
флоры вопрос о возрасте алнейской серии всегда был актуальным и вызывал очень острую полемику в геологической литературе (Апрелков,1966; Гладенков, 1965; Шанцер, 1968). В 1974 г.
на межведомственном стратиграфическом совещании (г. Петропавловск-Камчатский) было
принято считать возраст кавранской серии миоценовым, а для алнейской серии была оставлена
прежняя датировка – верхний миоцен-плиоцен.
Ранее предпринимались неоднократные
попытки пересмотреть возраст алнейской
серии. Так, Ю.В. Гладенков (Апрелков,1966), по
результатам исследований в бассейне р. Еловки,
отнес к «алнейской серии» эффузивно-пирокластические породы, залегающие выше осадочно-пирокластических и пирокласто-осадочных
пород с кавранской фауной. В 1968 г. А.Е. Шанцер (Шанцер,1968) выделяет в бассейне р. Еловки (Шишель, Кунхилок) и южнее (гора Алней,
р. Крерук) кавранскую серию в вулканогенных
фациях среднего-позднего миоцена, сопоставляя с вулканогенной березовской свитой (средний миоцен), и крерукский вулканогенный
комплекс среднего-верхнего плиоцена , который, по его мнению, полностью соответствует
алнейской серии. Позднее (Шанцер,1980) он
пересматривает свои представления и выделяет
кахтунскую свиту нижнеплиоценового возраста, которая несогласно лежит на кававлинской (березовской) свите, сложенной породами
кислого состава нижне-среднемиоценового
возраста, и крерукский вулканогенный комплекс верхнего плиоцена, залегающий на кахтунской свите несогласно. Кахтунская свита по
притокам р. Еловки, Кахтуну, Крюки охарактеризована фауной какертской и эталонской свит,
т.е. кахтунская свита, несмотря на вулканогенный состав, отвечает свитам кавранской серии.
Что касается крерукского вулканогенного
комплекса, который, по заключению А.Е. Шанцера (Шанцер и др.,1980), представляет собой
верхнеплиоценовый структурный этаж, отделенный от кахтунской свиты стратиграфическим перерывом, а на отдельных участках - и
угловым несогласием, то верхнеплиоценовый
возраст его автор обосновывает материалами
палеомагнитных определений и данными
спорово-пыльцевого и диатомового анализов.
Эти результаты весьма разноречивы и не приводят к однозначному заключению. Геологи
ВАГТа3 А.А. Розенкранц, В.В. Ковалев и Т.М.
Смеловская, которые проводили тематические
исследования в 1967 г. в тех же местах, что и А.Е.
Шанцер, установили, что крерукский вулканогенный комплекс соответствует повсеместно
выделенным геологами раннеплейстоценовым
базальтам.
Мы провели небольшую выборку определения возраста разными методами вулканогенных образований, главным образом, Срединного хребта (таблица). Из таблицы следует,
что определения фауны и флоры соответствуют
чаще всего верхней половине кавранской серии
Западной Камчатки (верхнему миоцену - этолонской и эрмановской свитам). Вулканогенноосадочные отложения, залегающие в основании
серии, часто относят непосредственно к ильинской свите (по фауне и флоре). Л.В. Заботкин
(1974 г.) вулканогенные образования в верховьях рек Правой Начики, Уки, притоков рек
Еловки картировал как свиты кавранской серии
(этолонскую, эрмановскую свиты по спровопыльцевым спектрам). Но подстилают эти
свиты вулканогенно-осадочные образования
(андезиты их туфы, андезибазальты, базальты,
их туфы, риолиты, дациты с туфогенно-осадочными породами со слоями углей) с теплолюбивой флорой не моложе среднего миоцена
(Челебаевой,1971).
Большинство определений абсолютного
возраста, за редким исключением (39 млн. лет
3
Всесоюзный аэро-геологический трест.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
155
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
156
Таблица. Некоторые определения возраста вулканогенных образований.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Миоцен-плиоцен,
алнейская серия
Фауна
(корфская серия)
(2-эффузивнопирокластическая,
Флора
1-вулканогенноосадочная)
Абс. возраст
(K-Ar),
млн. лет
Спора,
пыльца
1
2
3
4
5
7
1.62-1.8
1.65-2.00
8
9
1.8
10
11
12
0.7
3-7
Эрмановской
1. Миоцен
2. Эрмановской
Эрмановской,
этолонской
Поздний
неоген
Какертской
Миоцен
Поздний
неоген
15 и 5
От 8 до 3.9
12.0
Верхний
миоцен
Эрмановской
миоцен
15.8;15.6;
13.0 14.6;13.9;
19;13
4.6;5
.2
5.35±0.75
дайка
базальтов
11.5±0.1
Средний
миоцен
Средний
миоцен
Фауна
Олигоцен-миоцен,
березовская свита
(анавгайская серия)
6
АПРЕЛКОВ, ПОПРУЖЕНКО
Спора,
пыльца
Литературные источники
Залегает между
ильинской и
эрмановской
Стратиграфические
Методы
подразделения, определения
местная шкала
возраста
Палеомагнитные
Эоплейстоценовые
Абс. возраст
базальты (? Q )
(K-Ar),
млн. лет
Флора
Средний
миоцен
Абс. возраст
(K-Ar),
млн. лет
От 14.5
до 19.0
Ранний
миоцен
Средний
миоцен
20
35.6;
21.0-34.9
14-21
9.3;
12.5
Нижний
средний
миоцен
От 13±3
До 21.5±5
1 - Л.И. Кравченко, В.Ф. Мишин (P-58-XXX),1987; 2 - В.И. Голяков (P-58-XXX, О-58-II),1980; 3 - В.Ф. Мишин ((P-58-XXXIV, O-58-IV),1985; . - Н.Т. Демидов
(O-58-I,IX),1970; 5 - Ю.А. Новоселов (О-57-V,VI),1972; 6 - Н.Т. Демидов (O-57-VII),1975; 7 - Н.Т. Демидов (O-57-XVIII,O-58-XIII),1972; 8 - А.К. Боровцев (O-58XII), 1985; 9 - В.Н. Гундобин (O-57-XXII),1974; 10 - Л.В. Заботкин (O-58- XXIII), 1974; 11 - Н.Ф. Данилеско (O-57-XXXII),1973; 12 - В.С. Шеймович (O-57XXXIV),1980.
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НЕОГЕН-ЧЕТВЕРТИЧНЫЕ ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ОБРАЗОВАНИЯ КАМЧАТКИ
В.Ф. Мишин, 1985), укладываются в рамки
миоцена-плиоцена. Плиоценовому возрасту
соответствуют датировки 4.6 и 5.2 млн. лет
(А.К. Боровцев, 1985), 7.5 млн. лет (П.В. Заботкин,1974). Приведенные данные позволяют
считать позднемиоцен-плиоценовый возраст
алнейской серии достаточно обоснованным.
В.С. Шеймович и М.Г. Патока (Геологическое строение…,1989), признавая, что вулканы
«алнейского времени» появились в конце миоцена, о чем свидетельствуют находки морских
пелеципод в вулкано-терригенных фациях
подножий вулканических островов (район
Курильского озера), позволяющих датировать
слои миоценом-плиоценом, тем не менее
считают, что максимальная активность вулканизма проявилась в плиоцене, и относят
образования алнейской серии к плиоценовой
андезибазальтовой формации, что представляется не совсем верным, т.к. часто верхняя часть
разреза серии (т.е. вулканогенная) содержит
флору, споры и пыльцу эрмановской свиты,
хотя данные абсолютного возраста не исключают и плиоценовый возраст части серии.
Определения абсолютного возраста эоплейстоценовых базальтов единичны (3-7 млн.
лет, Л.И. Кравченко, В.М. Мишин,1987; 3.3 и
2.5 млн. Крерукский комплекс, А.Е. Шанцер,
Т.С. Краевая,1989). Палеомагнитные характеристики больше свидетельствуют о позднеплиоценовом-эоплейстоценовом возрасте базальтов
(по советской шкале 1964 г.): 1.62-1.80 (эпоха
Гилса) и 1.65-2.05 млн. лет (эпоха Олдувей)Л.И. Кравченко, В.М. Мишин, 1987; 1.8 млн.
лет – А.К. Боровцев,1985; 0.7 млн.лет - эпоха
Матуяма (Л.В. Заботкин,1974). Палеомагнитные характеристики (прямая намагниченность, по современному геомагнитному полю)
подтверждают раннеплейстоценовый возраст
горы Утес Каменистый (фрагмент щитового
вулкана Пра-Опала). Кстати, здесь базальты
перекрывают миоцен-плиоценовые терригенные осадки (Геологическое строение…,1989).
Определения холоднолюбивых споровопыльцевых спектров из чрезвычайно редких
пород базальтов вулкано-терригенных осадков
(дресва, слоистые туфы) не позволяют с уверенностью относить базальты к плиоцену или нижнему плейстоцену, так как резкие похолодания
в северной части Тихого океана наблюдались
неоднократно: на границе миоцена и плиоцена,
во второй половине плиоцена (3.0-3.2 млн.лет;
2.5-1.9 млн.лет, Keller,1979).
В конце среднего миоцена зона ЦентральноКамчатского вулканического пояса представляла собой островную дугу, в позднем миоцене
испытавшую значительное поднятие и значительный размыв. Об этом убедительно свидетельствуют весьма пологие, а то и почти горизонтальные залегания базальных и последующих слоев серии, т.е. нижние горизонты перекрывают довольно сильно пенепленизированную поверхность. Если в нижних горизонтах
часто отмечается морская фауна, то в верхних преимущественно флора, что свидетельствует о
вулканизме в субаэральных, аэральных условиях. Интенсивность вулканизма возрастала,
что приводило к слиянию островов. В плиоцене
уже явно существовал единый вулканический
хребет: островная дуга превратилась в сплошную вулканическую гряду. Конец плиоцена
ознаменовался заметным размывом щитовых
вулканов и последующими, в ряде мест значительными, извержениями игнимбритов с образованием крупных кальдер обрушения , которые
при последующих интенсивных эрозионнотектонических процессах большей частью были
уничтожены. На их возможное существование
указывают геофизические данные (Попруженко
Апрелков, 2000).
В начале плейстоцена, после некоторого периода денудации, а в ряде мест и резких тектонических движений, из древних «алнейских», а
также вновь образованных вулканических центров происходят массовые излияния лав базальтов и андезитов с образованием щитовых
вулканов. В связи с размывом многих построек
они часто именовались как плато-базальты.
Этот этап предшествовал образованию большинства стратовулканов Камчатки.
ВЫВОДЫ
1. В конце неогена, в основном в пределах
ЦКВП, формировались на выравненном фундаменте вулканы щитовидного типа, характеризовавшиеся эффузивно-пирокластической
деятельностью. Среди ее продуктов преобладала
пирокластика: туфы, туфобрекчии, в том числе
и лахаровые, эффузивы андезибазальтового
состава имели подчиненное значение. В ряде
мест проявились и продукты кислого состава:
риолиты, дациты, игнимбриты и туфы.
2. Имеющиеся данные (фауна, флора, абсолютный возраст) позволяют довольно уве-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
157
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АПРЕЛКОВ, ПОПРУЖЕНКО
ренно относить этот этап вулканизма к верхнему миоцену-плиоцену.
3. В плиоцене - раннем плейстоцене после
небольшого перерыва, деятельность древних
вулканов возобновилась массовыми излияниями лав базальтов и андезитов. Возникли и новые щитовые вулканы.
4. Заслуживают изучения гидротермально
измененные породы некоторых кальдер древних вулканов, которые могут быть обогащены
рудными компонентами: ртуть, сера, золото,
серебро и др.
Список литературы
Апрелков С.Е. О возрасте и составе алнейской серии Камчатски // Сов. геология. 1966.
№ 12.С. 135-138.
Апрелков С.Е. Геология поздненеогеновых и
четвертичных вулканов хребта Ивулка на Камчатке // Вулканические и вулкано-плутонические формации. М.: Наука, 1966. С. 56-72.
Апрелков С.Е. Геологическое картирование
неоген-четвертичных вулканов Камчатки //
Методика картирования вулканических формаций. М.: Наука, 1969. С. 100-102.
Апрелков С.Е., Буланова А.Б., Попруженко С.В. Крупнейший палеовулкан Восточной
Камчатки // Вулканизм и геодинамика. II
Всеросс. Симпозиум по вулканологии и палеовулканологии. Екатеринбург. 2003. С. 173-177.
Апрелков С.Е., Æегалов Ю.В. О вулканических поясах Камчатки // Геотектоника. 1972. №
2 С. 102-109.
Апрелков С.Е., Шеймович В.С. Древний
вулкан Юго-Восточной Камчатки с современными гидротермальными проявлениями //
Бюл. вулканол. станций 1964. № 36. С. 60-65.
Василевский М.М., Стефанов Ю.М., Широкий Б.И. Металлогения верхнего структурного
этажа Камчатки и проблема рудной специализации этапов тектоно-магматического развития
складчатых областей // Прогнозная оценка
рудоносности вулканогенных формаций . М.:
Недра, 1977. С. 14-59.
Власов Г.М. Четвертичные вулканы Северной камчатки // Тр. Лабор. вулканологии 1956.
Вып. 12. С. 191-195.
Геологическое строение зон активного кайнозойского вулканизма / Составители Шеймович В.С., Патока М.Г.М.: Недра, 1989. 207 с.
158
Гладенков Ю.Б. Об алнейской серии Камчатки // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1965. № 5
С. 121-128.
Ермаков В.А., Алыпова О.М., Егорова И.А.
Состав и возраст алнейской серии и платобазальтов Юго-Восточной Камчатки // Изв. АН
СССР. Сер. геол. 1969. № 7. С. 115-124.
Литвинов А.Ф., Белый А.В., Лопатин В.Б.
Позднекайнозойский вулканизм полуострова
Озерного (Восточная Камчатка) // Вулканология и сейсмология. 1991. № 2. С. 12-27.
Огородов Н.В., Кожемяка Н.Н., Важеевская А.А., Огородова А.С. Вулкан Уксичан в
Срединном хребте Камчатки // Вулканизм и
геохимия его продуктов. Тр. инстит. вулканологии. 1967. Вып. 24. С. 93-111.
Огородов Н.В., Кожемяка Н.Н., Важеевская А.А., Огородова А.С. Вулканы и четвертичный вулканизм Срединного хребта Камчатки
М.: Наука, 1972. 190 с.
Пийп Б.И. Материалы по геологии и петрографии района рек Авача, Расссошины, Гаванки и Налачевой на Камчатке // Тр. Камч. комплекс. экспед. 1936-1937 гг. 1945. Вып. 2. 118 с.
Пийп Б.И. Маршрутные наблюдения на юге
Камчатки // Тр. Камч. вулканол. станции 1947.
Вып. 3. С. 89-134.
Попруженко С.В., Апрелков С.Е. Погребенные плиоценовые кальдеры Восточной и Южной Камчатки // Вулканология и сейсмология
2000. № 6. С. 13-20.
Ротман В.К. Вулканогенно-молассовая
формация (на примере Тихоокеанского подвижного пояса) // Тр. лаб. палеовулканологии
Казахского гос. ун-та. Алма-Ата, 1963. С. 44-56.
Тихонов В.И., Кигай В.А. Некоторые закономерности геологического строения вулканического конуса Шапочка на Камчатке // Тр.
Лабор. вулканологии 1960. Вып. 18. С. 57-61.
×елебаева А.И. Вопросы стратиграфии
континентального кайнозоя Камчатки. Л.:
Наука, 1971. 114 с.
Шанцер А.Е. Особенности позднекайнозойского вулканизма и тектоники Восточной и
Центральной Камчатки: Автореф. дис….канд.
геол.-мин. наук. М. 1968. 24 с.
Шанцер А.Е., Гептнер А.Р., Егорова И.А. и др.
Вулканогенные толщи хребта Тумрок, их палеомагнитная характеристика и возраст // Изв.
АН СССР. Сер. геол. 1969. № 3. С. 62-73.
Шанцер А.Е., Краевая Т.С. Формационные
ряды наземного вулканического пояса. М.:
Наука, 1980. 164 с.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НЕОГЕН-ЧЕТВЕРТИЧНЫЕ ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ОБРАЗОВАНИЯ КАМЧАТКИ
Шеймович В.С. Рельеф древних вулканов юга
Камчатки // Вопросы географии Камчатки.
1966. Вып. IV. С. 56-62.
Шеймович В.С., Кожемяка Н.Н., Важеевская
А.А., Литасов Н.Е. Вулкан Большая Ипелька в
Южно-Камчатской вулканической зоне // Бюл.
вулканол. станций 1978. № 54. С. 89-96.
Keller Gerta. Late neogene paleooceanographic
of the North Pacific.DSDP Sites 173,310 and 296 //
Mar. Micropaleontol. 1979. № 2. P. 159-172.
NEOGENE-EOPLEISTOCENE VOLCANOS OF KAMCHATKA AND SOME PROBLEMS
OF THEIR AGE AND FORMATIONS
S.E. Aprelkov1, S.V. Popruzhenko2,
1
Institute of Volcanology and Seismology, FED RAS, Petropavlovsk-Kamchatsky,
683006, Piip Blvd., 9, Russia, 683006
2
Territorial Subsoil Use Agency upon Kamchatskys oblast and upon Coryakskys Autonomy district, MNR PF,
Mishennay st.,106, Petropavlovsk-Kamchatsky, Russia, 683016
The questions of localization, genesis, morfo-structural, geological, volcano-structural and other features
of volcanoes of neogene-eopleistocene age of the Kamchatka Peninsula are considered. The special
attention is given to age of active volcanic activity of the considered period. The brief retrospective
review of representations about volcanoes, geophysical characteristics of separate paleovolcanoes is given.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
159
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2005. № 5
Экспедиции, полевые семинары, практики
ПОЕЗДКА В КЛЮЧИ
14 февраля 2005 г. в пос. Ключи на двух
машинах выехала группа сотрудников Института вулканологии и сейсмологии ДВО РАН.
Состав группы был весьма представительным.
В нее входили два заместителя директора
института - по науке, д.г.-м.н. Н.И. Селиверстов,
и по администативно-хозяйственным вопросам, В.А. Казанцев, главный инженер института
С.В. Пашилов, зав. отделом по охране труда А.Г.
Хавренко, зав. гаражом института О.Е. Боград,
зав. музеем института, к.г.-м.н. С.А. Хубуная,
с.н.с. В.В. Иванов, а также водители В.К.
Татищев и С.М. Зиняков.
Поездка была не случайной и планировалась
еще осенью. Ее основная цель комплексный
анализ научной и административно-хозяйственной деятельности Камчатской вулканологической станции имени Ф.Ю. ЛевинсонаЛессинга колыбели отечественной вулканологии. Такой анализ был необходим, т.к. после
объединения в 2004 г. ИВ и ИВГиГ ДВО РАН в
единый Институт вулканологии и сейсмологии
были заметно скорректированы научные планы
и приоритетные задачи, проведены структурные
изменения, произошла смена руководства как
в объединенном институте, так и на Камчатской
вулканостанции. Кроме того, приближалось
весьма знаменательное событие 70-летний
юбилей вулканостанции. А юбилей это не
только праздник, но и время анализа своей
деятельности за «меж‘юбилейный» период, или,
как говорится, - время собирать камни. По
разным причинам сроки поездки откладывались. И лишь еще одно долгожданное и важное
для вулканологов событие - извержение Ключевского вулкана, предопределило ее начало и,
кроме того, скорректировало состав группы:
кроме представителей администрации, участниками поездки стали и вулканологи.
Рано утром 14 февраля смешанная «административно-научная» группа сотрудников ИВиС
ДВО РАН покинула Петропавловск и взяла курс
на Ключи. В пункт назначения прибыли в ве160
черние сумерки, изрядно продрогнув. К столь
длительной автомобильной поездке в сорокаградусный мороз, который сопровождал нас
всю дорогу от Сокоча до Ключей, как выяснилось, далеко не все подготовились должным
образом. Группа практически в полном составе
на время командировки поселилась в небольшом уютном домике гостинице при вулканостанции с живописным названием «Стромболи». Нужно отдать должное руководству и
сотрудникам вулканостанции, сохранившим в
хорошем состоянии не только здание гостиницы, но и систему ее отопления, которая
вполне достойно обеспечивала нас теплом в
непривычно сильные даже для местных жителей морозы.
Утром 15 февраля участники поездки приступили к работе. В этом году зима в Ключах,
как и в Петропавловске, выдалась снежная, и
здание «колыбели вулканологии» буквально
утопало в глубоких сугробах (рис.1). Ее внешний
облик мало изменился за многие годы. Однако
не сразу заметные детали (небольшой перекос
фасада и просадка крыши) свидетельствовали
о том, что зданию необходим серьезный ремонт.
Первый день пребывания в Ключах начался
со встречи коллектива вулканостанции с участниками поездки. Встреча проходила в библиотеке вулканостанции (рис. 2). Новый начальник вулканостанции Ю.В. Демянчук (на
фото слева) и прежний ее начальник к.т.н. Н.А.
Жаринов (на фото справа), руководивший
работой вулканостанции последние четверть
века, подробно рассказали о современном состоянии вулканостанции и стоящих перед ней
проблемах. Проблем, как и ожидалось, накопилось не мало. Плачевное состояние и невозможность провести полноценный ремонт недвижимости и коммуникаций, моральный и
физический износ научного оборудования и
транспортных средств, многолетнее отсутствие
притока молодых высококвалифицированных
кадров. Все это было до боли знакомо и связано,
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПОЕЗДКА В КЛЮЧИ
Рис. 1. Камчатская вулканологическая станция имени Ф.Ю. Левинсона-Лессинга.
15 февраля 2005 г. Фото автора.
Рис. 2. Библиотека Камчатской вулканостанции. Совместное заседание коллектива
вулканостанции с представителями администрации ИВиС 15 февраля 2005 г. Фото
автора.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
161
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СЕЛИВЕРСТОВ
главным образом, с нищенским финансированием академической науки на протяжении
последних 15 лет. Здесь, как в капле воды, отразилось крайне негативное влияние «радикальных экономических реформ» на состоянии
отечественной вулканологии и российской
науки в целом. В этот и последующие два дня
представители администрации института совместно с руководством вулканостанции подробно анализировали накопившиеся проблемы,
разрабатывали стратегию и тактику их решения,
формировали перечень наиболее острых вопросов, требующих неотложного решения,
обсуждали планы научной работы на ближайшие годы и перспективу, а также мероприятия, связанные с предстоящим юбилеем
вулканостанции.
Параллельно велась работа и в другом
направлении - по изучению извержения Ключевского вулкана, и уже вечером 15 февраля
прибывшие в Ключи вулканологи и сотрудники
вулканостанции выехали по трассе за 40 км в
сторону Козыревска, откуда наиболее полно и
отчетливо был виден изливающийся лавовый
поток. Картину извержения с раскаленным
лавовым потоком можно было подробно рассмотреть и заснять лишь после захода солнца, и
участники поездки более 2.5 часов фотографировали извержение в постепенно сгущающихся сумерках. Столбик термометра к этому
времени опустился гораздо ниже минус 40
градусов, и не вся взятая с собой фото и видео
техника выдержала это испытание. Снимок В.В.
Иванова (рис. 3 на 1 стр. обложки) - один из
наиболее удачных снимков этой поездки.
Извержение Ключевского вулкана для вулканологов не было неожиданным. Постоянный
мониторинг и анализ сейсмической активности
вулкана дали свои результаты. В середине
января 2005 г. под Ключевским вулканом
исчезли так называемые «глубокие длиннопериодные землетрясения», регистрируемые на
глубинах 25-30 км, и сейсмическая активность
переместилась в постройку вулкана. Возросла
интенсивность вулканического дрожания. Это
были настораживающие признаки, свидетельствующие о подъеме магмы в жерле вулкана.
Через несколько дней магма начала заполнять
кратер, и над вулканом в темное время суток
стали визуально наблюдаться интенсивное
свечение и выбросы раскаленного материала на
высоту в первые сотни метров. К концу января
кратер был заполнен раскаленной лавой, и через
162
западную кромку кратера по Крестовскому
желобу начал изливаться лавовый поток. Взаимодействие раскаленной лавы со льдом на
склоне вулкана привело к образованию мощного грязекаменного потока, который утром 1
февраля устремился вниз по склону, и далее по руслу сухой речки Крутенькая. Очевидцами
этого грозного явления стали лесорубы, заготавливавшие дрова в нижнем течении этой речки.
Около 10 утра они услышали сильный грохот и
увидели стремительно приближающийся громадный вал камней, грязи и стволов деревьев.
Фронт потока достигал в высоту нескольких
метров. Сухая речка на глазах превратилась в
полноводную реку.
К нашему приезду уровень воды в речке
Крутенькая резко упал. Этот факт настораживал. Ведь извержение шло полным ходом и
лавовый поток вплотную приблизился к леднику Эрмана. Возникли опасения, что талые
воды подпружены оползнем или обвалом в
одном из каньонов речки Крутенькая, где постепенно накапливаются и, в случае прорыва,
способны привести к образованию мощных
грязекаменных потоков, которые при определенных условиях могут представлять серьезную
угрозу для окраин поселка Ключи. Для выяснения сложившейся ситуации необходимо было
детально обследовать место образования и пути
движения талых вод и грязекаменных потоков.
Представлялось также необходимым обследовать невидимый из Ключей южный сектор
вулкана на предмет развития побочных извержений, на которые вулкан Ключевской был
особенно щедр в прошлые десятилетия. Эти
задачи можно было решить лишь с применением авиации, на аренду которой у института
не было средств. Рассчитывать приходилось
лишь на помощь военных.
Именно по этой причине уже в первый день
пребывания состоялась встреча сотрудников
ИВиС ДВО РАН (Ю.В. Демянчука, С.А. Хубуная, В.А. Казанцева, Н.И. Селиверстова) с
командованием дислоцированной в Ключах
воинской части. Командование части с пониманием отнеслось к задачам вулканологов и на
следующий день (на 16 февраля) был намечен
облет вулкана на военном вертолете МИ-8 МТ.
Облет планировалось провести в первой половине дня, но из-за низкой температуры воздуха
он был перенесен на послеобеденное время.
16 февраля, примерно в 15 час 30 мин местного времени вертолет поднялся в воздух, и
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПОЕЗДКА В КЛЮЧИ
Рис. 4. Следы прохождения грязекаменного потока по речке Крутенькая. Фото автора.
участники полета, несмотря на сильный мороз,
прильнули к открытым иллюминаторам, которых, как всегда, оказалось гораздо меньше,
чем хотелось. Облет начался с устья речки Крутенькая. Далее вертолет следовал вдоль ее русла
вверх по склону. Несколькими днями раньше
по Камчатке прошелся мощный циклон с
сильными снегопадами, и были опасения, что
все следы движения грязекаменного потока
будут скрыты под свежевыпавшим снегом.
Отчасти эти опасения подтвердились. Тем не
менее, на фоне белоснежной равнины были
отчетливо различимы следы этого незаурядного
события (рис. 4). При облете нам не удалось
обнаружить заметных скоплений талых вод.
Опасения, к счастью, не подтвердились.
Из-за сильного ветра в южный сектор Ключевского вулкана пришлось лететь, огибая его с
востока. При этом удалось пролететь в непосредственной близости от вулкана Безымянный, провести его визуальный осмотр, фото- и
видеосъемку (рис. 5). Этот сравнительно небольшой, но чрезвычайно активный вулкан
доставляет немало хлопот вулканологам. Он
получил мировую известность и попал в разряд
действующих после катастрофического извержения 31 марта 1956 г. В результате этого
события вулкан лишился верхней части своей
постройки и с тех пор находится в состоянии
практически непрерывного экструзивного
извержения, которое время от времени сопровождается мощными вулканическими взрывами. Последние годы такие взрывы на Безымянном отмечаются примерно каждые полгода.
Последний из них произошел в середине января
2005 г., т.е. примерно за месяц до нашего облета.
Судя по полученным снимкам, этот взрыв не
сопровождался заметными разрушениями
экструзивного купола.
При обследовании южного сектора Ключевского вулкана признаков побочных извержений не обнаружено. Правда, в привершинной
части вулкана участниками облета были отмечены явные признаки прогрева.
Облетев вулкан Ключевской с юга, вертолет
проследовал мимо вулканов Ушковский, Крестовский, Средний на западный склон вулкана
Ключевской, где приблизился к фронтальной
части лавового потока (рис. 6). Именно здесь
зародился грязекаменный поток, пронесшийся
1 февраля по речке Крутенькой. При осмотре
лавового потока стала понятна и причина быстрого спада воды в этой речке: фронт лавового
потока находился несколько в стороне от ледника Эрмана.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
163
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СЕЛИВЕРСТОВ
Рис. 5. Вулкан Безымянный 16 февраля 2005 г. Фото автора.
Рис. 6. Фронт лавового потока, спустившегося по Крестовскому желобу на западном
склоне вулкана Ключевской. 16 февраля 2005 г. Фото автора.
164
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПОЕЗДКА В КЛЮЧИ
Рис. 7. Участники облета Ключевского вулкана 16 февраля 2005 г.
Полет продолжался около полутора часов.
Кроме сотрудников ИВиС ДВО РАН, в нем
участвовали и военные специалисты-метеорологи (рис. 7). Все участники облета изрядно
продрогли, но остались довольны полученными
результатами. Главный из этих результатов:
извержение Ключевского вулкана на данной
стадии не представляло опасности для поселка
Ключи и расположенных вблизи него объектов.
Рано утром 18 февраля мы выехали из Ключей и в этот же день к вечеру были в Петро-
павловске-Камчатском. Можно уверенно констатировать, что поездка в Ключи оказалась
полезной и плодотворной.
В заключение хотелось искренне поблагодарить сотрудников вулканостанции за радушный прием и плодотворную работу, а так же
командование воинской части, оказавшей неоценимую помощь в изучении извержения
Ключевского вулкана.
Н.И. Селиверстов,
д.г.-м.н., зам. директора по науке
ИВиС ДВО РАН
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
165
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ÈÇÓ×ÅÍÈÅ ÈÇÂÅÐÆÅÍÈÉ ÂÓËÊÀÍΠÑÅÂÅÐÍÎÉ ÃÐÓÏÏÛ ÊÀÌ×ÀÒÊÈ
(ÁÅÇÛÌßÍÍÛÉ, ÊËÞ×ÅÂÑÊÎÉ, ØÈÂÅËÓ×)  ÌÀÐÒÅ 2005 ÃÎÄÀ
 òå÷åíèå ïåðâûõ ÷åòûðåõ ìåñÿöåâ 2005 ã.
íà Êàì÷àòêå ïðîèçîøëî òðè ãðàíäèîçíûõ
ýêñïëîçèâíûõ èçâåðæåíèÿ âóëêàíîâ Ñåâåðíîé
ãðóïïû Êàì÷àòêè: Áåçûìÿííûé, Øèâåëó÷ è
Êëþ÷åâñêîé.
Ýêñïëîçèâíîå èçâåðæåíèå âóëêàíà Áåçûìÿííûé ñëó÷èëîñü 11 ÿíâàðÿ 2005 ã. Ýðóïòèâíàÿ
êîëîííà ïîäíÿëàñü äî âûñîòû 8-10 êì íàä
óðîâíåì ìîðÿ, ïåïëîâûé øëåéô ïðîòÿíóëñÿ íà
çàïàä-þãî-çàïàä îò âóëêàíà íà íåñêîëüêî ñîòåí
êèëîìåòðîâ. Îáùàÿ ïëîùàäü òåððèòîðèè Êàì÷àòêè, íà êîòîðîé âûïàë ïåïåë, ñîñòàâèëà ~ 5000
êì 2 , ÷àñòü ïåïëà âûïàëà íàä Îõîòñêèì ìîðåì.
Ýêñïëîçèâíîå èçâåðæåíèå âóëêàíà Øèâåëó÷
ïðîèçîøëî 28 ôåâðàëÿ 2005 ã. è áûëî íàèáîëåå
ñèëüíûì ñî âðåìåíè åãî êàòàñòðîôè÷åñêîãî
èçâåðæåíèÿ â 1964 ã. Îáùàÿ ïëîùàäü òîëüêî
òåððèòîðèè Êàì÷àòêè, ïîêðûòîé ïåïëîì, áûëà
ðàâíà ~ 25000 êì2, ÷àñòü ïåïëà âûïàëà òàêæå íàä
Îõîòñêèì ìîðåì. Ïðîòÿæåííîñòü ïèðîêëàñòè÷åñêîãî ïîòîêà ñîñòàâèëà îêîëî 25 êì, îáúåì
èçâåðæåííîãî è ïåðåìåùåííîãî ìàòåðèàëà ïîòîêà - îêîëî 0.5 êì 3.
Ýêñïëîçèâíî-ýôôóçèâíîå èçâåðæåíèå âóëêàíà Êëþ÷åâñêîé ïðîäîëæàëîñü ñ ÿíâàðÿ ïî
àïðåëü 2005 ã.  ìàðòå ýðóïòèâíàÿ êîëîííà ïîäíèìàëàñü äî 8-9 êì íàä óðîâíåì ìîðÿ, â òå÷åíèå
èçâåðæåíèÿ ïåïëîâûå øëåéôû ðàñïðîñòðàíÿëèñü îò âóëêàíà â ðàçëè÷íûõ, ïðåèìóùåñòâåííî, â çàïàäíûõ è ñåâåðî-çàïàäíûõ íàïðàâëåíèÿõ. Ïåïëîïàäû íåîäíîêðàòíî îòìå÷àëèñü
â ïîñ. Êëþ÷è, Êîçûðåâñê, Óñòü-Õàéðþçîâî. Â
êîíöå ÿíâàðÿ èç âåðøèííîãî êðàòåðà âóëêàíà
ïî Êðåñòîâñêîìó æåëîáó íà÷àë èçëèâàòüñÿ
ëàâîâûé ïîòîê, êîòîðûé âûçâàë ãðÿçåâûå
ïîòîêè, ïðîêàòèâøèåñÿ ïî ð. Êðóòåíüêàÿ, è
ìîùíûå ôðåàòè÷åñêèå âçðûâû âûñîòîé äî 7-8
êì íàä óðîâíåì ìîðÿ, ïðîèñõîäèâøèõ ïðè
âíåäðåíèè ïîòîêà â ëåäíèê íà ñêëîíå âóëêàíà.
Ñ 15 ïî 22 ìàðòà ãðóïïà ñîòðóäíèêîâ Èíñòèòóòà âóëêàíîëîãèè è ñåéñìîëîãèè ÄÂÎ ÐÀÍ
(ß.Ä. Ìóðàâüåâ, ê.ã.í., çàì. äèðåêòîðà ÈÂèÑ
ÄÂÎ ÐÀÍ - ðóêîâîäèòåëü èññëåäîâàíèé, Î.À. Ãèðèíà, ê.ã.-ì.í., â.í.ñ., À.À. Îâñÿííèêîâ, ñ.í.ñ.,
À.Ã. Ìàíåâè÷, ì.í.ñ., Í.Â. Ãîðáà÷, ì.í.ñ., Ò.Ì. Æèäåëååâà, ì.í.ñ èç ëàáîðàòîðèè «Àêòèâíîãî âóëêàíèçìà è äèíàìèêè èçâåðæåíèé», Þ.Â. Äå166
ìÿí÷óê, ñ.í.ñ., è.î. íà÷àëüíèêà Êàì÷àòñêîé
âóëêàíîëîãè÷åñêîé ñòàíöèè èì. Ô.Þ. Ëåâèíñîí-Ëåññèíãà è À.Â. Ñîêîðåíêî, âåä. èíæåíåð
ôîòîëàáîðàòîðèè) èçó÷àëà ïîñëåäñòâèÿ ýòèõ èçâåðæåíèé â ðàéîíå Ñåâåðíîé ãðóïïû âóëêàíîâ.
 ïðîöåññå ðàáîòû áûë âûïîëíåí êîìïëåêñ
âóëêàíîëîãè÷åñêèõ èññëåäîâàíèé: îòáîð òåôðû
èçâåðæåíèé òðåõ âóëêàíîâ â ðàçëè÷íûõ îò íèõ
íàïðàâëåíèÿõ; íàáëþäåíèÿ çà ñîñòîÿíèåì
ëàâîâîãî êóïîëà âóëêàíà Øèâåëó÷ è èçó÷åíèå
íîâûõ èçâåðæåííûõ ïèðîêëàñòè÷åñêèõ ïðîäóêòîâ; íàáëþäåíèÿ çà àêòèâíîñòüþ âóëêàíà
Êëþ÷åâñêîé, èçâåðæåíèå êîòîðîãî ïðîäîëæàëîñü, è îòáîð îáðàçöîâ ëàâîâîãî ìàòåðèàëà.
Îòáîð òåôðû òðåõ âóëêàíîâ ïî ðàçëè÷íûì
îò íèõ íàïðàâëåíèÿì íà òåððèòîðèè Êàì÷àòêè
ïðîâîäèëñÿ ïî òðàññàì ïîñ. Ìèëüêîâî ïîñ.
Êëþ÷è è ïîñ. Êëþ÷è - þãî-çàïàäíûé ñåêòîð
âóëêàíà Øèâåëó÷; â ðàéîíàõ ñîïêè Äîìàøíÿÿ
è âóëêàíà Ñðåäíèé. Âñåãî áûëî îòîáðàíî 33
ïðîáû ïåïëîâ òðåõ âóëêàíîâ, â òîì ÷èñëå è
ïðîáû íà ãèäðîõèìè÷åñêèé àíàëèç.  ðàéîíå
ìîñòà ÷åðåç ð. Áèëü÷åíîê â ðàçðåçå ñíåãîâîãî
ïîêðîâà áûëè îáíàðóæåíû ïåïëû èçâåðæåíèé
ñðàçó òðåõ âóëêàíîâ (ðèñ. 1). Ýòî áûë ïî-
Ðèñ. 1. Ðàçðåç ñíåæíîãî ïîêðîâà â ðàéîíå ïîñ. Ìàéñêèé
ñ îòëîæåíèÿìè ïåïëîâ âóëêàíîâ: Êëþ÷åâñêîé (Êë÷),
Øèâåëó÷ (Øâë) è Áåçûìÿííûé (Áçì). Ôîòî Î.À. Ãèðèíîé.
ÂÅÑÒÍÈÊ ÊÐÀÓÍÖ. ÑÅÐÈß ÍÀÓÊÈ Î ÇÅÌËÅ. 2004. ¹ 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ÈÇÓ×ÅÍÈÅ ÈÇÂÅÐÆÅÍÈÉ ÂÓËÊÀÍΠÑÅÂÅÐÍÎÉ ÃÐÓÏÏÛ ÊÀÌ×ÀÒÊÈ
Ðèñ. 2. Ñîñòîÿíèå âóëêàíà Êëþ÷åâñêîé 16 ôåâðàëÿ
2005 ã. Âèä ñ ñåâåðî-âîñòîêà. Ôîòî Þ.Â. Äåìÿí÷óêà.
íàñòîÿùåìó óíèêàëüíûé ðàçðåç! Íå ÷àñòî òàêîå
óäàåòñÿ óâèäåòü äàæå îïûòíûì âóëêàíîëîãàì, à
òåì áîëåå èññëåäîâàòü!
Íàáëþäåíèÿ çà ñîñòîÿíèåì âóëêàíà Êëþ÷åâñêîé ïðîâîäèëèñü â íåïðåðûâíîì ðåæèìå ñ
ïîìîùüþ âèäåîêàìåðû. Êðîìå ýòîãî, íåáîëüøàÿ ãðóïïà ñîòðóäíèêîâ ÈÂèÑ ÄÂÎ ÐÀÍ âûåçæàëà íà áóðàíàõ â ðàéîí âóëêàíà Ñðåäíèé, ãäå
áûë èññëåäîâàí ãðÿçåâîé ïîòîê â ð. Êðóòåíüêàÿ,
ñâÿçàííûé ñ èçëèÿíèåì ëàâîâîãî ïîòîêà èç
âåðøèííîãî êðàòåðà âóëêàíà Êëþ÷åâñêîé ïî
Êðåñòîâñêîìó æåëîáó (ðèñ. 2). Êðàòêàÿ èíôîðìàöèÿ î ñîñòîÿíèè âóëêàíà Êëþ÷åâñêîé â ìàðòå
2005 ã. ðàçìåùåíà íà îôèöèàëüíîì ñàéòå ÈÂèÑ
ÄÂÎ ÐÀÍ ïî àäðåñó: http://www.kcs.iks.ru/ivs/
volcanoes/inform_messages/2005/Kluch_24032005/
Kluch_24032005.html .
Äëÿ èçó÷åíèÿ ïðîäóêòîâ èçâåðæåíèÿ âóëêàíà Øèâåëó÷ áûëè ñîâåðøåíû äâå ïîåçäêè
ñîòðóäíèêîâ ÈÂèÑ ÄÂÎ ÐÀÍ íà áóðàíàõ ê
öåíòðàëüíîé ÷àñòè ïèðîêëàñòè÷åñêîãî ïîòîêà
è ê ôðîíòó îäíîãî èç ïÿòè åãî ÿçûêîâ. Áûëà
èçìåðåíà òåìïåðàòóðà îòëîæåíèé ïèðîêëàñòèêè
íà ãëóáèíàõ äî 1.7 ì ïî ïðîôèëþ âäîëü ÿçûêà
ïèðîêëàñòè÷åñêîãî ïîòîêà; îòîáðàíî 30 ïðîá
Ðèñ. 3. Îòëîæåíèÿ ïèðîêëàñòè÷åñêîãî ïîòîêà íà
ñêëîíå âóëêàíà Øèâåëó÷. Âèä ñ çàïàäà-ñåâåðî-çàïàäà.
Ôîòî Þ.Â. Äåìÿí÷óêà.
îòëîæåíèé ïèðîêëàñòèêè è ðàçíîâèäíîñòåé
îáëîìêîâ ïîðîä íà ðàçëè÷íûå âèäû àíàëèçà.
Êðîìå ýòîãî, áûë ïðîâåäåí îáëåò íà âåðòîëåòå
âóëêàíà Øèâåëó÷ (ðèñ. 3). Êîìïëåêñíûé àíàëèç
ñïóòíèêîâûõ ñíèìêîâ è ìàòåðèàëîâ îáëåòà âóëêàíà ïîçâîëèë âóëêàíîëîãàì äîñòîâåðíî îïðåäåëèòü ïðîòÿæåííîñòü ïîòîêà è, â öåëîì, ïëîùàäü ðàñïðîñòðàíåíèÿ ïèðîêëàñòè÷åñêèõ ïðîäóêòîâ. Êðàòêàÿ èíôîðìàöèÿ î ðåçóëüòàòàõ
èçó÷åíèÿ ïðîäóêòîâ èçâåðæåíèÿ âóëêàíà Øèâåëó÷ ðàçìåùåíà íà îôèöèàëüíîì ñàéòå ÈÂèÑ
ÄÂÎ ÐÀÍ ïî àäðåñó: (http://www.kcs.iks.ru/ivs/
volcanoes/inform_messages/2005/Shvl_11042005/
Shvl_11042005.html ).
Ñîòðóäíèêîì ôîòîëàáîðàòîðèè ÈÂèÑ ÄÂÎ
ÐÀÍ À.Â. Ñîêîðåíêî, êðîìå áîëüøîãî îáúåìà
ôîòîìàòåðèàëîâ ïî èññëåäîâàíèÿì ïðîäóêòîâ
èçâåðæåíèé òðåõ âóëêàíîâ, áûë ñíÿò ôèëüì îá
àêòèâíîñòè âóëêàíîâ Ñåâåðíîé ãðóïïû Êàì÷àòêè è î ðàáîòå âóëêàíîëîãîâ.
 íàñòîÿùåå âðåìÿ îáðàáîòêà ìàòåðèàëîâ
ïîëåâûõ èññëåäîâàíèé ïðîäîëæàåòñÿ, ãîòîâÿòñÿ
ê ïóáëèêàöèè íåñêîëüêî ñòàòåé.
Î.À. Ãèðèíà
ê.ã.-ì.í., â.í.ñ. ÈÂèÑ ÄÂÎ ÐÀÍ
äîöåíò Ê ÃÏÓ
ÂÅÑÒÍÈÊ ÊÐÀÓÍÖ. ÑÅÐÈß ÍÀÓÊÈ Î ÇÅÌËÅ. 2004. ¹ 5
167
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ÂÅÑÒÍÈÊ ÊÐÀÓÍÖ. ÑÅÐÈß ÍÀÓÊÈ Î ÇÅÌËÅ. 2005. ¹ 5
Êîíôåðåíöèè, ñîâåùàíèÿ, ñåìèíàðû
ÊÎÍÔÅÐÅÍÖÈß ÏÎ ÏÐÎÃÐÀÌÌÅ ÍÀÓ×ÍÎÃÎ ÁÓÐÅÍÈß ÃËÓÁÎÊÈÕ
ÑÊÂÀÆÈÍ (ICDP) (ÏÎÒÑÄÀÌ, ÃÅÐÌÀÍÈß)
30 ìàðòà - 1 àïðåëÿ 2005 ã. â Öåíòðå Ãåîíàó÷íûõ Èññëåäîâàíèé GFZ ã. Ïîòñäàì (Ãåðìàíèÿ) ïðîøëà êîíôåðåíöèÿ, ïîñâÿùåííàÿ
äåñÿòèëåòèþ ICDP (International Continental
Drilling Program) – Ïðîãðàììå íàó÷íîãî áóðåíèÿ ãëóáîêèõ ñêâàæèí íà êîíòèíåíòàõ. Â
ôèíàíñèðîâàíèè ïðîãðàììû ïðèíèìàþò ó÷àñòèå Ãåðìàíèÿ, ßïîíèÿ, ÑØÀ, Èñëàíäèÿ,
Êèòàé, ×åõèÿ è äðóãèå ñòðàíû.
Ïëåíàðíûå çàñåäàíèÿ áûëè ïîñâÿùåíû
ñëåäóþùèì ïðîáëåìàì:
(1) èçìåíåíèÿ êëèìàòà; (2) ìåòåîðèòíûå
êðàòåðû; (3) ãåîáèîñôåðà; (4) âóëêàíè÷åñêèå
ñèñòåìû è òåðìè÷åñêèå ðåæèìû; (5) ìàíòèéíûå
ïëþìû è ðèôòîîáðàçîâàíèå; (6) àêòèâíûå
ðàçëîìû; (7) çîíû êîëëèçèè è êîíâåðãåíöèè
ïëèò; (8) ïðèðîäíûå ðåñóðñû.
 ðàáîòå êîíôåðåíöèè ïðèíèìàëè ó÷àñòèå
òàêèå èçâåñòíûå ó÷åíûå êàê Rolf Emmerman
(GFZ, Potsdam), Mark Zoback (Stanford University), Kozo Uto (GSJ, Japan), J. Eichelberger (UAF,
USA), Don DePaolo (UCB, USA) è äðóãèå.
Óêàçàííûå âûøå ïðîáëåìû ïðåäñòàâëÿþò
èíòåðåñ äëÿ óñòîé÷èâîãî è áåçîïàñíîãî ðàçâèòèÿ ÷åëîâå÷åñêîé öèâèëèçàöèè, à èõ ðåøåíèå
íåâîçìîæíî áåç ïîñòàíîâêè ãëóáîêîãî íàó÷íîãî
áóðåíèÿ íà êîíòèíåíòàõ. Íàïðèìåð, íà ïîâåðõíîñòè Çåìëè íàñ÷èòûâàåòñÿ 170 êðóïíûõ ìåòåîðèòíûõ êðàòåðîâ, ïðåäïîëàãàåòñÿ, ÷òî â ðåçóëüòàòå âçðûâà âî âðåìÿ îáðàçîâàíèÿ îäíîãî èç íèõ
(êðàòåð ×èêñóëóá â Ìåêñèêå äèàìåòðîì îêîëî
200 êì) ïðîèçîøëî ìàññîâîå âûìèðàíèå äèíîçàâðîâ. Ðàçáóðèâàíèå ýòîãî êðàòåðà ïîçâîëèò
ïîëó÷èòü èíôîðìàöèþ î òåðìîãèäðîäèíàìè÷åñêèõ óñëîâèÿõ è ïàëåîêëèìàòè÷åñêèõ ïîñëåäñòâèÿõ âçðûâà è «ïîäãîòîâèòüñÿ» ê ïðèëåòó ñëåäóþùåãî êðóïíîãî ìåòåîðèòà.
Âûÿñíåíèå ìåõàíèçìà òåïëîìàññîïåðåíîñà
â çîíàõ âíåäðåíèÿ ìàãìàòè÷åñêèõ òåë ÷ðåçâû÷àéíî âàæíî äëÿ îöåíêè ãåîòåðìàëüíûõ ðåñóð168
ñîâ è äëÿ îöåíêè âóëêàíè÷åñêîé îïàñíîñòè. Íå
ñëó÷àéíî â ïîñëåäíèå ãîäû â ßïîíèè (ãäå îêîëî
125 ìëí. ÷åëîâåê ïðîæèâàåò â íåïîñðåäñòâåííîé
áëèçîñòè îò çîíû àêòèâíîãî âóëêàíèçìà) îñóùåñòâëåíû äâà êðóïíûõ ïðîåêòà, íàöåëåííûõ
íà ðåøåíèå óêàçàííîé âûøå ïðîáëåìû. Ïåðâûé
èç íèõ îñóùåñòâëåí íà ãåîòåðìàëüíîì ìåñòîðîæäåíèè Êàêêîíäà (80 ÌÂò ýë.), ãäå â 199699 ãã. ïðîáóðåíà ñêâàæèíà ãëóáèíîé 4.5 êì íà
âñêðûòèå ìàãìàòè÷åñêîãî òåëà, ÿâëÿþùåãîñÿ
èñòî÷íèêîì òåïëîâîãî ïèòàíèÿ ãåîòåðìàëüíîãî
ìåñòîðîæäåíèÿ. Ïîëó÷åííûå ðåçóëüòàòû ñâèäåòåëüñòâóþò î òîì, ÷òî ñóùåñòâóåò ãðàíèöà,
îïðåäåëÿåìàÿ èçîòåðìîé 350-360 0Ñ, îòäåëÿþùàÿ îáëàñòü âÿçêî-ïëàñòè÷åñêèõ äåôîðìàöèé
(550 0Ñ), õàðàêòåðèçóþùóþñÿ íèçêîé ïðîíèöàåìîñòüþ è ìíîãîôàçíûìè âêëþ÷åíèÿìè ðàññîëîâ ÑÎ 2-Í 2S, Cl-Na ñîñòàâà, îò îáëàñòè õðóïêèõ äåôîðìàöèé, ãäå âîçìîæíî ïîëó÷åíèå
ïàðîâîäÿíîé ñìåñè èç ïðîäóêòèâíûõ òðåùèí.
Äðóãîé ÿïîíñêèé ïðîåêò áûë îñóùåñòâëåí â
2000-2004 ãã. íà àêòèâíîì àíäåçèòîâîì âóëêàíå
Óíçåí, ãäå â ðåçóëüòàòå íàïðàâëåííîãî áóðåíèÿ
4-õ ñêâàæèí áûëà âñêðûòà ïèòàþùàÿ ìàãìàòè÷åñêàÿ ñèñòåìà âóëêàíà (ñèñòåìà äàåê è ïèðîêëàñòè÷åñêèõ æèë), íî îíà óæå îñòûëà äî 200 0Ñ,
à ñàì ìàãìàòè÷åñêèé î÷àã âûÿâëåí ãåîôèçè÷åñêèìè ìåòîäàìè â ñòîðîíå, íà ãëóáèíå 15 êì.
Àíàëîãè÷íûå ïðîåêòû ñ ôèíàíñèðîâàíèåì â
äåñÿòêè ìëí. äîëë. îñóùåñòâëÿþòñÿ â ÑØÀ
(êàëüäåðà Ëîíã Âýëëè), Èòàëèè è Èñëàíäèè.
Ïîíèìàíèå ïðîöåññîâ, ïðîèñõîäÿùèõ â
çîíàõ àêòèâíûõ ðàçëîìîâ, íåîáõîäèìî äëÿ
ðàçðàáîòêè ìåòîäîâ ïðîãíîçà çåìëåòðÿñåíèé.
Ðàçáóðèâàíèå àêòèâíîãî ðàçëîìà Ñàí-Àíäðåàñ
â Êàëèôîðíèè, ÑØÀ (ñäâèãè ïî ýòîìó ðàçëîìó
ïðèâîäÿò ê çåìëåòðÿñåíèÿì ñ ìàãíèòóäîé áîëåå
7.0) ñîïðîâîæäàåòñÿ ïðîõîäêîé íåñêîëüêèõ
íàêëîííûõ ñòâîëîâ, ïåðåñåêàþùèõ ïëîñêîñòü
ðàçëîìà, â êîòîðûõ áóäóò ðàçìåùåíû ñåéñìîìåòðû, äåôîðìîìåòðû, íàêëîíîìåðû è äàò÷èêè
ÂÅÑÒÍÈÊ ÊÐÀÓÍÖ. ÑÅÐÈß ÍÀÓÊÈ Î ÇÅÌËÅ. 2004. ¹ 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ÊÎÍÔÅÐÅÍÖÈß ÏÎ ÏÐÎÃÐÀÌÌÅ ÍÀÓ×ÍÎÃÎ ÁÓÐÅÍÈß ÃËÓÁÎÊÈÕ ÑÊÂÀÆÈÍ
ïîðîâîãî äàâëåíèÿ, ÷òî ïîçâîëèò âûÿâèòü ñèãíàëû, ïðåäøåñòâóþùèå ñèëüíûì çåìëåòðÿñåíèÿì.
 äîêëàäå À. Êèðþõèíà è Ä. Àéêåëüáåðãåðà
(J. Eichelberger) îòìå÷åíî, ÷òî îñòàþòñÿ íå âïîëíå ïîíÿòíûìè óñëîâèÿ ñîñóùåñòâîâàíèÿ àêòèâíûõ âóëêàíîâ è ãèäðîòåðìàëüíûõ ñèñòåì.
Íàïðèìåð, Ìóòíîâñêèé âóëêàí è Ìóòíîâñêîå
ãåîòåðìàëüíîå ìåñòîðîæäåíèå íàõîäÿòñÿ â 5-8
êì äðóã îò äðóãà íà îäíîé ïðîíèöàåìîé òðåùèíå, êîòîðàÿ èñïîëüçóåòñÿ äëÿ òðàíñïîðòà
ìàãìû è âîäíîãî òåïëîíîñèòåëÿ. Âîçìîæíî ëè
óâåëè÷åíèå ìîùíîñòè òåïëîâîãî ïèòàíèÿ ãåîòåðìàëüíîãî ìåñòîðîæäåíèÿ ïðè åãî ýêñïëóàòàöèè çà ñ÷åò Ìóòíîâñêîãî âóëêàíà è ìîæíî ëè
òàêèì ñïîñîáîì ïîâëèÿòü íà àêòèâíîñòü âóëêàíà – îäíà èç ïðîáëåì, òðåáóþùèõ äàëüíåéøåãî èçó÷åíèÿ. ICDP ïðèíÿòî ðåøåíèå ïðîâåñòè ïî ýòîé ïðîáëåìå ñïåöèàëüíûé ñåìèíàð
«Íàó÷íîå áóðåíèå Ìóòíîâñêîé ìàãìî-ãèäðîòåðìàëüíîé ñèñòåìû: âûÿñíåíèå âçàèìîñâÿçè
ìåæäó ìàãìîé è ãèäðîòåðìàìè», êîòîðûé ñîñòîèòñÿ íà Êàì÷àòêå îñåíüþ 2005 ãîäà.
Èíòåðåñíûìè áûëè òàêæå äîêëàäû, ñâÿçàííûå ñ òåõíîëîãèÿìè îñâîåíèÿ ãèãàíòñêèõ ìåñòîðîæäåíèé ãàçîãèäðàòîâ íà Àëÿñêå, áóðåíèþ
ãëóáîêîé 5-êì ñêâàæèíû íà ï-âå Ðåêúÿíåññ
(Èñëàíäèÿ) äëÿ èçâëå÷åíèÿ ñóïåðêðèòè÷åñêèõ
ôëþèäîâ (òåìïåðàòóðà áîëåå 350 0Ñ íà ãëóáèíå
4-5 êì), ðàçáóðèâàíèþ êðîâëè ìàíòèéíîãî
ïëþìà íà Ãàâàéñêèõ îñòðîâàõ.
Ïîëîâèíà ïîñëåäíåãî äíÿ êîíôåðåíöèè
îêàçàëàñü ñâîáîäíîé îò äîêëàäîâ, ÷òî ïîçâîëèëî ó÷àñòíèêàì êîíôåðåíöèè îñìîòðåòü æèâîïèñíûå, óêðàøåííûå äâîðöàìè è àíòè÷íûìè
ñêóëüïòóðàìè ïàðêè Ïîòñäàìà – áûâøóþ ðåçèäåíöèþ ãåðìàíñêèõ èìïåðàòîðîâ.
À.Â. Êèðþõèí
ä.ã.-ì.í., ïðîô.
Çàâ. ëàáîðàòîðèåé òåïëîìàññîïåðåíîñà
ÈÂèÑ ÄÂÎ ÐÀÍ
ÌÅÆÄÓÍÀÐÎÄÍÛÉ ÃÅÎÒÅÐÌÀËÜÍÛÉ ÊÎÍÃÐÅÑÑ (WGC-2005)
(ÀÍÒÀËÈß, ÒÓÐÖÈß)
24-29 àïðåëÿ 2005 ã. â Àíòàëèè (Òóðöèÿ)
ñîñòîÿëîñü åùå îäíî çíà÷èòåëüíîå íàó÷íîå
ñîáûòèå – Ìåæäóíàðîäíûé Ãåîòåðìàëüíûé
Êîíãðåññ (WGC-2005). Àêòóàëüíîñòü èñïîëüçîâàíèÿ ãåîòåðìàëüíîé ýíåðãèè âîçðàñòàåò ïî
ìåðå óâåëè÷åíèÿ öåíû îðãàíè÷åñêèõ ýíåðãîíîñèòåëåé, à òàêæå ñ ó÷åòîì Êèîòñêîãî ïðîòîêîëà,
ðåãëàìåíòèðóþùåãî êâîòû âûáðîñîâ ÑÎ 2 (êàæäàÿ òîííà ÑÎ 2 , âûáðîøåííàÿ â àòìîñôåðó,
îáîéäåòñÿ ïðîèçâîäèòåëþ â 5 äîëëàðîâ ÑØÀ).
Çà òðè äíÿ äî íà÷àëà êîíãðåññà ñîñòîÿëèñü
êîðîòêèå êóðñû ïî òåìå «Ðàçðàáîòêà ãåîòåðìàëüíîãî ïðîåêòà». Ñïîíñîðîì ïðîâåäåíèÿ
êóðñîâ áûë Ìèðîâîé Áàíê, â êîòîðîì ñîçäàí
Ãåîòåðìàëüíûé Ôîíä â ðàçìåðå 3.2 ìëðä. äîëë.
ÑØÀ. Ãåîòåðìàëüíûé áèçíåñ, êàê è âñÿêîå
íîâîå äåëî, íóæäàåòñÿ â íà÷àëüíîì èìïóëüñå.
 êà÷åñòâå òàêîãî èìïóëüñà ìîæåò áûòü èñïîëüçîâàí êðåäèò. Íàïðèìåð, ñòðîèòåëüñòâî è
áûñòðûé ââîä â ýêñïëóàòàöèþ Ìóòíîâñêîé
ÃåîÝÑ íà Êàì÷àòêå ìîùíîñòüþ 50 ÌÂò â 20002002 ãã. áûëè îñóùåñòâëåíû çà ñ÷åò êðåäèòà
ÅÁÐÐ 99.8 ìëí. äîëë. ÑØÀ. ÌÁ, â ëèöå ñâîåãî
ðîññèéñêîãî êîíñóëüòàíòà À. Àâåð÷åíêîâà,
çàÿâèë ÷òî ñîãëàñåí îêàçûâàòü ôèíàíñîâóþ
ïîääåðæêó ïî ñëåäóþùèì ïîçèöèÿì: (1) ïðåäïðîåêòíàÿ îöåíêà ãåîòåðìàëüíûõ ðåñóðñîâ, (2)
òåõíèêî - ýêîíîìè÷åñêîå îáîñíîâàíèå ãåîòåðìàëüíîãî ïðîåêòà, (3) áóðåíèå ãåîòåðìàëüíûõ
ñêâàæèí, (4) èñïûòàíèÿ ãåîòåðìàëüíûõ ñêâàæèí. Î÷åíü èíòåðåñíûå è ñîäåðæàòåëüíûå
ëåêöèè áûëè ñäåëàíû òàêæå J.Lovekin (GeothermEX, USA), G. Bloomquist (Washington
Univ., USA). Ñóùåñòâåííîå óâåëè÷åíèå ýôôåêòèâíîñòè ðàçâåäêè ãåîòåðìàëüíûõ ìåñòîðîæäåíèé ìîæåò áûòü ïîëó÷åíî ïðè áóðåíèè “Slim
Holes” –ñêâàæèí ñ íåáîëüøèì äèàìåòðîì (51
ìì) è ãëóáèíîé â ïåðâûå ñîòíè ìåòðîâ, âñå øèðå
ïðèìåíÿþòñÿ áèíàðíûå ÃåîÝÑ, êîòîðûå ïîçâîëÿþò èñïîëüçîâàòü äëÿ ïîëó÷åíèÿ ýëåêòðîýíåð-
ÂÅÑÒÍÈÊ ÊÐÀÓÍÖ. ÑÅÐÈß ÍÀÓÊÈ Î ÇÅÌËÅ. 2004. ¹ 5
169
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МЕЖДУНАРОДНЫЙ ГЕОТЕРМАЛЬНЫЙ КОНГРЕСС (WGC-2005)
(АНТАЛИЯ, ТУРЦИЯ)
24-29 апреля 2005 г. в Анталии (Турция)
состоялось еще одно значительное научное
событие – Международный Геотермальный
Конгресс (WGC-2005). Актуальность использования геотермальной энергии возрастает по
мере увеличения цены органических энергоносителей, а также с учетом Киотского протокола,
регламентирующего квоты выбросов СО2 (каждая тонна СО 2 , выброшенная в атмосферу,
обойдется производителю в 5 долларов США).
За три дня до начала конгресса состоялись
короткие курсы по теме «Разработка геотермального проекта». Спонсором проведения
курсов был Мировой Банк, в котором создан
Геотермальный Фонд в размере 3.2 млрд. долл.
США. Геотермальный бизнес, как и всякое
новое дело, нуждается в начальном импульсе.
В качестве такого импульса может быть использован кредит. Например, строительство и
быстрый ввод в эксплуатацию Мутновской
ГеоЭС на Камчатке мощностью 50 МВт в 20002002 гг. были осуществлены за счет кредита
ЕБРР 99.8 млн. долл. США. МБ, в лице своего
российского консультанта А. Аверченкова,
заявил что согласен оказывать финансовую
поддержку по следующим позициям: (1) предпроектная оценка геотермальных ресурсов, (2)
технико - экономическое обоснование геотермального проекта, (3) бурение геотермальных
скважин, (4) испытания геотермальных скважин. Очень интересные и содержательные
лекции были сделаны также J.Lovekin (GeothermEX, USA), G. Bloomquist (Washington
Univ., USA). Существенное увеличение эффективности разведки геотермальных месторождений может быть получено при бурении “Slim
Holes” –скважин с небольшим диаметром (51
мм) и глубиной в первые сотни метров, все шире
применяются бинарные ГеоЭС, которые позволяют использовать для получения электроэнер-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
169
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КИРЮХИН
гии геотермальные месторождения с температурой 100-200оС с эффективностью использования теплоносителя от 50 до 12 кг/с на МВт эл.
В работе WGC приняло участие 1500 специалистов из 83 стран, было представлено около
700 докладов в форме устных сообщений и
постеров. Председателем конгресса был James
Koenig (США) спонсорами проведения – Международная геотермальная ассоциация (президент – J. Lund, США), и Турецкая геотермальная ассоциация – (О. Mertoglu).
Все доклады проходили 1.5 годовую процедуру отбора, рецензирования и редактирования.
После первого дня пленарных заседаний работа
конгресса проводилась по параллельным техническим секциям, которые включали следующие
проблемы и направления, связанные с изучением и использованием геотермальной энергии:
(1) обзор по странам, (2) экология и социальные
аспекты, (3) юридические аспекты, (4) финансово-экономические аспекты, (5) устойчивость
эксплуатации, (6) геология, (7) геофизика, (8)
геохимия, (9) история эксплуатации, (10) бурение, (11) инженерия резервуаров, (12) реинжекция, (13) генерация энергии, (14) прямое
использование, тепловые насосы, (15) комбинированные системы, (16) новые технологии
(HDR, EGS), (17) программное обеспечение,
(18) неотектоника, (19) гидрогеология, (20) коррозия, (21) бальнеология и туризм, (22) энергетическая политика, (23) теплоснабжение и
сельское хозяйство, (24) управление эксплуатацией, (25) разведка.
В обобщающих докладах по использованию
геотермальной энергии отмечалось, что в настоящее время общемировая установленная
мощность ГеоЭС составляет 8900 МВт эл
(фактически используемая – 8000), что соответствует среднегодовому приросту 12% за период
2000-2005 гг. (R. Bertani). Общее использование
геотермальной энергии составляет 72 622 ГВтчаса в год (8290 МВт тепл.), включая тепловые
насосы (33%), теплоснабжение (29%), бассейны
(20%), тепличное хозяйство (7.5%), сельское хозяйство (4%), промышленные процессы (4%) и
др. (J. Lund).
Как показывает опыт США, в правовом
отношении геотермальная энергетика нуждается в поддержке, включая разнообразные
льготы по налогообложению основных средств.
Например, уже долгое время лоббируется
законопроект о ТРС (Tax Production Credit),
который бы позволил геотермальным компани170
ям не платить налог с прибыли и выйти по цене
за 1 кВт-час на уровень газовой промышленности – 5 центов.
Устойчивый режим эксплуатации геотермальных месторождений возможен, но в большинстве случаев для его обеспечения необходимо бурение дополнительных эксплуатационных скважин, так как расход отбора флюида, в
среднем, на порядок превышает естественный
приток глубинного теплоносителя в геотермальный резервуар (S. Sanjal). При этом принципи-ально выделяются три режима эксплуатации
геотермальных месторождений, в зависимости
от расхода отбора: (1) возобновляемый, (2) устойчивый (с бурением дополнительных эксплуатационных скважин) и (3) коммерческийнеустойчивый (при котором бурение дополнительных скважин не дает эффекта и экономически нецелесообразно). По данным эксплуатации 35-ти геотермальных месторождений
соотношение устойчивого расхода (эксплуатационных запасов) и возобновляемого (расход
притока глубинного теплоносителя) составляет,
в среднем, около 5.3. В каждом конкретном
случае этот коэффициент зависит от гидрогеологических условий месторождения, планируемого времени эксплуатации и режима реинжекции.
Структурно-гидрогеологические условия
геотермальных месторождений – ключ к эффективной эксплуатации и снижению затрат на
бурение скважин: при низкой проницаемости
массивов вмещающих горных пород, непродолжительной по времени и умеренной по интенсивности вулканической деятельности формируются в основном геотермальные резервуары
трещинно-жильного типа (“single fault type
geothermal fields”) со средней продуктивностью
в первые десятки МВт (Япония, Камчатка,
Невада США), в мощных современных вулканогенных бассейнах Филиппин и Индонезии
формируются геотермальные месторождениягиганты, способные продуцировать сотни МВт
электроэнергии. Два геотермальных пародоминирующих месторождения-гиганта: Гейзеры
(США) 1400 МВт установленных (900 МВт
фактических) и Лардарелло (Италия) 700 МВт,
сформировавшиеся в осадочных бассейнах,
продолжают оставаться «исключениями» в геотермальном списке.
Пример перегрузки (полное выкипание
жидкой фазы в геотермальном резервуаре с последующим резким падением давления и паде-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МЕЖДУНАРОДНЫЙ ГЕОТЕРМАЛЬНЫЙ КОНГРЕСС (WGC-2005)
нием продукции эксплуатационных скважин)
при эксплуатации геотермального месторождения Гейзеры (США) и положительный эффект реинжекции (начиная с 1999 г.), позволившей стабилизировать продукцию (на 30%
увеличить продуктивность, по сравнению с вариантом без реинжекции) - показывает необходимость применения методов инженерии геотермальных резервуаров для понимания термогидродинамических и газогидрохимических
процессов в ходе эксплуатации. Эффект перегрузки при эксплуатации достаточно явно проявлен также на геотермальном месторождении
Мираваллес (Коста-Рика), где к 2003 г мощность ГеоЭС достигла 162.5 МВт.
Глобальная оценка наиболее вероятного
значения технически доступного потенциала
геотермальных ресурсов составляет 240 ГВт (для
выработки электроэнергии) и 4400 ГВт (для
прямого использования тепла) (V. Stefansson).
Одна из стратегических целей US DOE (Министерства энергетики США) в области геотермальной энергетики – достижение рубежа
40 ГВт эл. (R. Mink). Кроме этого, предпринимаются попытки развития новых технологий
для извлечения геотермальной энергии: (1)
технология HDR (Hot Dry Rock) извлечения
энергии с помощью гидроразрыва «сухих
горячих пород», Хиджиори, Япония, (2) технология EGS (Enhanced Geothermal Systems)
увеличения размеров существующего геотермального резервуара, что позволило, например,
получить в Косо, Калифорния, дополнительно
20 МВт эл., и др., (3) Технологии использования
суперкритического флюида (Исландия).
Вычислительный код TOUGH2 (K. Pruess)
стал стандартным языком, с помощью которого
осуществляется проверка предположений об
условиях теплового и водного питания геотермальных резервуаров, оценка эксплуатационных запасов геотермальных месторождений
(sustainable capacity). «Инженерный» подход к
проблеме изучения геотермальных месторождений, основанный на применении численного
моделирования (TOUGH2), позволяет оценить
параметры источников теплового питания геотермальных резервуаров (тепловую мощность,
в т.ч. расход восходящего потока глубинного
теплоносителя и его энтальпию). При таком
подходе нет необходимости в выяснении геометрии и состояния питающих магматических
систем. Для анализа совмещенных термогидродинамических-химических процессов в гео-
термальных резервуарах начинает все шире использоваться «дочерний код» TOUGH2 и EQ3/
6 (химическая термодинамика) – TOUGHREACT.
Современное понимание процессов тепломассопереноса и химического взаимодействия
в гидротермальных системах может быть представлено следующими образом. Холодная метеорная вода из областей питания опускается по
субвертикальным проницаемым зонам (разломы, жерла вулканов, контакты интрузий). На
глубине эта вода преобразуется в высокотемпературный обогащенный NaCl и CO2 «родительский геотермальный флюид» за счёт теплового и химического обмена с магматическими
газами и вмещающими породами. Как правило,
исходный «родительский геотермальный флюид» в геотермальных системах имеет две компоненты: метеорную воду и магматический
флюид. Магматический флюид глубинной
генерации является поставщиком таких газов
как HCl, HF, SO2, H2O, CO2 и H2S, которые преобразуются в форму NaCl-CO2 флюида за счёт
взаимодействия с вмещающими магматическими породами. Далее восходящие потоки
теплоносителя поднимаются по проницаемым
зонам («геотермальным резервуарам»), достигая
земной поверхности в виде горячих источников
и фумарол. Циркуляция от областей водного
питания до областей разгрузки управляется
перепадом давления и вариациями плотности
флюида (вынужденная и свободная конвекция)
и проницаемостью вмещающих горных пород.
Двухвековая история развития представлений о
механизме теплового и водного питания низкотемпературных геотермальных месторождений
(А. Bjornsson) весьма поучительна. Итогом её
является достаточно универсальная концептуальная модель, основанная на принципе
«теплоизвлечения из массива вмещающих
горных пород за счёт распространения трещины
в массив, по мере его охлаждения» (R. Bunzen,
G. Bodvarsson).
Российское участие в конгрессе было представлено делегацией РАО ЕС России, АО
«Геотерм», АО «Наука», сотрудниками институтов РАН и геотермальных компаний. Камчатку на конгрессе представляли: Ю.П. Трухин
(Председатель КНЦ ДВО РАН), А.В. Кирюхин, С.Н. Рычагов, Е.Г. Калачева (ИВиС ДВО
РАН), В.И. Лузин, И.И. Чернев (АО «Геотерм»),
Н.И. Кирюхина (Камчатскбургеотермия). РАО
ЕС организовало в Шератоне приём для участников конгресса, итоги которого в местной
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
171
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КИРЮХИН
Рис. 2. Горячие источники Памуккале.
Рис. 3. Термальные бани выложенные из блоков известняка.
прессе назвали «русским прорывом» в геотермальной энергетике (имея в виду конечно недавний ввод в эксплуатацию Мутновской ГеоЭС
мощностью 50 МВт).
На заключительном заседании конгресса
было объявлено о месте проведения следующего
конгресса: им станет в 2010 г. о. Бали в Индонезии.
После окончания конгресса состоялась
полевая экскурсия на геотермальное месторождение Кизилдере (рис. 1 на 3 стр. обложки,
разлом в известняках на границе грабена, температура 240 0С, установленная мощность 20
МВт эл.) и горячие источники Памуккале
(рис. 2), на источниках с температурой 31-35 0С,
знаменитых мощными травертиновыми отложениями (СаСО3); еще во времена Римской
империи был город Хиерополис, до сих пор в
хорошем состоянии сохранился амфитеатр,
торговые ряды и бани на горячих источниках).
Термальные бани производят впечатление толщиной своих стен, выложенных из блоков
известняка для повышения теплоизоляции
(рис. 3). За день пришлось одолеть 600 км по
горным дорогам, стараясь не отстать от автобусов с участниками экскурсии (все места в
автобусах были зарезервированы задолго до
начала конгресса, поэтому пришлось арендовать а/машину).
В день отъезда удалось немного осмотреть
Анталию, древний город, испытавший влияние
Римской, Византийской и Османской империй:
помимо древних достопримечательностей,
мечетей и отелей, повсюду на крышах домов панели солнечных батарей и бочки с водой,
нагревающиеся от солнца, которого здесь хватает с избытком.
А.В. Кирюхин
д.г.-м.н., проф.
Зав. лабораторией тепломассопереноса
ИВиС ДВО РАН
172
ВЕСТНИК КРАУНЦ. СЕРИЯ НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2004. № 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ÂÅÑÒÍÈÊ ÊÐÀÓÍÖ. ÑÅÐÈß ÍÀÓÊÈ Î ÇÅÌËÅ. 2005. ¹ 5
ÍÀÓ×ÍÛÅ ÈÇÄÀÍÈß
ÓÄÊ 551. 21
ISBN 5-8044-0480-6
Ëåîíîâ Â.Ë., Ãðèá Å.Í. Ñòðóêòóðíûå ïîçèöèè è âóëêàíèçì ÷åòâåðòè÷íûõ êàëüäåð Êàì÷àòêè.
Âëàäèâîñòîê: Äàëüíàóêà, 2004. 189 ñ.
 ðàáîòå ïðèâîäèòñÿ õàðàêòåðèñòèêà ðÿäà êàëüäåð êàì÷àòêè, ñ êîòîðûìè ñâÿçàíû
âûñîêîòåìïåðàòóðíûå ãèäðîòåðìàëüíûå ñèñòåìû. Ïðîàíàëèçèðîâàíû èõ ñòðóêòóðíûå ïîçèöèè,
ðàññìîòðåíî ãåîëîãè÷åñêîå ñòðîåíèå, ïðèâåäåíû ãåîëîãè÷åñêèå êàðòû, äàíî îïèñàíèå ñòðîåíèÿ
ïèðîêëàñòè÷åñêèõ ïîòîêîâ, ñäåëàíà îöåíêà îáúåìà èçâåðãíóòîé ïèðîêëàñòèêè. Âîññòàíîâëåíû
ôèçèêî-õèìè÷åñêèå óñëîâèÿ êðèñòàëëèçàöèè èãíèìáðèòîîáðàçóþùèõ ðàñïëàâîâ: òåìïåðàòóðà,
ôóãèòèâíîñòü êèñëîðîäà, äàâëåíèå âîäÿíîãî ïàðà è îáùåå äàâëåíèå. Ïðîâåäåí ñðàâíèòåëüíûé
àíàëèç ýâîëþöèè êàëüäåðîîáðàçóþùèõ ýòàïîâ ýòèõ ñòðóêòóð. Ïðåäëîæåíà êîíöåïòóàëüíàÿ ìîäåëü
ðàçâèòèÿ çîíàëüíûõ âåðõíåêîðîâûõ ìàãìàòè÷åñêèõ êàìåð. Ðàçðàáîòàíà íîâàÿ êîíöåïöèÿ
òåïëîâîãî ïèòàíèÿ âûñîêîòåìïåðàòóðíûõ ãèäðîòåðìàëüíûõ ñèñòåì, ñâÿçàííûõ ñ êàëüäåðàìè, â
êîòîðîé îñíîâíîå çíà÷åíèå ïðèäàåòñÿ óñëîâèÿì ïðîíèöàåìîñòè çåìíîé êîðû.
Ðåçóëüòàòû ïðîâåäåííûõ ðàáîò ìîãóò áûòü ïîëåçíû ïðè ãåîòåðìàëüíûõ èññëåäîâàíèÿõ, ïîèñêàõ
è ðàçâåäêå ãåîòåðìàëüíûõ ìåñòîðîæäåíèé.
Èë. 53, òàáë. 16, áèáë. 182. Òèðàæ 500 ýêç.
Îòâåòñòâåííûé ðåäàêòîð êàíä. ãåîë.-ìèí. íàóê Â.È. Áåëîóñîâ.
Ðåöåíçåíò ä-ð ãåîë.- ìèí. íàóê À.Â. Êîëîñêîâ.
Óòâåðæäåíî ê ïå÷àòè Ó÷åíûì ñîâåòîì È ÄÂÎ ÐÀÍ.
ÁÁÊ 26.891(Êàì÷.)
ÓÄÊ 550.34.03(571.66)
ISBN 5-85857-064-õ
Êîìïëåêñíûå ñåéñìîëîãè÷åñêèå è ãåîôèçè÷åñêèå èññëåäîâàíèÿ Êàì÷àòêè. Ê 25-ëåòèþ
Êàì÷àòñêîé îïûòíî-ìåòîäè÷åñêîé ñåéñìîëîãè÷åñêîé ïàðòèè ÃÑ ÐÀÍ / Îòâ. ðåä. Å.È. Ãîðäååâ,
Â.Í. ×åáðîâ. - Ïåòðîïàâëîâñê-Êàì÷àòñêèé, 2004. 445ñ.
Ñáîðíèê èçäàí ê 25-ëåòèþ Êàì÷àòñêîé îïûòíî-ìåòîäè÷åñêîé ñåéñìîëîãè÷åñêîé ïàðòèè
Ãåîôèçè÷åñêîé ñëóæáû ÐÀÍ.  ñáîðíèêå ïðåäñòàâëåíû íàó÷íûå ñòàòüè ïî ðàçëè÷íûì òåìàì,
îïèñàíû ñåòè íàáëþäåíèé è îñíîâíûå íàïðàâëåíèÿ èññëåäîâàíèé, ïðåäâåñòíèêè ñèëüíûõ
çåìëåòðÿñåíèé è ïðîöåññû èõ ïîäãîòîâêè, ñåéñìè÷íîñòü âóëêàíîâ è îöåíêè âóëêàíè÷åñêîé
àêòèâíîñòè. Ðàññìîòðåíû òàêæå íåêîòîðûå ìåòîäè÷åñêèå àñïåêòû ñåéñìîëîãè÷åñêèõ è
ãåîôèçè÷åñêèõ èññëåäîâàíèé.
Êíèãà ðàññ÷èòàíà íà øèðîêèé êðóã ãåîôèçèêîâ, ñåéñìîëîãîâ è ñïåöèàëèñòîâ ñìåæíûõ
ñïåöèàëüíîñòåé.
Ñáîðíèê èçäàí ïî ðåøåíèþ Íàó÷íî-òåõíè÷åñêîãî ñîâåòà ÊÎÌÑÏ ÃÑ ÐÀÍ.
Òèðàæ 250 ýêç.
5Á6(03
ISBN 5-7968-0157-0
Áåëîóñîâ Â.È., Ïîñòíèêîâ À.È., Ìåëüíèêîâ Ä.Â., Áåëîóñîâà Ñ.Ï. Ãåîòåðìàëüíå ðåñóðñû.
Ïåòðîïàâëîâñê-Êàì÷àòñêèé. Èçäàòåëüñòâî ÊÃÏÓ, 2005. 105 ñ.
 ðàáîòå ðàññìîòðåíà îáùåïðèíÿòàÿ â ìåæäóíàðîäíîì ìàñøòàáå òåðìèíîëîãèÿ, ïðèìåíÿåìàÿ
ïðè îöåíêå ãåîòåðìàëüíûõ ðåñóðñîâ, èõ íîìåíêëàòóðà, ïðèâîäÿòñÿ ìåòîäû îöåíîê ãåîòåðìàëüíûõ
ðåñóðñîâ íà ïðèìåðàõ õîðîøî èçó÷åííûõ ãèäðîòåðìàëüíûõ ñèñòåì ìèðà. Ïîäðîáíî îïèñûâàþòñÿ
ÂÅÑÒÍÈÊ ÊÐÀÓÍÖ. ÑÅÐÈß ÍÀÓÊÈ Î ÇÅÌËÅ. 2004. ¹ 5
173
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ìåòîäû ïîäñ÷åòà äèíàìè÷åñêèõ ðåñóðñîâ øèðîêî èçâåñòíûõ ãèäðîòåðìàëüíûõ ìåñòîðîæäåíèé
Êàì÷àòêè: Ïàóæåòñêîãî, ãäå ñ 1967 ãîäà ðàáîòàåò ãåîòåðìàëüíàÿ ýëåêòðîñòàíöèÿ; Ïàðàòóíñêèõ
ìåñòîðîæäåíèé íèçêîòåìïåðàòóðíûç ãèäðîòåð; Áîëüøåáàííîãî ìåñòîðîæäåíèÿ.
 ïðåäåëàõ Êàì÷àòñêîé ðåãèîíàëüíîé âóëêàíîãåííîé ñòðóêòóðû âûäåëÿþòñÿ è îïèñûâàþòñÿ
ãèäðîòåðìàëüíûå ïðîâèíöèè, äëÿ êîòîðûõ ïðèâîäÿòñÿ îöåíêè ãåîòåðìàëüíûõ ðåñóðñîâ. Îñîáîå
âíèìàíèåóäåëåíî Ìóòíîâñêîìó ãåîòåðìàëüíîìó ðàéîíó è îöåíêå åãî ïåðñïåêòèâ îñâîåíèÿ â
êà÷åñòâå áàçîâîãî ãåîòåðìàëüíîãî îáúåêòà, ýíåðãåòè÷åñêèå ðåñóðñû êîòîðîãî ìîãóò áûòü
èñïîëüçîâàíû äëÿ ñòðîèòåëüñòâà êîìïëåêñà ãåîòåðìàëüíûõ ýíåðãåòè÷åñêèõ óñòàíîâîê îáùåé
ýëåêòðè÷åñêîé ìîùíîñòüþ 300 ÌÂò. Îáùàÿ òåïëîâàÿ ìîùíîñòü Ìóòíîâñêîãî ãåîòåðìàëüíîãî
ðàéîíà ìåòîäîì àíàëîãèé îöåíèâàåòñÿ â 10000 ÌÂò.
Ïðèâåäåííûå â êíèãå ìàòåðèàëû ïîçâîëÿþò ñòóäåíòàì, àñïèðàíòàì è ñïåöèàëèñòàì íàóê î
Çåìëå ïðîâîäèòü ðàáîòû ïî îöåíêå ãåîòåðìàëüíûõ îáúåêòîâ ðàçíîãî ãåîëîãè÷åñêîãî ìàñøòàáà,
íàïðàâëÿòü ãåîòåðìàëüíûå èññëåäîâàíèÿ ïî ïîèñêó íàèáîëåå ïðîäóêòèâíûõ ó÷àñòêîâ, ïðèãîäíûõ
äëÿ ýêñïëóàòàöèè ðàçíîîáðàçíûõ ãåîòåðìàëüíûõ ðåñóðñîâ êàê Êàì÷àòêè, òàê è äðóãèõ
ãåîòåðìàëüíûõ ðåãèîíîâ.
Ðàáîòà âûïîëíåíà ïî ïðîãðàììå è ïðè ôèíàíñîâîé ïîääåðæêå ïðîåêòà ÔÖÏ “Èíòåãðàöèÿ”
¹ Ý0334/946; ïðîåêòà Ãîñóäàðñòâåííîé ïîääåðæêè âåäóùèõ íàó÷íûõ øêîë ¹ ÍØ.2294.2003.5 è
Ðîññèéñêîãî ôîíäà ôóíäàìåíòàëüíûõ èññëåäîâàíèé (ïðîåêòû 03-05-64044à è 04-05-79051ê).
Îòâåòñòâåííûé ðåäàêòîð: êàíä. ãåîë.-ìèí. íàóê È.Ô. Äåëåìåíü.
Òèðàæ 450 ýêç.
174
ÂÅÑÒÍÈÊ ÊÐÀÓÍÖ. ÑÅÐÈß ÍÀÓÊÈ Î ÇÅÌËÅ. 2004. ¹ 5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2013. № 2. ВЫПУСК № 22
Тематика журнала и правила для авторов
В журнале публикуются результаты фундаментальных и прикладных исследований в области
наук о Земле (геология, геофизика, геохимия, гидрогеология, вулканология, сейсмология).
Предполагается публикация заказных статей. Это будут работы ведущих ученых и специалистов,
содержащие обзоры современного состояния наиболее актуальных научных проблем, а также работы, нацеленные на развитие творческого мышления молодых исследователей или представляющие
интерес для повышения уровня знаний в области наук о Земле.
Кроме научных статей, в журнале помещаются и другие материалы: хроника важнейших событий в регионе, информационные сообщения, сведения о наиболее интересных совещаниях,
экспедициях, полевых практиках студентов, полевых школах, семинарах, публикации по вопросам
развития геологической науки и образования в регионе.
Журнал является рецензируемым. Опубликование рукописей бесплатное.
Редакция просит авторов журнала следовать изложенным ниже правилам.
1. Статьи должны сопровождаться письмом (разрешением на опубликование) руководителя
учреждения и актом экспертизы. В конце статьи ставятся подписи всех авторов. К материалам, направляемым в редакцию, должна быть приложена авторская справка: фамилия, имя, отчество, ученая
степень, звание, должность, место работы, точный почтовый адрес, телефон, факс, e-mail каждого
автора. Необходимо указать фамилию автора, ответственного за прохождение статьи в редакции.
В РАБОТАХ СТУДЕНТОВ НЕОБХОДИМЫ СВЕДЕНИЯ И О НАУЧНОМ РУКОВОДИТЕЛЕ.
2. Объем статьи не должен превышать 24 машинописные страницы (включая таблицы и литературу), кратких сообщений – 10 стр., хроники – 5 стр.
3. Рукопись статьи (на бумажном носителе) предоставляется в двух экземплярах. Распечатка
должна быть четкой, контрастной и легко читаемой. Текст набирается на компьютере и печатается
на белой бумаге формата А4 (297×210 мм) через полтора интервала на одной стороне листа. Шрифт
Times New Roman. Размер шрифта (кегль) 14 п. Поля с левой стороны 30 мм, с правой стороны, сверху
и снизу – 20 мм. Выравнивание по ширине страницы. Отступ первой строки абзаца – 12.5 мм. Все
листы в статье должны быть пронумерованы в правом верхнем углу страницы.
Кроме бумажного варианта рукописи, представляется электронная копия текста статьи, таблиц,
подрисуночных подписей и аннотации в формате текстового редактора Word или RTF. Необходимо
также представление рисунков в электронном виде в соответствии с п. 9. Электронная версия статьи
представляется на компакт-диске. В электронном варианте статьи используются только стандартные
стили. Имя файла определяется по фамилии первого автора: фамилия.doc.
4. На первой странице оформляется титул статьи следующим образом: 1) индекс статьи по
Универсальной десятичной классификации (УДК); 2) название статьи; 3) инициалы и фамилии
авторов; 4) полное название учреждений, в которых выполнялось исследование, с указанием почтового адреса, факса и e-mail; 5) дата поступления; 6) адрес и e-mail авторов. Например:
УДК 551.214
ВУЛКАНЫ CОЛОМОНОВЫХ ОСТРОВОВ
Э.Э. Белкина1, В.А. Стырин2
1Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, 683006;
2
Камчатский государственный университет имени Витуса Беринга, Петропавловск-Камчатский,
683032
Поступила в редакцию 26.08.2002 г.
Адрес для переписки: 683006, Петропавловск-Камчатский, бульвар Пийпа, 9, Институт вулканологии; тел. (4152)297886; факс. (4152)297886; e-mail: belkina@kscnet.ru
Далее следуют: аннотация (объем аннотации не более 1/2 страницы), напечатанная через
один компьютерный интервал, ключевые слова (не более 8), текст статьи, список цитированной
литературы, подписи к рисункам. Кроме того, на отдельной странице через один интервал должен
250
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2013. № 2. ВЫПУСК № 22
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ТЕМАТИКА ЖУРНАЛА И ПРАВИЛА ДЛЯ АВТОРОВ
быть напечатан текст аннотации на английском языке с указанием названия статьи, инициалов и
фамилий авторов, названий институтов (как на титульном листе).
5. Статья должна быть разбита на разделы, отражающие ее содержание. Допускаются следующие стандартные рубрики статьи: «Исходные данные», «Методы исследования», «Результаты
исследования», «Обсуждение результатов», «Выводы»; иногда более целесообразен объединенный
раздел «Результаты и их обсуждение». Другие необходимые автору рубрики помещаются в начале
соответствующего абзаца. Если работа выполнена при поддержке какого-либо гранта, то эта информация приводится в конце статьи.
6. В тексте статьи не допускаются сокращения (кроме стандартных); сокращенные названия поясняются при первом упоминании; все местные географические названия должны быть проверены.
Применяется международная система единиц измерения СИ. В расчетных работах необходимо
указывать авторов используемых программ. При упоминании в тексте иностранных фамилий необходимо в скобках давать их оригинальное написание (за исключением общеизвестных, например
встречающихся в энциклопедии, а также в случае, если на эти иностранные фамилии даны ссылки
в списке литературы). При упоминании иностранных учебных заведений, фирм и т.д. в скобках
должны быть даны их названия в оригинальном написании.
Не допускается использовать при наборе:
– более одного пробела;
– формирование красной строки с помощью пробелов;
– автонумерацию (нумерованные и маркированные списки) в главах и абзацах;
– принудительные переносы.
7. Таблицы печатаются на отдельных страницах через полтора компьютерных интервала; они не
должны дублировать текст. Все размерности величин дают в боковике и «шапке» таблицы. Таблицы
нумеруются арабскими цифрами по порядку упоминания их в тексте (например, Таблица 1). Номер
таблицы дается перед ее названием. На полях текста против первой ссылки на таблицу ставится в
рамке номер таблицы.
8. Формулы и уравнения, на которые в статье делаются ссылки, следует печатать с красной
строки. В формулах между знаками ставятся пробелы.
Длинные формулы необходимо разбить на несколько строк (с учетом печати текста в 2 колонки). Перенос в формулах допускается делать в первую очередь на знаках соотношений, во вторую
очередь – на многоточии, на знаках сложения и вычитания, в последнюю – на знаке умножения в
виде косого креста. Перенос на знаке деления не допускается. Математический знак, на котором
разрывается формула при переносе, должен быть повторен в начале следующей строки.
Формулы и уравнения нумеруются в порядке следования по тексту статьи с правой стороны.
Ссылки в тексте на формулу или уравнение обозначаются числом в круглых скобках: (1), (2), (3).
В журнале принято использование десятичной точки. Следует избегать смешанного употребления русских и латинских символов в одной статье. Все греческие и специальные символы печатаются
через опции «Вставка» и «Символ».
9. Рисунки в виде оригиналов прилагаются в отдельном конверте в двух экземплярах. Они
должны быть контрастными и выполнены на белой бумаге (фотографии – на глянцевой бумаге).
Количество рисунков в статье не должно превышать 10. Штриховые рисунки присылаются
в виде компьютерной распечатки, выполненной на лазерном принтере с разрешением не менее
300 точек на дюйм, на белой бумаге, либо в виде чертежей, выполненных черной тушью (черными
чернилами), или в виде фотокопий на матовой бумаге в формате, обеспечивающем передачу всех
деталей (размер не менее 5×6 см, но не более 18×24 см). Рисунки должны иметь все необходимые
обозначения, но содержать минимальное количество надписей; большая их часть дается в подписи
к рисунку. На полях текста против первой ссылки на рисунок ставится в рамке номер рисунка.
На обороте рисунка карандашом следует указать фамилию первого автора и номер рисунка.
В дополнение к оригиналам или распечаткам рисунков на бумажном носителе необходимо
представлять эти же рисунки в электронном виде для векторной графики в формате графического
редактора CorelDRAW (версия не выше 12) или в растровых форматах TIF, JPG, GIF, BMP. При
этом объем файла для одного рисунка не должен превышать 3.0 Мб. Имена файлов с компьютерной
графикой определяются по фамилии первого автора с добавлением номера рисунка: фамилия1.*,
фамилия2.*, фамилия3.* и т.д.
Цветные иллюстрации допускаются. В печатном варианте журнала они будут преобразованы в
черно-белый формат, в on-line версии журнала (файлы .pdf) будут помещены цветные иллюстрации.
При этом подрисуночные подписи должны быть подготовлены применительно к черно-белым
изображениям.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2013. № 2. ВЫПУСК № 22
251
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ТЕМАТИКА ЖУРНАЛА И ПРАВИЛА ДЛЯ АВТОРОВ
10. Подписи к рисункам печатают на отдельной странице через полтора компьютерных интервала. Подпись к рисунку начинается со слов «Рис.» и номера по порядку. Не рекомендуется
представлять в виде рисунков данные, которые могут быть выражены в таблицах. Все обозначения
на рисунке (буквенные или пронумерованные) должны быть расшифрованы в подписи к рисунку.
В подрисуночной подписи не допускается воспроизведение небуквенных знаков (штриховки,
кружков, треугольников и т.д.), использованных на рисунке. Карты должны иметь минимальное
количество названий различных пунктов, необходимых для понимания текста.
11. Цитируемая литература приводится в конце статьи на отдельной странице под заголовком
«Список литературы» в алфавитном порядке: сначала русские работы, затем иностранные. Для
книг указывают фамилии, инициалы авторов, название книги, место издания, издательство, год
издания, количество страниц в книге. Для статей в сборниках – фамилии, инициалы авторов,
название статьи, название сборника, место издания, год издания, страницы статьи. Для статей в
журналах – фамилии, инициалы авторов, название статьи, название журнала, год издания, том,
номер или выпуск, страницы статьи.
Пример оформления списка литературы:
Статья в журнале: Фамилия и инициалы авторов. Название // Название журнала. Год. Том. №.
С. От-до.
Статья в сборнике трудов: Фамилия и инициалы авторов. Название // Тез. докл. Название
конференции (// Название учреждения). Город. Год. С. От-до.
Монография или книга: Фамилия и инициалы авторов. Название. Место издания: Издательство,
год. С. От-до (или число стр. в книге _____ с.) или Название / Под ред. Фамилия и инициалы Место
издания: Издательство, год. __с.
Авторские свидетельства и патенты: А. с. номер. Название.
Автореферат: Фамилия и инициалы. Название: Автореф. дисс. канд. геол.-мин. наук. Город,
год. __с.
В списке авторов следует ограничиваться 3-мя первыми фамилиями, для последующих использовать сокращение «и др.», если число авторов более 4-х.
При ссылках на литературу в тексте работы приводится в круглых скобках фамилия автора с
инициалами (двух авторов, или первого автора в сочетании с « и др.», если количество авторов три
и более) и год публикации в круглых скобках, например: «как сообщает В.А. Стырин (2001)». Если
автор публикации в тексте не указывается, то ссылка должна иметь следующий вид: «по данным
(Стырин, 2001) это…». Ссылки на публикации одного и того же автора, относящиеся к одному году,
обозначаются буквенными индексами: (Стырин, 2001а, 2001б, 2001в). При ссылке на работы двух и
более авторов фамилии указываются в алфавитном порядке: (Белкина, 2003; Стырин, 2001; Bickley,
2002; Seidi, 2005).
В списке литературы работы не нумеруются. Каждая работа должна занимать отдельный абзац.
Иностранные фамилии в тексте пишут в русской транскрипции.
Ссылки на неопубликованные работы допускаются в подстрочных примечаниях.
12. Редакция просит авторов тщательно готовить тексты статей и иллюстрации.
13. Редакция сохраняет за собой право сокращать статьи и подвергать их, если это необходимо,
литературной правке.
14. В случае возвращения автору статьи для дальнейшей доработки дата поступления считается
с момента получения редакцией окончательного текста.
15. Доводим до сведения авторов, что гонорар авторам не выплачивается.
16. Рукописи, оформленные без соблюдения настоящих правил, возвращаются авторам без
рассмотрения.
Ответственность за изложение фактов в публикуемых материалах несут авторы.
Мнение редколлегии может не совпадать с мнением авторов.
Статьи просим высылать по адресу: 683006, г. Петропавловск-Камчатский, бульвар Пийпа, д. 9,
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН. Редакция журнала «Вестник КРАУНЦ. Серия:
Науки о Земле».
Электронный адрес: nis@kscnet.ru.
Полнотекстовая электронная версия журнала публикуется на сайтах Камчатского научного
центра ДВО РАН (www.kscnet.ru) и Научной электронной библиотеки (www.elibrary.ru).
Редакция журнала
252
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2013. № 2. ВЫПУСК № 22
1/--страниц
Пожаловаться на содержимое документа