close

Вход

Забыли?

вход по аккаунту

?

1154.ВЕСТНИК КАМЧАТСКОЙ РЕГИОНАЛЬНОЙ АССОЦИАЦИИ «УЧЕБНО-НАУЧНЫЙ ЦЕНТР». Серия Науки о Земле №2 2007

код для вставкиСкачать
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007. №2. ВЫПУСК №10
СОДЕРЖАНИЕ
Современные геологические процессы
ДОЛИНА ГЕЙЗЕРОВ ПОСЛЕ ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ КАТАСТРОФЫ
Дрознин В.А., Селиверстов Н.И.
7
Научные статьи
ВЛИЯНИЕ НА РАСТИТЕЛЬНОСТЬ ИЗВЕРЖЕНИЯ ГРУППЫ ТУЙЛА
НА КЛЮЧЕВСКОЙ СОПКЕ (КАМЧАТКА)
Гришин С.Ю.
МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ОЛИВИН СОДЕРЖАЩИХ
БАЗАЛЬТОВКАРЫМСКОГО ВУЛКАНИЧЕСКОГО ЦЕНТРА
Гриб Е.Н.
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ БОРА МЕЖДУ ГАЗОВОЙ И ЖИДКОЙ ФАЗАМИ
ГИДРОТЕРМ МУТНОВСКОГО ВУЛКАНА (КАМЧАТКА)
Николаева И.Ю., Бычков А.Ю.
ОБЪЕМЫ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ГОР ЛОЖА ОКЕАНА В ПРОЦЕССЕ
ЭВОЛЮЦИИ ОКЕАНИЧЕСКОЙ ЛИТОСФЕРЫ
Жулёва Е.В.
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ МЕТОДОВ ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННОЙ
МАГНИТОМЕТРИИ ДЛЯ АНАЛИЗА ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ,
ИЗМЕРЕННОГО НА СПУТНИКЕ «СНАМР»
Фонарев Г.А., Харитонов А.Л., ХаритоноваГ.П.
МОДЕЛЬ КОНВЕКЦИИ ВО ВНЕШНЕМ ЯДРЕ ЗЕМЛИ
Водинчар Г.М., Шевцов Б.М.
БАЗОВЫЕ МОДЕЛИ ИСТОЧНИКОВ ВАРИАЦИЙ ВЕРТИКАЛЬНОЙ
КОМПОНЕНТЫ АТМОСФЕРНОГО ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО ПОЛЯ
Чернева Н.В., Пономарев Е.А. , Фирстов П.П., Бузевич А.В.
ПАРОКСИЗМАЛЬНОЕ ИЗВЕРЖЕНИЕ ВУЛКАНА МОЛОДОЙ ШИВЕЛУЧ,
КАМЧАТКА, 9 МАЯ 2004 Г.
Гирина О.А., Ушаков С.В., ДемянчукЮ.В.
НОВЫЕ ДАННЫЕ О ЛИССАБОНСКОМ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИИ 1.11.1755
Викулин А.В., Викулина С.А., Аргас Л.
СТРУКТУРА РАСТИТЕЛЬНОСТИ ТЕРМАЛЬНОГО ПОЛЯ КАК
ОТРАЖЕНИЕ ПРОСТРАНСТВЕННОЙ СТРУКТУРЫ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ
ПРОЦЕССОВ (НА ПРИМЕРЕ ТЕРМАЛЬНЫХ ПОЛЕЙ ПАУЖЕТСКОЙ
ГИДРОТЕРМАЛЬНОЙ СИСТЕМЫ)
Самкова Т.Ю.
ПЕРВАЯ НАХОДКА УГЛИСТЫХ ПОРОД В МЕЛОВЫХ
ПАЛЕООКЕАНИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСАХ ВОСТОЧНОЙ КАМЧАТКИ
Савельев Д.П., ЛандерА.В., Пронина Н.В., Савельева О.Л.
ПРОГНОЗНАЯ ГИС МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ КОБАЛЬТМАРГАНЦЕВЫХ
КОРОК ГАЙОТА БУТАКОВА (МАГЕЛЛАНОВЫ ГОРЫ, ТИХИЙ ОКЕАН)
Асавин А.М., Чесалова Е.И., МельниковМ.Е.
9
17
34
44
49
54
60
65
74
87
102
105
Дискуссии
КРИТИЧЕСКИЙ ОБЗОР ПРЕДСТАВЛЕНИЙ ПО ГЛАВНЫМ
ГЕОДИНАМИЧЕСКИМ НАПРАВЛЕНИЯМ СОВРЕМЕННОЙ
ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ НАУКИ В КОНТЕКСТЕ ИНФОРМАТИВНОСТИ
ОСНОВНЫХ РЕКЛАМНЫХ НАУЧНЫХ ИЗДАНИЙ РОССИИ (часть вторая)
Антонов А.Ю.
САМЫЙ КРУПНЫЙ В МИРЕ АЛЛОХТОН И ПРОБЛЕМА АТЛАНТИДЫ
Мелекесцев И.В.
118
129
Работы молодых ученых
КОМПЕНСАЦИЯ МАГНИТНЫХ СВОЙСТВ ЛЕТАТЕЛЬНОГО АППАРАТА
Харичкин М.В.
133
3
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007. №2. ВЫПУСК №10
ГРАВИТАЦИОННЫЕ МЕТОДЫ ЭКОЛОГИЧЕСКОЙ РЕАБИЛИТАЦИИ
ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ СРЕДЫ ОТ УГЛЕВОДОРОДНЫХ ЗАГРЯЗНЕНИЙ
Голубев А. А.
О ВЗАИМОСВЯЗИ СЕЙСМИЧЕСКОГО И ВУЛКАНИЧЕСКОГО
ПРОЦЕССОВ НА ПРИМЕРЕ ОКРАИН ТИХОГО ОКЕАНА
Акманова Д.Р., Осипова Н.А.
НОВЫЕ ДАННЫЕ О КИСЛЫХ ЭКСТРУЗИЯХ БАННО-КАРЫМШИНСКОГО
РАЙОНА, КАМЧАТКА
Рогозин А. Н.
138
144
156
Экспедиции, полевые семинары, практики
РОССИЙСКО- ГЕРМАНСКИЙ ПРОЕКТ «КАЛЬМАР»: КОМПЛЕКСНЫЕ
ИССЛЕДОВАНИЯ КУРИЛО-КАМЧАТСКОЙ И АЛЕУТСКОЙ ЗОН
СУБДУКЦИИ
Дулло В.-К., Ван ден Богаарт К., Баранов Б.В., Селиверстов Н.И.
СЕЙСМИЧЕСКИЕ НАБЛЮДЕНИЯ В ДОЛИНЕ ГЕЙЗЕРОВ
Кугаенко Ю.А., Салтыков В.А., Синицын В.И.
МЕЖДУНАРОДНАЯ ГЕОТЕРМАЛЬНАЯ ШКОЛА ИСЛАНДИИ
Хубаева О.Р.
165
171
173
Совещания
ПЕРВАЯ РЕГИОНАЛЬНАЯ НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКАЯ КОНФЕРЕНЦИЯ
«ПРОБЛЕМЫ КОМПЛЕКСНОГО ГЕОФИЗИЧЕСКОГО МОНИТОРИНГА
ДАЛЬНЕГО ВОСТОКА РОССИИ»
Кугаенко Ю.А.
О ПЕРВОМ ЕВРОПЕЙСКОМ ГЕОТЕРМАЛЬНОМ КОНГРЕССЕ – 2007
Рычагов С.Н.
СЕМИНАР «ПРОБЛЕМЫ МОДЕЛИРОВАНИЯ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ПОЛЕЙ
И ПРОЦЕССОВ»
Михайлов В.О. , Тихоцкий С.А., Рашидов В.А.
VI РОССИЙСКАЯ КОНФЕРЕНЦИЯ ПО АТМОСФЕРНОМУ ЭЛЕКТРИЧЕСТВУ
Фирстов П.П.
IV МЕЖДУНАРОДНАЯ КОНФЕРЕНЦИЯ «СОЛНЕЧНО-ЗЕМНЫЕ СВЯЗИ
И ПРЕДВЕСТНИКИ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ»
Булгакова В.Б., Фирстов П.П.
174
177
180
182
185
Юбилеи
188
Научные издания
195
Тематика журнала и правила для авторов
196
4
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Современные геологические процессы
ДОЛИНА ГЕЙЗЕРОВ ПОСЛЕ ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ КАТАСТРОФЫ
Географическое открытие Долины Гейзеров
Т.И. Устиновой в 1941 году изменило отношение
к Камчатке: из страны «огнедышащих гор», она
превратилась в «край вулканов и гейзеров». Долина
Гейзеров расположена в труднодоступном районе
Камчатки, на территории Кроноцкого государственного биосферного заповедника. Поэтому в
течение долгого времени после открытия, её посетителями, в основном, были лишь ученые и сотрудники заповедника. После организации в 1992 г.
Г.А. Коваленковым вертолётных экскурсий,
ежегодное количество посетителей Долины Гейзеров резко возросло и стало измеряться тысячами.
Действительно, было и есть на что посмотреть.
В мире известно всего четыре гейзерных поля:
в Исландии, Новой Зеландии, США (Иеллоустонский Парк) и на Камчатке. По высоте фонтанирования камчатские гейзеры хотя и уступают
американским, но по мощности вряд ли. Так, гейзер Великан (рис. 1, на 1 стр. обложки) выбрасывает за одно извержение 20 тонн воды (менее
чем за одну минуту), а гейзер Грот – 60 тонн за
одно извержение. Но наиболее привлекательная
особенность камчатских гейзеров - их ландшафтное оформление. Камчатские гейзеры не создают
впечатление «выжженной земли». Они вкраплены
в мягкие зелёные цвета склонов. Центральная
стенка или «витраж» поражает обилием красок. На
сравнительно небольшом участке туристической
тропы можно наблюдать самые разнообразные
формы термопроявлений: гейзеры, кипящие и
пульсирующие источники, грязевые котлы. Все
это фырчит и кипит практически под ногами,
расцвечено всеми цветами радуги и расположено
подобно картинам в галерее, можно любоваться
каждым термопроявлением отдельно. К счастью,
всё это сохранилось.
Геологическая катастрофа, произошедшая
3 июня 2007 года, существенно изменила облик
Долины Гейзеров. Отложениями гигантского
оползня и грязекаменной лавины были погребены
все источники на ручье Водопадном (рис. 2, на
2 стр. обложки), погребена или залита водой
подпрудного озера значительная часть термопроявлений по речке Гейзерной (находившихся
ниже отметки 424 м).
Т.И. Устиновой были даны названия 27
термопроявлениям (7 источникам и 20 гейзерам).
Из них 12 - не затронуты катастрофой (Гейзер в
печке нижний, Гейзер в печке верхний, Ванна, Фонтан,
Новый Фонтан, Грот, Двойной, Непостоянный,
Великан, Жемчужный, Восьмёрка, Плачущий);
погребены отложениями грязекаменной лавины
- 6 (Первенец, Тройной, Сахарный, Сосед, Гейзер у
водопада, Паровой); под водой оказались - 9
(Скалистый, Конус, Большая Печка, Каменка,
Большой, Малый, Малая Печка, Малахитовый Грот,
Щель). Первые четыре из них не только залиты
водами озера, но и погребены отложениями
лавины. Гейзеры Малый и Малая Печка оказались
под 25-метровой толщей воды, а гейзеры Большой
и Малахитовый Грот – на глубине около 10 м.
После прорыва плотины 7 июня 2007 года
уровень озера понизился примерно на 9 метров.
В последующие месяцы уровень озера продолжал
медленно понижаться, за счет дальнейшего размыва плотины и уменьшения притока талых вод.
Температура воды в озере, напротив, постепенно
росла (от 12,8 0С в июне до 23 0С в августе). По
мере снижения уровня озера, постепенно освободились от водяного плена и заработали гейзер
Малахитовый Грот (23 июля 2007 г., рис.3 на 2 стр.
обложки) и гейзер Большой (1 сентября 2007 г.,
рис. 4 на 2 стр. обложки).
Когда уровень озера был еще примерно на
2 метра выше ванны гейзера Большой, его активность проявлялась в виде расходящихся на
поверхности кругов и выходом пузырьков газа.
Температурные измерения свидетельствовали о
наличии тепловой конвекции в ванне гейзера. Когда
уровень озера сравнялся с краями ванны (но был
выше минимальной точки слива на 10-15 см),
гейзер заработал. В последнее время уровень озера
практически стабилизировался, но периодически
повышается при выпадении осадков. При этом
период извержений гейзера увеличивается с 1,5
до 2,5 часов. Характер извержений этого гейзера
изменился. Извержения стали менее мощным,
похожим на пробулькивание огромных паровых
пузырей. По окончанию извержения уровень воды
в первоначально полной ванне резко падает, почти
до дна, и ванна начинает заполняться водой озера.
Гейзер Малый, судя по расходящимся кругам
на поверхности озера (рис. 5 на 2 стр. обложки),
как источник сохранил свою активность. По
аналогии с гейзером Большим можно пред-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
7
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ДРОЗНИН, СЕЛИВЕРСТОВ
полагать, что проявления на поверхности озера это следствие не только выхода газа, но и
свидетельство тепловой конвекции в верхней части
подводящего канала гейзера. Предположение о
сохранении его «гейзерной» активности сомнительно, т.к. ранее пьезометрический уровень этого
гейзера оценивался в несколько метров, а толща
воды над ним в настоящее время - около 14 метров.
Гейзер Малый был самым продуктивным гейзером Долины; он извергал 8 тонн воды каждые
40 минут, чем превосходил даже гейзер Великан
(20 тонн каждые 6 часов). Сравнительно большая
частота извержений гейзера Малого позволяла
увидеть это впечатляющее явление в каждой
вертолётной экскурсии.
Гейзер Щель по мере подъема уровня озера
был затоплен последним, непосредственно перед
прорывом плотины, и находился под водой менее
суток. Когда уровень озера упал, он вновь
возобновил свою деятельность. Сначала произошло
5 короткопериодных (15-20 мин.) извержений с
предварительным изливом, а затем он стал извергаться в обычном своем режиме с периодом
33-34 минуты без предварительного излива, что
было характерно для него и раньше.
Полностью затопленный гейзер Малахитовый
Грот сначала, когда уровень воды ещё не опустился
ниже края его ванны, стал работать в режиме
гейзера с периодом извержений 10-20 минут. Затем,
когда его ванна полностью освободилась от вод
озера, возобновил свою деятельность как кипящий
пульсирующий источник. Конечно, узнать его
трудно, т.к. вся нижняя часть его постройки скрыта
наносами обломочного материала.
Весьма интересным для исследований представляется наблюдаемое взаимодействие термопроявлений типа «парящий грунт» с водами подпрудного озера. В результате такого взаимодействия образуются новые кратковременно живущие
источники (рис. 6 на 2 стр. обложки).
Несомненно, большой интерес для ученых
представляет и постепенное восстановление
гидрологического режима ручья Водопадный,
нарушенного гигантским оползнем и грязекаменной лавиной. Поверхностный сток этого ручья
к настоящему времени уже представлен цепочкой
неявно связанных озер.
Особого внимания заслуживает изучение современного осадконакопления в Долине Гейзеров,
коренным образом изменившегося после образования подпрудного озера. Весь обломочный
материал, ранее транзитом переносимый бурными
водами речки Гейзерной, теперь осаждается в
подпрудном озере. В месте впадения речки в озеро
стремительно, буквально на глазах формируются
аккумулятивные тела типа устьевых баров и кос
(рис.7 на 2 стр. обложки). Идет интенсивное заполнение озера обломочным материалом, сокращение
8
его объема и площади. Очевидно, что если уровень
подпрудного озера существенно не понизится, на
его месте со временем сформируется аккумулятивная аллювиальная равнина. Вопрос лишь в том,
насколько быстро это случиться и каким образом
отразится на режиме геотермальной системы
Долины Гейзеров.
Как видим, в результате произошедшей
геологической катастрофы природа предоставила
нам уникальную возможность наблюдать и изучать
весьма широкий спектр современных геологических процессов.
К сожалению начальный, наиболее интересный этап изучения Долины Гейзеров непосредственно после произошедшей катастрофы был
выполнен в минимальном объеме. Несмотря на
множество «экстренных» заседаний чиновников
различного ранга и уровня, посвященных этому
событию, обещанное финансирование на
проведение исследований Институт вулканологии
и сейсмологии до конца 2007 г. так и не получил.
Выражаем благодарность М.М. Задорнову,
президенту и председателю правления банка
ВТБ-24, за своевременно оказанную спонсорскую
поддержку исследований в Долине Гейзеров,
Российскому фонду фундаментальных исследований, выделившему средства по проекту
экстренной поддержки материально-технической
базы института (проект № 07-05-01801), а также
участникам проекта ДВО РАН (№06-III-А-08-334),
принявшим участие в оперативной организации
и проведении исследований.
Дрознин В.А., к.т.н., ведущий научный
сотрудник ИВиС ДВО РАН
Селиверстов Н.И., д.г.-м.н., зам. директора
ИВиС ДВО РАН
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Научные статьи
УДК 581.9 (571.63): 582.542.1
ВЛИЯНИЕ НА РАСТИТЕЛЬНОСТЬ ИЗВЕРЖЕНИЯ ГРУППЫ ТУЙЛА
НА КЛЮЧЕВСКОЙ СОПКЕ (КАМЧАТКА)
© 2007 С.Ю. Гришин
Биолого-почвенный институт ДВО РАН, Владивосток, 690022
e-mail: grishin@ibss.dvo.ru
Рассматриваются последствия извержения побочного прорыва Ключевской сопки – группы Туйла.
В 1932 г. на высоте около 500 м, в верхней части лесного пояса, произошло первое историческое
латеральное извержение крупнейшего вулкана России. В течение года из трех центров извержений
излились лавовые потоки, была извергнута тефра (вулканические бомбы, шлак, песок). Краткое
полевое обследование района прорыва спустя несколько десятилетий позволило оценить
результаты поражения и особенности восстановления растительности. В результате извержения
лесная растительность погибла на площади около 4.5 кв. км, в том числе - в радиусе нескольких
сотен метров от центров прорывов вследствие выпадения тефры. Необычной особенностью
поражения древостоев из березы каменной была гибель деревьев при минимальной мощности
выпавшей тефры – около 1 см, тогда как на Камчатке этот порог составляет обычно не менее 25
см. Обсуждаются возможные факторы поражения растительного покрова эксплозивной
деятельностью, среди которых наиболее вероятны: прямое тепловое излучение от эруптивных
центров, выпадение тефры в виде бомб, химическое отравление.
ВВЕДЕНИЕ
В январе 1932 г. в нижней части склона
Ключевской сопки, крупнейшего вулкана России,
началось первое историческое латеральное
извержение. На склонах вулкана расположено
множество конусов боковых прорывов, но все они
образовались задолго до появления русских
казаков на Камчатке, т.е., до XVII в. Прорыв
образовался на высоте около 500 м над ур. м., в
поясе горного леса, что является большой редкостью на Камчатке – центры большинства извержений находятся в высокогорной безжизненной
местности. Извержение происходило недалеко от
поселка Ключи, и потенциально могло ему
угрожать. Извержение прорывов группы Туйла
наблюдали камчатский натуралист П.Т. Новограбленов (1933а, 1933б) и геоботаник Г.И. Карев
(1933). К исследованиям подключились и геологи
(Кулаков, 1934), а затем неостывший прорыв с
его лавовыми потоками, шлаковыми конусами и
фумаролами стал своеобразным полигоном для
исследований вулканологов, организовавших
вскоре в пос. Ключи первую в нашей стране
вулканологическую станцию(Действующие...,
1991; Пийп, 1956).
Вулканические извержения, затрагивающие
непосредственно «зону интересов» человека (его
среду обитания, хозяйства) на Камчатке и
Курилах – отнюдь не частое явление. ХХ век
оказался богатым на такие события, в то время
как в предыдущие два столетия их было немного.
В ХХ веке на Камчатке произошли грандиозные
извержения вулканов Ксудач, Безымянный,
Шивелуч, Толбачик, крупное извержение вулкана
Авачинский. Все они произошли в ненаселенной
местности, ущерб человеку и хозяйственной
деятельности был нанесен относительно небольшой, однако природный комплекс существенно
пострадал на значительных территориях – леса на
площади в сотни квадратных километров были
полностью уничтожены и на еще большей
территории в той или иной степени разрушены
(Гришин, 2003). В аспекте исследования естествен-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
9
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРИШИН
ных процессов разрушения и восстановления природных экосистем каждое извержение представляет
большой интерес. Автора в частности интересовало,
как происходило поражение древостоев березы
каменной – главной лесной породы Камчатки,
как восстанавливались разрушенные сообщества.
Ранее были получены данные по влиянию на
растительность Большого трещинного Толбачинского извержения (БТТИ) 1975 г., причем спустя
несколько лет после извержения, когда восстановительные смены только начинались. В данном
случае после извержения прошло 56 лет, и можно
было наблюдать продвинутые стадии сукцессии.
При обследовании стояли следующие вопросы:
каков масштаб поражения растительности, как
связаны мощность тефры и уровни гибели /
выживания доминантов растительного покрова,
каковы факторы поражения и особенности восстановления растительности.
Доступность прорыва Туйла оказалась непростой. Полевую работу очень осложняла безводность местности, характерная для активных
вулканов; выразительное описание этой проблемы
встречаем у П.Т. Новограбленова (1929). Лишь
работая на пешем маршруте, пересекавшем
Ключевскую группу вулканов, автор достиг
района извержения, двигаясь от альпийского пояса
Ключевской сопки через прорыв Туйла и далее,
через лесной пояс до пос. Ключи. В результате
представилась возможность краткого обследования
района прорыва.
лапилли и бомб), в меньшей степени – в виде
лавовых излияний. Крупнейшими были извержения 1737, 1944-1945 и 1994 годов. Так, объем
тефры, выпавшей в 1944-1945 г., достиг величины
0.6 км3 (Пийп, 1956).
Извержение 1932 г. началось достаточно внезапно. В течение года один за другим образовались
три прорыва (рис.), названные вулканологами
Киргурич, Туйла и Биокось (первые два были
названы П.Т. Новограбленовым сначала «Пацан»
и «Фаина», соответственно). Киргурич извергался
с 25 января по 25 мая, Туйла – с конца июня до
начала ноября, Биокось – с 13 ноября (Пийп,
1956). Центры прорывов представляли собой
конусы тефры, выросшие на месте трещин, из
жерла которых с грохотом и ревом вырывалась
смесь газов и раскаленных вулканитов. Тефра
разлеталась в радиусе 1-2 км в виде вулканического шлака, песка, лапилли и бомб. Размеры
конусов были значительными: у Туйлы, например,
он достигал 50 м в высоту и 160 м в диаметре.
После эксплозивного этапа (по 2.5 недели у
Киргурича и Туйлы) у каждого прорыва начинался
эффузивный: в итоге 3 излившихся потока лавы
имели длину до 4 км, суммарная площадь их
составила 4.1 км2 при средней мощности потоков
20-25 м. Состав лавы – оливиново-пироксеновый
базальт (Пийп, 1956). По суммарным объемам
изверженных вулканитов это извержение относится
к относительно небольшим. Объем тефры составил
6 млн. м3, лавы – 90 млн. м3 (Действующие...,
1991). Для сравнения, при образовании Северного
ПРИРОДНЫЕ УСЛОВИЯ И ОСОБЕННОСТИ
ИЗВЕРЖЕНИЯ
Ключевской – наиболее мощный вулкан
региона, самый высокий (около 4800 м) из
активных вулканов Евразии (Действующие...,
1991). Северо-восточный сектор массива, занимаемый Ключевским вулканом, относится к
району типично камчатского океанического
комплекса лесов из березы каменной, стлаников
и лугов.
Ключевской – молодой вулкан, он образовался
около 6-7 тыс. лет назад. На склонах, крутизна
которых меняется от 4о у подножий до 35о у
верхней части конуса, располагаются около 80
побочных кратеров, образовавшихся за последние
4 тыс. лет. Из них излились базальтовые лавовые
потоки, которые, переслаиваясь с чехлами
пирокластики, образовали сплошные разновозрастные покровы в высотном интервале от 2000 м
до 500 м (Действующие..., 1991). За исторический
период 1697-1932 гг. вулкан извергался 38 раз;
только из центрального кратера. Извержения были
эксплозивными или эффузивно-эксплозивными,
т.е. происходили преимущественно в виде выбросов
раскаленной тефры (совокупность пепла, шлака,
10
Рис. Район работ. Номерами обозначены трансекты,
точками – центры прорывов, темными контурами –
лавовые потоки.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЛИЯНИЕ НА РАСТИТЕЛЬНОСТЬ ИЗВЕРЖЕНИЯ ГРУППЫ ТУЙЛА НА КЛЮЧЕВСКОЙ СОПКЕ
прорыва БТТИ 1975 г. также образовались 3
конуса, однако размер их был существенно больше
– до 300 м высотой и 1 км в диаметре; площадь
лавовых потоков составила около 9 км2, объем
эффузивов – 223 млн. м3, а тефры – 954 млн. м3
(Действующие..., 1991). После завершения
извержения прорыва группы Туйла ряд лет
продолжались постэруптивные процессы (фумаролы и др.).
МЕТОДИКА
Обследовать удалось районы прорывов
Киргурич и Туйла, расположенных на левом берегу
р. Крутенькой (рис.). Сразу было выявлено, что
пространственный диапазон, в котором «выпали»
доминанты лесной растительности, в первую
очередь береза каменная, совсем небольшой –
несколько сотен метров. Далее располагались
живые деревья, пережившие извержение. После
осмотра территории был заложен трансект от
прорыва Туйла в направлении г. Туйла (азимут
285о), по градиенту уменьшения мощности тефры.
Было описано 10 точек, располагающихся на
расстоянии 50 м друг от друга. Трансект шел почти
от края лавового потока. Он был заложен
приблизительно на одном высотном уровне, в
условиях пересеченного рельефа, наследовавшего
неоднородности древних (возраст вероятно не менее
3-4 тыс. лет) лавовых потоков. Для контроля мы
заложили второй трансект, идущий от прорыва
Киргурич в сторону вершины Ключевской сопки
(азимут 220о) и направленный также по градиенту
убывания мощности тефры.
РАСТИТЕЛЬНОСТЬ
Высотная поясность растительности Ключевской группы вулканов была описана автором
(Гришин, 1996). В северо-восточной части массива,
где располагается прорыв Туйла, приблизительно
до 500 м н.у.м. поднимается лесной пояс,
представленный
лиственными
лесами
преимущественно из березы каменной Betula
ermanii (названия растений приводятся по
(Определитель..., 1982)). В интервале 500-700 м
располагается экотон между лесным и субальпийским поясом. Субальпийский пояс, представленный главным образом стланиками и субальпийскими лугами, достигает необычно большой
ширины – до 4-5 км, и поднимается приблизительно до 1000 м. Выше располагается пояс
альпийской растительности, о которой почти нет
данных. Субальпийская растительность, находящаяся на контакте с лесной, была представлена
зарослями стлаников, в основном ольхового Alnus
fruticosa s.l., иногда с участием кустарниковой
рябины Sorbus sambucifolia, древовидных и
кустарниковых ив, изредка – кустов кедрового
стланика Pinus pumila. Все это комбинировалось с
высокотравными и разнотравными лугами.
Ольховник до извержения был представлен
подлеском под пологом березняков и куртинами
между языками и островками леса.
ПОСЛЕДСТВИЯ ИЗВЕРЖЕНИЯ
В пределах 500 м длины трансекта I мощность
тефры падает от 41 см до 1-2 см, причем в начале
это грубый темный шлак, в конце – вулканический песок. Сверху тефра Туйлы была перекрыта
светлым пеплом вулк. Безымянный (извержение
1956 г.), мощностью 5-7 см. Между ними на тт. 4-6
(200-300 м от начала трансекта) отмечена
погребенная дернина мощностью 2-3 см; поверх
пепла Безымянного образовалась новая дернина,
мощностью от 1-2 до 5-6 см.
Рассмотрим далее изменения в растительном
покрове для наглядности по ярусам: древесному,
кустарниковому, травянистому. На всем протяжении трансекта наблюдались мертвые стволы березы
каменной, имеющих средний диаметр 30-40 см
(нередко более 50 см), причем ближе к началу
трансекта это был чаще валеж, а далее – единичные стоящие останки стволов; к концу трансекта
число их и степень сохранности увеличивались. В
конце трансекта (т. 10) наряду с сухими стволами
появились и выжившие деревья. Молодые березы
начали встречаться на расстоянии 300-400 м от
начала профиля. Так, на т. 7 (мощность тефры –
4 см) березка диаметром 9 см имела возраст 28
лет, т.е. поселилась приблизительно 25 лет спустя
после извержения.
В начале трансекта, в пределах первых
50-100 м, где наблюдаются максимальные
отложения грубого шлака (мощность 41-30 см),
кустарниковый ярус был полностью разрушен,
новые растения не поселились. На шлаковых
пустошах встречаются только несомкнутые
куртинки травянистых растений. Из древесных
растений в начальной стадии сукцессии здесь
поселилась ива Salix caprea (высотой до 6-7 м,
диаметр стволов до 14 см, возраст 40 лет, т.е.
поселилась примерно через 12-14 лет после
извержения). Ивы имеют треснувшие стволы,
выглядят больными. Единично встречается подрост
тополя Populus suaveolens высотой до 1 м. Ольховник
- доминант субальпийского пояса (сменяющего
на данном высотном уровне лесной пояс) - в
основном погиб. В пределах трансекта он начинает
существенно появляться в 150 м от края лавового
потока, покрывая здесь до 30 % площади.
Ольховник представлен отдельными кустами
высотой до 2-3 м, диаметр ветвей - 4-5 см, возраст
13-15 лет. Эти характеристики сохраняются и далее,
на протяжении 200 м; участие в покрове от
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
11
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРИШИН
отдельных кустиков до покрытия 30-40%. Единично встречаются кустики рябины кустарниковой
до 1.5-2 м высотой. На расстоянии 350 м от начала
трансекта (т. 7) условия стали щадящими для поселения древесных растений значительно раньше:
ольховник поселился через 12 –13 лет после извержения, к 1988 г. высота его зарослей достигала
4-5 м, а диаметр ветвей - 10 см. Выживший ольховник встречается в конце трансекта (начиная с т. 10),
здесь он достигает высоты 5-6 м и диаметра ветвей
- 10-15 см.
Травяной ярус на шлаковых пустошах начала
трансекта был не сомкнут (покрытие до 30%), т.е.
находился в начальной стадии формирования,
представлен небольшими куртинами из иван-чая
Chamerion angustifolium, вейника Calamagrostis
purpurea, полыни Artemisia arctica, волжанки
Aruncus dioicus, хвоща Equisetum pratense. Далее по
трансекту (тт. 2-4) куртины сменяются относительно сомкнутой луговой растительностью, проективное покрытие которой 70-90%, высота травостоя
от 0.5 до 1.5 м. Здесь присутствуют луговые виды
– мытник Pedicularis resupinata, анафалис Anaphalis
margaritaceae, чемерица Veratrum oxysepalum,
соссюрея Saussurea pseudo-tilesii, золотарник
Solidago spiraeifolia, осоки Carex spp. при доминировании иван-чая. По мере удаления от начала
трансекта постепенно добавляются кустики
смородины Ribes triste и шиповника Rosa amblyotis.
Растения часто встречаются куртинками (полынь,
иван-чай, волжанка, вейник); встречающиеся
участками шлаковые пустоши покрывают латки
лишайников. Приблизительно с середины трансекта
луговая растительность становится сомкнутой
(покрытие - 100%), начинает доминировать
высокотравье: борщевик Heracleum dulce, волжанка, с участием луговых видов (иван-чай, мытник, полынь, соссюрея, подмаренник Galium
boreale, сарана Lilium debile, чина Lathyrus pilosus,
хвощ, кровохлебка Sanguisorba officinalis, герань
Geranium erianthum, василистник Thalictrum minus,
вейник, осоки, местами – ирис Iris setosa).
Кустарники здесь встречаются также довольно
значительно, покрывая иногда до 50% поверхности.
Наиболее обычны шиповник, кусты ольховника,
и местами особенно обильна кустарниковая рябина.
Второй трансект был заложен для контроля;
он был направлен от края потока Киргурич. Здесь
падение мощности тефры было еще более резким:
если в 100 м от края потока было отмечено 8-10 см
грубого, размерностью до 3-4 см шлака, то еще
через 100 м слой тефры выклинивался до 1 см и
состоял из грубого песка. Еще через 50 м прослойка
тефры практически исчезала и появлялись первые
выжившие деревья. Таким образом, от края
лавового потока весь диапазон поражения /
выживания занимал 250 м, а от кратера – не более
350 м.
12
ПОРАЖЕНИЕ РАСТИТЕЛЬНОСТИ
Необычным на данном прорыве был малый
радиус зоны гибели растительности – до 500 м, а
на отдельных направлениях – и до 300 м. Это
объяснимо относительно небольшой мощностью
воздействия. Сложнее объяснить гибель крупных
деревьев при мощности отложенной тефры в 1(!)
см. Нами обследованы районы всех крупных
пеплопадов ХХ века на Камчатке, повреждавших
лесную растительность (Гришин, 2003). Там были
установлены пороги, при которых происходила
гибель березы каменной. Так, после извержения
вулк. Ксудач (1907 г.) этот порог совпадал с
уровнем 30-70 см мощности отложенной дацитовой
пемзы (Гришин и др., 1997; Grishin et al., 1996).
При изучении лесов после извержения вулк.
Авачинский (1945 г.) нам не удалось обнаружить
зону полного поражения даже при мощности 50 см
базальтовой тефры. При извержении вулк. Шивелуч
в ноябре 1964 г. критическим уровнем для гибели
березового древостоя была мощность отложений
27 см (Гришин и др., 2000), при извержении
Северного Толбачинского прорыва (1975 г.) –
25 см (Гришин, 1996). К сожалению, после
перечисленных пеплопадов прошло несколько
десятилетий, очевидцев гибели лесов не было,
поэтому восстановить детали и причины
поражения невозможно. Лишь в районе БТТИ
автору удалось поработать «по свежим следам», 3
года спустя после извержения, и сделать ряд
наблюдений (часть из них изложена в виде
описаний лесных сообществ (Сидельников,
Шафрановский, 1981: стр. 115-125)). Там же, в
субальпийском поясе Толбачика, через 9 лет после
пеплопада удалось путем анализа древостоя
выявить, что выпадение даже 2-3 см тефры
приводило к усыханию существенной части
древостоя подгольцовых каменноберезняков
(Гришин, 1996). На основании работ на Толбачике
было выявлено, что тефра в виде тонкого пепла,
осаждаясь в условиях моросящих дождей на
облиственной кроне дерева, приводит к очень
высокой нагрузке и вызывает обламывание ветвей,
изгибание стволов молодняка, особенно загущенных древостоев. Но как объяснить, что в районе
прорыва Туйла при ничтожной мощности
отложений погибли крупные деревья? Сходным
для извержений Северного прорыва БТТИ и
Туйлы было то, что они произошли летом, в
вегетационный сезон; различным был характер
засыпания тефрой. В районе Толбачика пеплопады
воздействовали на каменноберезняки на расстоянии до 15 и более км от центра извержения,
поскольку тонкая тефра выпадала из мощного
эруптивного столба; в районе Туйлы радиус
выброса тефры был небольшим. Сравнение с
другими районами (Ксудач, Авачинский, Шиве-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЛИЯНИЕ НА РАСТИТЕЛЬНОСТЬ ИЗВЕРЖЕНИЯ ГРУППЫ ТУЙЛА НА КЛЮЧЕВСКОЙ СОПКЕ
луч) говорит о том, что в зимних условиях
летнезеленые древесные растения менее подвержены отрицательному воздействию пеплопада:
деревья находятся в спящем состоянии, без
листвы; возможно, отчасти защитную роль играет
снег на кроне.
Определенные подсказки дают наблюдения
очевидцев извержения. П.Т. Новограбленов (1933б)
сообщает, что по свидетельству первых очевидцев,
3 дня спустя после начала извержения Киргурича
(«Пацана») «заросли ольховника и березовый лес
представляли собою кладбище леса. … В 100 м от
кратера …жар жег лицо» (с. 390). Летом он уже сам
наблюдал, как лавовый поток Киргурича, «пройдя
по березовому лесу, не вызвал пожара; крупные
березы были придавлены глыбами лавы и засыпаны
шлаками по бокам потока, причем обугленных
деревьев обнаружено не было» (с. 392). «Фаина
выкидывала … шлак, очень легкий, падавший на
пространстве до 2 км от кратера… В радиусе до 500
м листва деревьев пожелтела. …Падал дождь лапилли
и мелких кусочков шлака, совершенно холодных,
легких» (с. 395). «Упавшие … бомбочки принудили
убежать под защиту старой, разбитой уже бомбами
березы. …Прямо к ногам упала бомбочка, зажегшая
корни моей березы» (с. 396).
Г.И. Карев (1933) пишет: «До огнедышащей
Фаины оставалось не более 1 км. Слева от нас,
через деревья с желтой съежившейся от жары и
газов листвой, высилась гряда потока лавы Пацана.…
Смрад, жара и резкие газы разжигали жажду…
Всюду чувствовался резкий запах серы и соляной
кислоты» (с. 405). О древесной растительности
недалеко от лавового потока он пишет, как о
«хаосе вывороченных деревьев с полуобгоревшими
поломанными ветвями» (с. 406). «Отдельные бомбы
взлетали до высоты 800-1000 м» (с. 407).
В.С. Кулаков (1934) записал, что из шлаков
местами видны пни берез. С удалением от прорыва
появлялись голые стволы берез, затем поломанный
ольховник и березы с частично поломанными
ветвями. Таким образом, ясно виден определенный
ряд по степени разрушения деревьев бомбами.
Кулаков отметил, что в различных местах на
фумарольных площадках поднимался сизоватый
дым, состоящий предположительно из паров NH4Cl
и HCl.
Судя по приведенным свидетельствам, деревья
и кустарники испытывали сильнейший тепловой
шок. Растения не выдерживают столь мощное
термическое воздействие. Так, у ели аянской уже
при 50-52оС происходит коагуляция протоплазмы
(Золотарев, 1971, цитируется по (Манько, 1987)).
В ряду других опасностей экстремально высокой
температуры для растений – иссушение, ожоги,
разрушение хлорофилла, необратимые расстройства
физиологических процессов, тепловая денатурация
белков (Горышина, 1979). Как действует сверх-
высокая температура на древесные растения, нам
довелось увидеть недавно на вулк. Шивелуч. В
конце зимы 2005 г. там произошло мощное
извержение с выбросом огромного раскаленного
пирокластического потока, который прошел по
долине р. Байдарной. Хвойный лес, росший по
бортам долины, испытал опаливание раскаленной
волной из пеплово-газовой смеси, температура
которой, по оценке вулканологов (О.А. Гирина,
личное сообщение), достигала 900оС. В августе
2005 г., мы отметили, что лес усох на расстоянии
100-200 м от края потока. Ели и лиственницы не
имели видимых повреждений, хотя отдельные
деревья на краю леса сгорели. Лишь на белой коре
у деревьев березы каменной близ потока был четко
виден след обжигания со стороны движения
раскаленной волны (сверху).
Таким образом, намечаются следующие
факторы гибели древесной растительности:
бомбопад и пеплопад, термическое обжигание и
иссушение листвы, ветвей и стволов, воздействие
агрессивных газов, вероятное изменение химизма
почв. Первый фактор – бомбардировка бомбами и
крупными лапилли и шлаками – действовал на
расстоянии первых сотен метров, по видимому, в
пределах около 200 м по профилю нашего трансекта.
Далее по профилю более тонкая тефра могла
действовать разрушительно, цементируясь на
листве и ветвях деревьев и кустарников, приводя
к их обламыванию. Самым необычным фактором
была термическое обжигание растений. Отметим,
что упомянутый выше жар, который «жег лицо»,
отмечался в пик зимы (28 января), когда средняя
температура воздуха, с учетом высотного
температурного градиента, опускается ниже –20оС.
Какая-то часть древесной растительности
пострадала и непосредственно от раскаленных бомб.
Но главным был мощнейший источник высокотемпературного излучения от эруптивных центров,
а также (в меньшей степени) лавовых потоков.
Кроме того, в районе извержения сформировалась
термическая аномалия, которая существовала
длительное время (возможно, несколько лет), и
повышение температуры воздуха не могло не
сказаться на ритмах развития древесных растений.
Существенно, что лавовый поток не только
не вызвал пожара, но и не приводил к обугливанию стволов березы, с которыми край потока
вступал в контакт. Ситуация на первый взгляд
парадоксальная: с одной стороны раскаленная до
1000 о текущая лава, а с другой стороны –
древесина. На самом деле, динамичная текущая
часть потока покрыта с боковых сторон и сверху
глыбами остывающей лавы; в результате в
нескольких метрах от борта очень медленно
двигающегося лавового потока можно не ощущать
повышенную температуру, как мы наблюдали это
во время извержения вулк. Карымский (восточная
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
13
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРИШИН
Камчатка) в 1997 г. (Grishin et al., 2000). В случае
же, если лава, как на Гавайях, состоит из жидкого,
текучего раскаленного базальта, происходит
частичное обугливание стволов, коры березы в
месте примыкания к лаве. Автор наблюдал это на
лавах Северного прорыва Толбачинского извержения 10 лет спустя после извержения 1975 г.
Судя по фотографиям вулканологов, локальные
пожары неоднократно отмечалось во время БТТИ
(Действующие..., 1991). Возгорание происходило
на контакте с легковоспламеняемой растительностью: зарослями кедрового стланика,
лиственничниками с лишайниками и багульником
Ledum spp. в нижнем ярусе.
Сказывались ли климатические экстремумы
на поражении растительности? По-видимому, в
1932 г. их не было. Средняя температура воздуха
на метеостанции «Ключи» в июле 1932 г., по
изученным архивным данным метеослужбы
Камчатки, составляла 14.7оС, что точно соответствует среднему многолетнему значению (Справочник…, 1966), а среднегодовая температура 1932 г.
была ненамного ниже средней многолетней (-1.8оС
и –1.2оС, соответственно). Тепловой индекс Т. Кира
(Kira, 1977), показывающий теплообеспеченность
вегетационного периода, составляет для июнясентября 1932 г. +26.2оС, при среднем многолетнем
значении +27.9оС (Гришин, 1996: таб. 1, рис. 18).
Между тем исследованная территория расположена
на верхнем пределе сомкнутого леса, а предел этот
лимитируется в основном уровнем теплообеспеченности. Возможно, часть пострадавших, но
выживших деревьев не перенесла крайне холодного
сезона 1947 г., когда К Kira был равен 20.8о С, а
средняя температура самого теплого месяца
опустилась до 12.0оС (наиболее низкие показатели
за период наблюдений 1909-1985 гг.), что с учетом
высотного градиента означает 10оС для района
извержения. Порог в 10оС – известный климатический рубеж, совпадающий с пределом
существования лесной растительности (как в горах,
так и в Субарктике). Отметим, что поселение
древесных растений, как упомянутой выше
березки на т. 7 трансекта, совпадает с теплыми
сезонами 1956-1959 гг. (Кkira,соответственно: 29.6оС,
31.2 о С, 30.4 о С, 32.3 о С, а среднеиюльская
температура достигала в 1957 и 1959 г.г. рекордного
значения +17.3оС).
Таким образом, прилегающая к прорывам
часть древесной растительности сразу же погибла
(в течение нескольких дней или первых недель
для более удаленной растительности). Более
удаленные древостои и стланики подверглись
длительному тепловому и химическому воздействию, а также другим неблагоприятным воздействиям (пеплопад, налипание пепла на кроны,
химическое воздействие через почвы, кислотные
дожди). В результате наблюдался ряд по постепен14
ному уменьшению числа погибших древесных
растений с удалением от центров извержения.
Отмирание деревьев, вероятно, происходило в
три временных ряда:
1. В первые дни/недели (главным образом, изза бомбопада);
2. В первый сезон/год (из-за термического,
химического, механического поражения);
3. В течение ряда лет/первых десятилетий после
извержения (постепенное отмирание частично
пораженных деревьев после внешних воздействий
– погодных экстремумов, навалов снега, обледенений крон, пеплопадов, нападений вредителей
и т.д.).
ВОССТАНОВЛЕНИЕ РАСТИТЕЛЬНОСТИ
При изучении восстановительных смен
используют понятия первичной и вторичной
сукцессии (Миркин и др., 1989). Первая начинается
на новом субстрате, развитие экосистемы
начинается «с нуля», вторая – происходит в
условиях, когда восстанавливающиеся или
поселяющиеся растения использует семена,
зачатки, части сохранившихся растений, а также
питательные ресурсы почвы. Подробно понятия
разобраны нами на примере сукцессии, последовавшей после извержения вулкана Ксудач
(южная Камчатка) в 1907 г. (Гришин и др., 1997;
Grishin et al. 1996).
В данном случае можно говорить об условно
первичной сукцессии в зоне, примыкающей к
прорыву (первые 50-100 м). Здесь, в условиях
относительно мощного слоя тефры (до 40 см и
более, учитывая пепел вулк. Безымянный), перекрывшего почву, и мощных вулканогенных
факторов, уничтоживших древесную растительность, сукцессия начинается как первичная,
имитируя ее (в том числе демонстрируя сложность
поселения и закрепления растений на голой тефре
– первично неблагоприятном субстрате с точки
зрения водообеспечения, минерального и азотного
питания). Однако как только древесные растения
достигают корнями погребенной почвы, ситуация
преображается, и деревья и кустарники начинают
быстро расти, не испытывая угнетения (что обычно
бывает при первичной сукцессии). Слой тефры
мощностью в 40 см, явное химическое воздействие
и возможно другие неблагоприятные факторы, не
позволили, по-видимому, сохранить в этой зоне
банк семян растений травяно-кустарничкового
яруса, а также помешали многолетним растениям
прорасти через тефру. Однако на небольшом
удалении от центра извержения, в зоне, где
мощность тефры резко падает (до 15 см и менее),
это произошло достаточно быстро, и на расстоянии
150 м от прорыва травостой высотой до 1 м
покрывает до 90% поверхности, что говорит о
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЛИЯНИЕ НА РАСТИТЕЛЬНОСТЬ ИЗВЕРЖЕНИЯ ГРУППЫ ТУЙЛА НА КЛЮЧЕВСКОЙ СОПКЕ
том, что он частично восстановился. Таким
образом, здесь уже явно выражена зона вторичной
сукцессии. Заселение ее ольховником идет
достаточно быстро, а заселение березой – вопрос
времени. В настоящее время выросшие березы
расположены так, что демонстрируют случайный
характер поселения. Вероятно, захватившая
пространство травяная растительность и постепенно
сменяющий ее ольховник будут серьезным
препятствием для поселения березы.
На лаве Туйлы было отмечено небольшое
количество поселившихся растений, среди них:
иван-чай, камнеломка Saxifraga chlerlerioides,
тополь, ольховник. Куст последнего имел высоту
1.5 м, диаметр ветвей – 2 см, возраст – 15 лет.
Растения селились в трещинах и полостях, где
скапливался мелкозем, древесный мусор и другая
органика, имелся доступ к местам аккумуляции
влаги. Распределение растений на лаве было редким
и случайным. Это было похоже на заселение
растениями гладкой лавы типа «пахоехое», которое
мы наблюдали на потоках Толбачинского дола,
имевших возраст около 500 и 1000 лет (Гришин,
1992).
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Извержение прорыва Туйла демонстрирует
необычное сочетание факторов поражения
типичной камчатской растительности – при низкой
эксплозивности извержения на древесную
растительность воздействовали термический,
химический и механический факторы. Низкое
высотное положение прорыва привело к гибели
окружающую лесную растительность в результате
прямого теплового и химического воздействия из
эруптивных центров. Аналогов в исторический
период на Камчатке этому извержению не было.
Некоторое подобие характера воздействия на
растительность демонстрировали извержения
кратера Былинкиной (Ключевская сопка, 1951 г.)
и Северный прорыв Толбачинского извержения
(1975 г.). Однако оба центра последних извержений
находились выше границы леса (примерно на выс.
950 м над ур.м.), и растительность (лесная на
Толбачике, лугово-ольховостланиковая в районе
кратера Былинкиной) пострадала в основном от
механического воздействия тефры.
Территория вокруг прорыва Туйла, опустевшая после извержения, будет зарастать до первоначального состояния в течение нескольких
столетий на шлаковых пустошах и нескольких
(1.5.-2) тысячелетий на лаве, если развитие не
прервется новым катаклизмом. Умеренные извержения будут способствовать ускорению сверхмедленной сукцессии на лаве, создавая более
благоприятный субстрат для поселения растений.
Каждое извержение, явно воздействующее на
биоту, является уникальным событием, требующим комплекса исследований. Задача исследователей – не пропустить эти удивительные природные явления. Здесь нельзя не отметить самоотверженность камчатского натуралиста П.Т. Новограбленова, дважды побывавшего на прорыве и
опубликовавшего статьи об этих событиях. Замечательный исследователь трагически погиб через
несколько лет после извержения 1932 г. Настоящая
публикация – дань его памяти.
Список литературы
Горышина Т.К. Экология растений. М., Высшая
школа, 1979. 368 с.
Гришин С.Ю. Сукцессии подгольцовой растительности на лавовых потоках Толбачинского дола
// Ботанический журнал. 1992. № 1. С. 92-100.
Гришин С.Ю. Растительность субальпийского пояса
Ключевской группы вулканов Владивосток:
Дальнаука, 1996. 156 с.
Гришин С.Ю. Крупнейшие вулканические извержения ХХ столетия на Камчатке и Курильских островах и их влияние на растительность
// Известия Русского Географического
общества. 2003. Т. 135. Вып. 3. С. 19-28.
Гришин С.Ю., Крестов П.В., Верхолат В.П. Влияние
катастрофического извержения вулкана
Ксудач (Камчатка, 1907 г.) на лесную
растительность // Комаровские чтения. Вып.
XLIII, Владивосток: Дальнаука, 1997.
С. 210-244.
Гришин С.Ю., Крестов П.В., Верхолат В.П., Якубов
В.В. Восстановление растительности на вулкане
Шивелуч после катастрофы 1964 г. //
Комаровские чтения, вып. XLVI. Владивосток:
Дальнаука, 2000. С. 73-104.
Действующие вулканы Камчатки / Отв. ред.
академик Федотов С.А. М.: Наука, 1991. Т.1.
302 с.
Карев Г.И. «Пацан» и «Фаина», новые паразиты
Ключевского вулкана // Изв. ГГО. 1933. Т. LXV.
Вып. 5. С. 404-407.
Кулаков В.С. Паразитные кратеры, возникшие в
1932 г. у подножья Ключевского вулкана на
Камчатке // Записки Ленинградского горного
института. 1934. Т. VIII. С. 17-30.
Манько Ю.И. Ель аянская. М.: Наука, 1987. 280 с.
Миркин Б.М., Розенберг Г.С., Наумова Л.Г. Словарь
понятий и терминов современной фитоценологии. М.: Наука, 1989. 223 с.
Новограбленов П.Т. Среди гигантов (путешествие
вокруг Ключевского вулкана в 1927 г.) //
Изв. ГРГО. 1929. Вып. 1. С. 25-39.
Новограбленов П.Т. Извержение паразитного
кратера Ключевского вулкана // Изв. ГГО. Т.
LXV. Вып. 1. 1933а. С. 52-54.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
15
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРИШИН
Новограбленов П.Т. Извержение Пацана и Фаины
на Камчатке // Изв. ГГО. Т. LXV. Вып. 5. 1933б.
С. 387-401.
Определитель сосудистых растений Камчатской
области. М.: Наука, 1982. 412 с.
Пийп Б.И. Ключевская сопка и ее извержения в
1944-1945 гг. и в прошлом // Тр. Лаб. вулканологии. 1956. Вып. 11. 309 с.
Сидельников А.Н., Шафрановский В.А. Влияние
извержения вулкана Толбачик 1975-1976 на
растительность // Лесоводственные исследования на Сахалине и Камчатке. Владивосток:
ДВНЦ АН СССР. 1981. С. 107-144.
Справочник по климату СССР. Вып. 27. Камчатская
обл. Л.: Гидрометеоиздат, 1966. Ч. 2. 184 с.
Grishin S.Yu., Moral R., Krestov P.V., Verkholat V.P.
Succession following the catastrophic eruption of
Ksudach volcano (Kamchatka, 1907) // Vegetatio.
1996. Vol. 127. P. 129-153.
Grishin S.Yu., Krestov P.V., Verkholat V.P. Influence
of 1996 Eruption in the Karymsky volcano group,
Kamchatka, on vegetation // Nat. Hist. Res. 2000.
№ 7. P. 39-48.
Kira T. A climatological interpretation of Japanese
vegetation zones / Miyawaki A., Tuxen R. (eds.)
Vegetation science and environmental
protection, Tokyo: Maruzen Co., Ltd, 1977.
P. 21-30.
INFLUENCE OF THE ERUPTION OF THE TUYLA GROUP ON THE VEGETATION
OF THE KLYUCHEVSKAYA SOPKA (KAMCHATKA)
S.Yu. Grishin
Institute of Biology and Soil Science, Vladivostok, 690022, Russia
e-mail: grishin@ibss.dvo.ru
In this article are considered the after-effects of lateral eruption of Klyuchevskaya Sopka volcano (Tuyla
group). In 1932 there was the first lateral eruption in history of the largest volcano of Russia at altitude
about 500 m above sea level. The tephra (volcanic bombs, scoria and sand) was being erupted and lava
flows were effused from three erupting centres during a year. Short field investigation of the area a few
decades later allowed estimating the effect of the eruption and features of vegetation recovery. As a
result of the eruption the forest vegetation was vanished from the area of 4.5 sq. km. Also the forest
vegetation was vanished from the few hundred meters in a radius around the centres of eruption. The
unusual feature of stone birch stand damage was destruction of trees under minimal level of deposited
tephra about 1 cm thick, while the threshold of deposited tephra is 25 cm at the researched Kamchatka
volcanoes.
As well possible factors of vegetation damaged by eruption discussed here; most probable among them
are: direct heat radiation from erupting centres, the eruption of tephra in the form of volcanic bombs,
chemical poisoning.
16
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
УДК 552+552.313
МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ОЛИВИН СОДЕРЖАЩИХ БАЗАЛЬТОВ
КАРЫМСКОГО ВУЛКАНИЧЕСКОГО ЦЕНТРА
© 2007 Е.Н. Гриб
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, 683006;
e-mail: gen@kscnet.ru
Изучен состав минералов-вкрапленников оливин содержащих базальтов Карымского
вулканического центра, которые прослеживаются в истории развития района, начиная с нижнего
плейстоцена до настоящего времени. Эволюционные тренды породообразующих минералов
свидетельствуют о комагматичности этих базальтов и, следовательно, о существовании в недрах
структуры единого долгоживущего промежуточного магматического очага; выявлен различный
состав твердофазных включений шпинелей в оливинах базальтов южного и северного секторов
и сделан вывод о возможных глубинах магмогенерации первичных расплавов.
Карымский вулканический центр расположен
в центральной части Восточного вулканического
пояса Камчатки. Он представляет собой крупную
вулкано-тектоническую структуру, существующую с начала плиоцена на протяжении 2-3 млн.
лет (Вулканический центр..., 1980, Гриб, Леонов,
2004 а, 2004 б; Иванов, 1970; Леонов, Гриб 2004;
Селянгин, 1987). Формирование структуры в
четвертичное время ознаменовалось образованием
нескольких центров базальтового вулканизма
(рис. 1), наиболее крупные из которых были
расположены на севере (вулканы Стена, Соболиный) и на юге (вулкан Дитмара). В начале
среднего плейстоцена произошла структурная
перестройка района. В результате крупнообъемных
эксплозивных извержений пемзово-игнимбритового материала андезидацитового, дацитового,
риодацитового составов сформировались сдвоенные кальдеры Стена и Соболиная на севере и
кальдера Половинка – на юге, разделив вулканический центр на два сектора - Семячикский и
Академический по (Вулканический центр..., 1980),
северный и южный по (Гриб, Леонов, 2004 а,
2004 б). В дальнейшем каждый из этих секторов
развивался автономно. Внутри кальдер формировались более молодые стратовулканы (Однобокий, Белянкина, Пра-Семячик) с последующим
образованием новых кальдер и вулканов внутри
них. В начале верхнего плейстоцена в центре
структуры сформировался новый центр вулканической активности – собственно Карымский,
состоящий из докальдерного стратовулкана ПраКарымский, на котором 7700 л.н. в результате
мощного эксплозивного извержения пемзового
пирокластического материала, образовалась кальдера Карымская (Вулканический центр..., 1980).
Одноименный вулкан расположен внутри этой
кальдеры и функционирует до настоящего времени, извергая лавы монотонного андезитового
состава.
1 января 1996 года в Карымском вулканическом центре произошло необычное природное
явление. Оно выразилось в одновременном
субаэральном извержении базальтовой тефры в
северной части озера Карымского, заполняющего
кальдеру Академии Наук, и андезитовой лавы из
вновь образованного кратера вулкана Карымского.
Эти извержения предварялись мощным (М=6.9)
землетрясением, произошедшим под Карымским
вулканическим центром (Федотов, 1997). Продукты
извержения на озере Карымском были представлены высокоглиноземистыми толеитовыми
низкокалиевыми базальтами с Pl-Ol-Сpx ассоциацией минералов-вкрапленников. Эта минеральная ассоциация характерна также для докальдерных базальтов вулканов Стена (северный
сектор структуры) и Дитмара (южный сектор
структуры). Все более поздние внутри кальдерные
вулканические постройки (за исключением
вулканов Малосемячикской группы (Селянгин,
1987) сложены известково-щелочными не содержащими оливин (двупироксеновыми) базальтами.
Изучение разрезов северного борта озера Карымского позволило обнаружить и датировать слои
голоценовой базальтовой тефры, которые
образовались, очевидно, в результате событий,
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРИБ
%&
!
$
'
"#
Рис. 1. Схематическая геологическая карта Карымского вулканического центра. Основа В.Л. Леонова с
дополнениями автора. 1 - комплекс лав и пирокластики базальтового, андезибазальтового, андезитового,
дацитового составов вулканических построек верхнеплейстоцен-голоценового возраста (Q34); 2 - пемзовые
туфы дацитового, риодацитового состава, связанные с кальдерой Карымская (Q 4); 3 - пемзовые туфы
дацитового, риодацитового состава, связанные с Узон-Гейзерной депрессией; 4 - комплекс лав и пирокластики
базальтового, андезибазальтового, андезитового состава вулканических построек верхнеплейстоценового
возраста (Q3); 5 - комплекс внутрикальдерных вулканогенно-осадочных, озерных отложений (Q31); 6 - шлаки,
игнимбриты, пемзовые туфы андезитового, дацитового, риодацитового состава, связанные с кальдерой
Половинки (Q23); 7 - игнимбриты андезитового, дацитового, риодацитового состава, связанные с кальдерами
Стена-Соболиная; 8 - лава, пирокластика, вулканогенно-осадочные отложения вулканических построек,
сформированных на докальдерном этапе (N2-Q1); 9 - Вулканы: (1 -Жупановские Востряки, 2 - Дитмара,
3 - Крайний, 4- Белянкина, 5 - Однобокий, 6 - Академия Наук, 7 - Разлатый, 8 - Карымский, 9 - Пра-Карымский,
10 - Двор, 11 - Соболиный, 12 - Сухой, 13 - Ступенчатый Бастион, 14 - Малый Семячик, 15 - Прибрежный
Южный, 16 - Прибрежный Северный, 17 - Стена, 18 - Массивный, 19 - Березовый); 10 - эрозионные
цирки, кратеры вулканов, кальдеры; 11 - контуры кальдер: Половинка, Стена, Соболиная, Однобокая,
АН - Академии Наук, Карымской; 12 - точки отбора образцов оливин-содержащих базальтов. На врезке
квадратом показан район исследований.
подобных произошедшему в 1996 г. (Белоусов и
др., 1997). Они также характеризуются Pl-Ol-Сpx
ассоциацией минералов-вкрапленников.
МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЯ
Определение составов минералов проводилось
как на полированных штуфах пород, так и в
отдельных зернах минералов, запрессованных в
18
шайбы с эпоксидной смолой, которые затем также
полировались. Измерения проводились на
электронном микроанализаторе «Camebax-244»,
оборудованном энерго-дисперсионным спектрометром «Kevex» в Институте вулканологии и
сейсмологии ДВО РАН. Ускоряющее напряжение
20 кВ, ток 40 нА. Количество анализов составов
минералов, сделанных на микрозонде изменяется
в пределах 50-150 для разных минералов.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ОЛИВИН СОДЕРЖАЩИХ БАЗАЛЬТОВ
Таблица 1. Состав оливин содержащих базальтов Карымского вулканического центра, мас. %
!"
!#
$%
&%
'
(
)*
!#+
Примечание: 1- вулкан Стена, 2 - вулкан Малый Семячик (1-2 образцы О. Б. Селянгина, соответственно,
С-564 и С-608), 3 - дайка в борту кальдеры Карымской, образец к10-05, 4 - вулкан Дитмара, (образец
Леонова В.Л., 21-99л), 5-6 – тефра «4800», к51а-00 и к6-06, соответственно, 7-8 – базальты 1996, образцы
к27-96 и к17-96, соответственно. Mg# = Mg/(Mg+Fe), мас. %. Анализы 1, 2, 4 выполнены в Института геохимии
им. А.П. Виноградова СО РАН, остальные в Институте вулканологии и Институте вулканологии и сейсмологии
ДВО РАН.
ПЕТРОГРАФИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ
БАЗАЛЬТОВ
Наибольший объем оливин содержащих
базальтов встречается на севере Карымского
вулканического центра в Малосемячикском
вулканическом массиве (Селянгин, 1987). Он
включает в себя докальдерный вулкан Стена,
практически разрушенный кальдерообразующим
извержением, внутрикальдерный вулкан ПраСемячик и три голоценовые вулканические
постройки вулкана Малый Семячик (табл. 1). Все
они в основании сложены высокомагнезиальными
(8-11% MgO) низкокалиевыми базальтами с
обильными (8, реже 10-12%) фенокристаллами
оливина, клинопироксена и переменным
количеством плагиоклаза. Содержание вкрапленников в лавах достигает 35-45%. Выше по разрезу
магнезиальные базальты через переходные разности
с умеренным (6-8%) содержанием магния,
постепенно сменяются лейкобазальтами. Последние
сложены, в основном, плагиоклазами с небольшим
количеством более позднего оливина и, реже,
клинопироксена. Количество вкрапленников в них
достигает 30-40%, в силлообразных и дайковых
телах, достигает 50%. Структура базальтов
порфировая, серийно-порфировая, основной
массы - интерсертальная, микродолеритовая,
пилотакситовая, реже, гиалопилитовая. Крупные
(2-4 мм) вкрапленники оливина обычно встречаются обособленными кристаллами или образуют
скопления из нескольких зерен, нередко содержат
пойкилитовые включения плагиоклаза и клино-
пироксена. Часто, особенно в докальдерных лавах,
они имеют краснобурую окраску. Более мелкие
(0.8-1 мм) кристаллы иногда образуют сростки с
клинопироксеном и плагиоклазом.
Базальты вулкана Дитмара отличаются
меньшими размерами вкрапленников (0.8-1.5 мм),
умеренной (25-35%) степенью кристалличности.
Наиболее магнезиальные их разности содержат
7-8 % MgO. В разрезе вулкана Дитмара также
встречаются лейкократовые разности базальтов.
В разрезах северного борта озера Карымского,
заполняющего кальдеру Академии Наук, голоценовые оливин содержащие базальты сохранились
в разрезах останцов террас на разных уровнях борта
кальдеры. Все они представлены вулканической
тефрой в виде бомбовых шлаков, лапилли и песка.
Сходство сохранившихся разрезов с продуктами
эксплозивного извержения в 1996 г., предполагает
аналогичную природу их образования. Наиболее
ранние верхнеплейстоцен-голоценовые слои тефры
встречаются среди пемзовых агломератовых туфов
кальдеры Однобокой и на уровне разрезов останцов
высокой (абс. отм. 700 м) террасы (Гриб, Леонов,
2004 а, 2004 б). Они представлены андезибазальтами
и базальтами с небольшим количеством (15-20%)
кристаллической фазы, в том числе железистым
оливином (Fo 70.7-72.9), клинопироксеном,
иногда ортопироксеном. В северо-восточном борту
озера Карымского расположена низкая трехметровая озерная терраса, отпрепарированная
волнами цунами во время события 1996 г. В
основании террасы лежит слой бомбовых шлаков
базальтов агломератовой размерности видимой
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРИБ
мощностью до 1 метра. Отдельные более плотные
блоки базальтов размером 15-20 см встречаются
выше по разрезу в песчано-глинистых озерных
отложениях. В настоящее время слой шлаков
практически замыт. Извержение этого слоя
шлаковых бомб было датировано 4800 л.н.
(Белоусов и др., 1997). Структура базальтов
порфировая, гломеропорфировая, количество
кристаллов не превышает 20%. Помимо плагиоклаза, составлявшего до 15% от объема породы,
отмечены оливин и клинопироксен (3-5%). Оливин
встречается двух типов, более железистый с
интенсивной желтоватой окраской (под бинокуляром) и округлые зерна бледновато-желтой
окраски, содержащие в большом количестве
мелкие твердофазные включения шпинели. Они
иногда образуют оливиновые кластеры (сростки)
размером до 2-3 мм с субфенокристаллами плагиоклаза по периферии. Базальты слоя шлаков этой
террасы содержат 6-7% MgO.
Базальты 1996 г., образовавшие полуостров
Новогодний у северного берега озера, представляют
собой черную пористую стекловатую породу с
большим количеством (25-27%) фенокристаллов
плагиоклаза. Оливин и клинопироксен встречаются
в переменных количествах от 5 до 7%. Содержание
магния составляет 5-6%.
К оливин содержащим базальтам относятся
также выходы черных слабо пористых стекловатых
базальтов (образец к10-05, табл. 1) в основании
северо-западного борта кальдеры Карымской. Борта
кальдеры, представляющие собой сохранившееся
основание вулкана Пра-Карымский, сложены
преимущественно субафировыми андезитами.
0
34- )
- 2
34- 56
7
8
7
8
.
1
"
Рис. 2. Соотношение Ab-Or-An в плагиоклазах оливин содержащих базальтов
Карымского вулканического центра. 1 – ядра вкрапленников, 2 – край.
Таблица 2. Состав фенокристаллов плагиоклаза оливин содержащих базальтов Карымского вулканического
центра (представительные анализы)
,
-.
,
-.
,
-.
,
-.
,
-.
,
-.
/
$%
&%
'
*
0
1
"
Примечание: 1-4 - вулкан Стена, С-564, образец Селянгина О. Б., 5-6 - дайка на вулкане Пра-Карымский,
образец к10-05, 7-8 - вулкан Дитмара, 21-99л, образец Леонова В.Л., 9-10 – тефра «4800», образец к6-06, 1112 - тефра 1996 г., образец к17-96. ц - центр, кр - край фенокристалла. Анализы выполнены на
микроанализаторе «Camebax», Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН.
20
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ОЛИВИН СОДЕРЖАЩИХ БАЗАЛЬТОВ
Стекловатый, свежий облик базальтов в их
основании, незначительная площадь выходов
позволяют предполагать, что они представляют
собой дайку, возможно, голоценового возраста.
Обращает внимание большое (20-25%) количество
фенокристаллов плагиоклаза таблитчатой формы
размером до 3-5 мм, погруженных в черную
полустекловатую массу. Оливин (1-2%) является
более поздним минералом. Он встречается в
промежутках между вкрапленниками плагиоклаза,
где размеры его не превышают 0.4-0.6 мм, и в
основной массе. Клинопироксен отмечен в виде
единичных зерен размером не более 0.6 мм.
Базальты отличаются высокой глиноземистостью
(18.9%) и относятся к лейкократовым разностям.
Содержание MgO в них составляет 4.3 %.
Основная масса базальтов, связанных с
эксплозивными извержениями, и дайки к10-05
имеет гиалопилитовую структуру с микролитами
более натрового плагиоклаза (от An 70-72 до
An 66-52 в зависимости от магнезиальности
базальтов), субкальциевого авгита, пижонита,
магнетита, реже оливина.
Базальты эксплозивных извержений, а также
дайки в северо-западном борту кальдеры
Карымской в дальнейшем будут именоваться
индексами «4800», «1996» и «к10-05».
СОСТАВ МИНЕРАЛОВ ВКРАПЛЕННИКОВ
БАЗАЛЬТОВ
Плагиоклазы преобладают во всех базальтах,
за исключением наиболее магнезиальных разностей
вулкана Стена. Количество его варьирует в
пределах 15-25 % в последних до 35-40% в
лейкократовых разностях. Среди плагиоклазов
можно выделить группу широко таблитчатых
сравнительно однородных, часто трещиноватых
фенокристаллов (2-4 мм), имеющих преимущественно анортитовый (An 89-96) состав (рис. 2,
табл. 2). Другую группу образуют вкрапленники
(0.8–2 мм) битовнит-анортитового (An 87-91)
состава. Они имеют удлиненно-таблитчатую форму,
часто кородированы и насыщены частично
раскристаллизованными расплавными и твердофазными включениями. В частично раскристаллизованных включениях плагиоклазов вулканического массива Стена-Малый Семячик кристаллические дочерние фазы представлены амфиболом.
Зональность фенокристаллов чаще всего нормальная с изменением состава в краевых зонах
кристаллов до 75-65% An. На диаграммах видно,
что первый тип фенокристаллов плагиоклаза
преобладает в базальтах северных вулканов и в
дайке на вулкане Пра-Карымский.
Оливин. Оливин является преобладающим
темноцветным минералом-вкрапленником в
магнезиальных базальтах вулканов Стена и Малый
Семячик. Фенокристаллы его достигают иногда
4-5 мм и составляют до 5-7, реже 10% от объема
породы. Большая часть кристаллов, особенно в
лавах докальдерного вулкана Стена имеет интенсивный красно-бурый цвет. Оливины содержат
редкие частично раскристаллизованные расплавные
включения и твердофазные включения шпинели,
плагиоклаза и, в меньшей степени, клинопироксена. Вкрапленники зональны. Ядра оливинов
иногда кородированы, состав их довольно однороден (Fo 75-82), в краевых зонах – Fo 60-70
(рис. 3, табл. 3). Подобный состав имеют и оливины
базальтов дайки в борту кальдеры Карымской.
Оливины вкрапленников из умеренно магнезиальных базальтов вулкана Дитмара и слоев
базальтовой тефры в разрезах северного борта озера
Карымского отличаются бимодальным распределением составов. В лавах вулкана Дитмара
выделяется группа железистых генераций вкрапленников с Fo 76-81 и другая, более многочисленная, куда входят магнезиальные оливины-хризолиты (Fo 82-87). В базальтовой тефре «4800»
вторая группа выделяется довольно четко, образуя
обособленный ареал фигуративных точек в области
2
Рис. 3. Соотношение форстеритового минала (Fo) и MnO в оливинах оливин содержащих базальтов Карымского
вулканического центра. 1 - вулканический массив Стена - Малый Семячик, лава, 2 - вулкан Дитмара, лава,
3 - базальты «4800», тефра, 4 - базальты 1996 г., тефра, 5 - дайка на вулкане Пра-Карымский.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
21
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРИБ
Таблица 3. Состав вкрапленников оливина исследуемых базальтов Карымского вулканического центра
(представительные анализы)
,
.
-.
,
,
,
,
-.
,
,
,
,
,
-.
/
!#
$%
!"
)*
9
Примечание: 1 - 4 - вулкан Стена, образец С-564, О. Б.Селянгина; 5 - 6 дайка в борту кальдеры Карымской,
образец к10-05, 6 – микровкрапленник; 7 - 10 - вулкан Дитмара, образец 21-99л, В.Л.Леонова, 10 –
микровкрапленник; 11 - 12 – тефра «4800»; 13 - 14 – тефра «1996»; Остальные условные обозначения в табл. 2.
Анализы выполнены на микроанализаторе «Camebax». Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН.
еще более магнезиальных (Fo 85-89) составов (рис.
3). Группа составов железистых оливинов несколько
размыта. Иногда встречаются сростки оливиновых
зерен, магнезиальные ядра которых окружены
железистыми каймами. В центре сростков в
межзерновом пространстве были обнаружены
зерна шпинели размером 70-100 мкм, а по их
периферии кристаллизуется плагиоклаз. Интересно
отметить, что в низкокремнистых андезитах, андезибазальтах лавового потока конуса Лагерного,
расположенного в километре к северу от озера
Карымского и представляющего собой моногенный
голоценовый аппарат, также встречены железистые
и магнезиальные оливины, близкие по составу
оливинам в базальтах «4800». Оливины в тефре
1996 г. относятся к группе железистых хризолитов
(Fo 73-83). Менее железистый состав краевых зон
вкрапленников оливина из продуктов эксплозивных голоценовых извержений (рис. 3) объясняется, очевидно, быстрой закалкой шлаков при
извержении, а на вулкане Дитмара маломощными
лавовыми потоками. С увеличением железистости
количество MnO в оливинах изученных базальтов
возрастает.
Рис. 4. Состав пироксенов: а – классификационная
диаграмма - соотношение магния-кальция-железа
(En-Wo-Fs) в пироксенах оливин содержащих базальтов Карымского вулканического центра. 1 - вкрапленники клинопироксена, 2 - ортопироксен, твердофазные включения в клинопироксенах, 3 - высокоглиноземистый клинопироксен - фассаит, дочерняя
фаза в частично раскристаллизованных включениях
в оливинах.
б - соотношение окислов в клинопироксене в
зависимости от его магнезиальности (Mg #).
1 - вулканический массив Стена - Малый Семячик,
2 - вулкан Дитмара, 3 - базальты «4800», 4 - базальты
1996 г. Фигуративные точки с Mg# > 70 - вкрапленники, с Mg # < 70 - фассаиты, дочерние кристаллические фазы в расплавных включениях в оливинах.
Стрелками показано изменение состава в зональном
кристалле фассаита из частично раскристаллизованного включения в оливине базальта в. Стена.
22
Клинопироксен присутствует среди фенокристаллов в переменных количествах от 3-5% в
докальдерных базальтах до 2-3% - в голоценовых.
Размеры вкрапленников находятся в пределах 0.81.5 мм. В лавах вулкана Стена они могут достигать
2.5 мм, а в базальтах «к10-05» единичные кристаллы не превышают 0.5-0.6 мм. Кристаллы часто
зональны, с железистыми или магнезиальными
ядрами и тонкой осцилярной зональностью в
краевой зоне. Составы их изменяются от диопсидов
до авгитов (рис. 4а). Диапазон магнезиальности
клинопироксенов довольно широк (Mg# 71.3-86),
но для каждого объекта характерно свое соотношение составов вкрапленников по этому показателю (рис 4б, табл. 4). Например, наиболее магнезиальные докальдерные базальты вулкана Стена
содержат наименее магнезиальные клинопироксены - авгиты (Mg# 72-80, En40-46, Wo39-46 Fs10-16).
В лавах вулкана Дитмара при близком составе
железистых вкрапленников, возрастает доля
магнезиальных (Mg# 75-84). Наиболее магнезиальные клинопироксены появляются в базальтах
:9
:9
34- 56
34- )
;"
< ;"
:9
7
<
:9
:9
;"
;"
.
8
<
7
< ;"
8
<
a
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ОЛИВИН СОДЕРЖАЩИХ БАЗАЛЬТОВ
+
+
+
+
+
+
Таблица 4. Состав вкрапленников клинопироксена оливин содержащих базальтов Карымского
вулканического центра (представительные анализы)
,
.
-.
,
-.
,
-.
,
.
-.
,
.
-.
/
$0
!#
$%
&%
!"
)*
!#+
:9
;"
<
Примечание: 1-3 - вулкан Стена, образец О. Б. Селянгина, 4-5 - дайка в борту кальдеры Карымской,
6-7 - вулкан Дитмара, образец В.Л. Леонова, 8-10 – тефра «4800», 11-13 – тефра «1996»; Mg# = Mg/(Mg+Fe),
ат. %. Миналы пироксена: Wo – воластонит, En – энстатит, Fs – ферросилит. Остальные условные
обозначения в табл. 2. Анализы выполнены на микроанализаторе «Camebax». Институт вулканологии и
сейсмологии ДВО РАН.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
23
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРИБ
голоценовой тефры «4800» и представлены
диопсидом и диопсид-салитом (Mg# 78-86, En45Wo45-48 Fs7-11). В базальтах 1996 г. преобладают в
47
основном авгиты, а диопсиды встречаются иногда
в ядрах субфенокристаллов (Гриб,1997). На
диаграмме Mg # - элемент вкрапленники
клинопироксенов разновозрастных базальтов
Карымского вулканического центра образуют
единые тренды (рис. 4б). С уменьшением магнезиальности наблюдается уменьшение содержания
CaO, Cr2O3, слабое увеличение TiO2, Al2O3 и более
значительное Na2O, особенно в базальтах 1996 г.
Обращает внимание повышенная титанистость
клинопироксенов базальтов вулкана Дитмара и
почти абсолютная стерильность их в отношении
хрома в лавах вулкана Стена. Наиболее магнезиальные вкрапленники клинопироксена базальтов
тефры «4800» отличаются повышенным содержанием SiO2, CaO, Cr2O3 и пониженными MgO,
TiO2, Al2O3.
Ортопироксен в рассматриваемых базальтах в
виде вкрапленников встречается крайне редко, в
основном, в базальтах 1996 г. и в слабо
раскристаллизованных андезибазальтах раннеголоценовой тефры (Гриб, Леонов, 2004, а).
В докальдерных базальтах и тефре «4800» он
встречается только в качестве твердофазных
включений (Mg # 77-82) в клинопироксене
(Mg# 78-83). Необычный высокоглиноземистый
(Al 2O 3 6.7%, Mg # 85, при отсутствии Na 2 O)
ортопироксен (алюмобронзит) отмечен в виде
кристаллического включения в клинопироксене с
Mg# 78 в базальтах вулкана Стена (рис. 4а).
Шпинелиды в базальтах развиты в основном в
виде твердофазных включений в оливинах, клинопироксенах и плагиоклазах, реже в виде дочер-
них фаз в частично раскристаллизованных расплавных включениях. Размеры их изменяются в
пределах 5-30 мкм, реже больше. Форма овальная
и октаэдрическая. В оливиновых кластерах из
базальтов тефры «4800» в межзерновом пространстве встречены единичные зерна шпинели
размером 70-100 мкм. В статье будут рассмотрены,
в основном, составы шпинелидов в оливинах, в
меньшей степени, в анортитах. Их отличает
широкий диапазон составов и характерный для
каждого объекта исследования спектр распределения от хромитов, хромпикотитов, через субалюмохромиты до герцинитов с одной стороны,
и от субферрихромпикотитов, через субферриалюмохромиты до хроммагнетитов и хром содержащих титаномагнетитов, с другой (рис. 5а, табл. 5).
Выявлено различие в составе шпинелей в оливинах
из базальтов северного и южного секторов
структуры. Редкие твердофазные включения
шпинели в оливинах Fo78-82 вулканического
массива Стена - Малый Семячик представлены
глиноземистыми разностями (Al # 0.61-0.72,
Mg# 0.47-0.54, Cr# 0.15-0.20). Содержание в них
Al2O3 составляет 32.5-41.5%, TiO2 – 0.37-0.59. Еще
более глиноземистые, низко титанистые твердофазные включения герцинитов (Al2O3 44-47%, TiO2
– 0.39-0.71) были определены в фенокристаллах
анортита в базальте дайки в борту кальдеры
Карымской (образец к10-05). На диаграмме они
занимают самую нижнюю позицию вдоль стороны
Al - Fe+3, тяготея к области максимума алюминия.
В более поздних субфенокристаллах оливина в
шпинелидах из образца к10-05 при сохранении
незначительного уровня хрома и уменьшении
глиноземистости, происходит увеличение содержания окисного железа.
Таблица 5. Состав твердофазных включений шпинели в оливинах изученных базальтов Карымского
вулканического центра (представительные анализы)
$0
!#
!"
&
="
)*
> ?( /
/
,
-.
Примечание: 1-3 - вулкан Стена, образец О. Б. Селянгина, 4-5 - дайка в борту кальдеры Карымской (4 – включение в анортите), 6-7 - вулкан Дитмара, образец В.Л.Леонова, 8-12– тефра «4800», 8, 9 микровкрапленник
шпинели, соответственно, центр и край, 13-14 – тефра «1996»; Оl /Pl* - составы оливина–хозяина / плагиоклазахозяина. Анализы выполнены на микроанализаторе «Camebax», Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН.
24
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ОЛИВИН СОДЕРЖАЩИХ БАЗАЛЬТОВ
В базальтах южного сектора Карымского
вулканического центра (вулкан Дитмара, тефра
«4800») магнезиальные оливины (Fo 85-89)
содержат хромистые шпинелиды. Наиболее высокие
содержания хрома отмечены в хромитах,
хромпикотитах в оливинах базальтов «4800»
(Cr# 0.57-0.68, Mg# 0.55-0.69). Содержание в них
хрома достигает 43-51%, TiO2 – 0.27-0.64%. Они
образуют на диаграмме (рис. 5а) компактное
обособление точек, что указывает на кристаллизацию их в относительно стабильных условиях.
В более железистых оливинах при снижении Mg#
и содержания хрома, Cr# шпинели практически
не меняется за счет замещения хрома алюминием.
Исключение составляют низко магнезиальные,
низко хромистые титансодержащие шпинелиды в
группе железистых вкрапленников оливина
(рис. 5б). Наиболее хромистые шпинели тефры
$0?$0@ @
$0
@
2
2
9
9
2
9
2
9
2
9
2
9
+
@
-E
Рис. 5. Состав шпинелидов – твердофазных включений в оливинах исследуемых базальтов Карымского
вулканического центра.
а – диаграмма соотношения Al-Cr-Fe+3 в шпинелях:
1 – вулканический массив Стена-Малый Семячик,
2 – вулкан Дитмара, 3 – базальты «4800»,
? @$0@ @
4 – базальты 1996 г., 5 – дайка в борту кальдеры
D
G
Карымской, образец к10-05. Поля: 6 – шпинели из
-E
лав вулкана Ключевского (Хубуная и др., 1993),
7 – шпинели в меловых щелочных базальтах полуC
-E
острова Камчатский мыс, образец D213-17 (Савельев,
Философова, 2005), 8 – шпинели в ксенолитах лерцоDD
литов из базанитов Вьетнама, данные Колоскова А.В.
B
Стрелками показано изменение состава зерна шпи-E
нели в оливиновом сростке в базальте «4800»;
Условные обозначения 1-7 повторяются долее на
рис. 5б, в, г;
б - соотношение хромистости (Cr#) и магнезиальности (Mg#) шпинелей. Тонкие пунктирные линии DDD
F
изоплеты содержания Fo во вмещающих оливинах,
ассоциирующих со шпинелями;
A
в – Диаграмма соотношения TiO2-Al2O3 в шпинелях.
AIB и MORB – поля шпинелей из базальтов островных дуг и срединно-океанических хребтов, соответB
ственно, по (Kamenetsky et al., 2001);
г – диаграмма зависимости глиноземистисти (Al#) и железистости (Fm) шпинелей. 8 – поля шпинелей из
различных типов ксенолитов и плутонических гипербазитов Камчатки и других районов по (Колоскову и др.,
2001): А – лерцолитов в базанитах Вьетнама, Б – гарцбургитов и пироксенитов вулкана Харчинского, В –
верлитов и гарцбургитов района вулкана Бакенинг, Г – гарцбургитов и пироксенитов вулкана Ключевского,
9 – там же, предполагаемые границы полей барофильности; оценка произведена с использованием шпинельпироксенового геобарометра (Mercier, 1980).
Cr#= Cr/Cr+Al+Fe+3, Mg#= Mg/Mg+Fe+2, Al#= Al/Al+Cr+Fe+3, Fm = Fe/ Fe+Mg
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
25
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРИБ
«4800» попадают в поле шпинелей вулкана
Ключевского в оливинах соответствующего состава
(Хубуная и др, 1993). Зерна шпинели в межзерновом пространстве оливиновых кластеров (тефра
«4800») зональны. При достаточно хромистом
составе в центре зерен, наблюдается обогащение
краевых зон железом. Шпинели в оливинах вулкана
Дитмара представлены субалюмохромитами. При
уменьшении магнезиальности оливинов наблюдается эволюция состава шпинелидов, выражающаяся в уменьшении содержания Cr2O3 (от 36.0
до 26.7 мас.%), Al2O3 (от 21.3 до 13.5 мас.%), MgO
(от 12.7 до 7.8 мас.%) при одновременном
увеличении их железистости (от 33.3 до 54 мас.%)
и концентрации титана (от 0.64 до 2.04 мас.%).
Cr# при этом снижается незначительно от 0.51 до
0.40. В оливинах базальтов 1996 г. шпинелиды
представлены еще более глиноземистыми
разностями, субферриалюмохромитами. Тренд их
эволюции, связанный с обогащением железом и
титаном непрерывный, что свидетельствует о
постепенном обогащении расплава этими компонентами.
В основной массе присутствует титаномагнетит.
В базальтах южного сектора он хромсодержащий,
а в лавах вулканического массива Стена - Малый
Семячик бесхромистый, но с повышенным содержанием титана. Повышенное содержание титана в
последнем находит отражение и в появлении
ильменита в основной массе.
РАСПЛАВНЫЕ ВКЛЮЧЕНИЯ
В настоящей статье рассмотрены, в основном,
включения расплава в оливинах. Включения имеют
округлую форму, размеры от первых микрон до
10-20 мкм, реже 30-40 мкм и встречаются
достаточно редко, за исключением тефры 1996 г,
где их сравнительно много. Встречаются в основном
в различной степени раскристаллизованные
включения, состоящие из кристаллических фаз,
остаточного стекла и вскрытой полости газового
пузырька (рис. 6). Дочерние кристаллические фазы
представлены фассаитом (высокоглиноземистым,
высоко кальциевым, титанистым клинопироксеном), иногда в ассоциации со шпинелидами.
Фассаит во включениях образует единичные
игольчатые микролиты, скопления игольчатых
микролитов скелетного облика и отдельные более
крупные фазы. Наиболее раскристаллизованные
включения характерны для оливина Fo 78-82 в
базальтах вулкана Стена (рис. 6в-г) и Fo 85-87 в
тефре «4800». В них фассаит заполняет иногда
половину объема включения. В оливинах вулкана
Стена встречено включение, в котором фассаит
кристаллизуется от границы включения с
оливином-хозяином, образуя ступенчатую кайму
друзовой структуры, а на эту кайму нарастает
хорошо оформленный кристалл зонального
строения в ассоциации с глиноземистой шпинелью
- плеонастом (рис. 6г). Содержание Al2O3 в ней
Таблица 6. Состав остаточных стекол и кристаллических фаз в расплавных включениях (не
гомогенизированных) в оливинах
/
$0
!#
$%
&%
'
*
9
Примечание: 1-4 – остаточное стекло в расплавных включениях в оливинах: вулкан Стена, 1 – во включении
с игольчатым микролитом фассаита, 2 – во включении с зональным кристаллом фассаита, центральная
часть включения, 3 – то же, рядом с кристаллом фассаита; 4 – вулкан Дитмара, частично раскристаллизованное включение; 5-8 – дочерние кристаллические фазы клинопироксена, фассаита: вулкан Стена, 5 – зональный
кристалл, центр, 6 – то же, край, 7 - «4800» частично раскристаллизованное включение, 8 – «1996»,
частично раскристаллизованное включение; 9 – там же, дочерняя фаза плагиоклаза во включении; 10-11 –
дочерние фазы шпинелидов в расплавных включениях: 10 – вулкан Стена, плеонаст (совместно с зональным
фассаитом, 5,6), 11 – «1996», субалюмохроммагнетиты, Fo –форстеритовый минал оливина –хозяина.
26
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ОЛИВИН СОДЕРЖАЩИХ БАЗАЛЬТОВ
Рис. 6. Микрофотографии расплавных включений в оливинах (а-г, вулкан Стена, д – тефра 1996 г.)
и анортите (е, образец к10-05) исследованных базальтов. Индексы кристаллических фаз: Ol – оливинхозяин, Cpx – дочерняя кристаллическая фаза клинопироксена (фассаит), Gl – остаточное стекло,
F – вскрытая полость газового пузырька, Sp – шпинель, дочерняя кристаллическая фаза, Pl –
дочерняя фаза, битовнит, в (д), в (е) - анортит-хозяин. Размер кадра: а-г - 50 мкм, д – 100 мкм,
е – 200 мкм.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
27
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРИБ
достигает 54.13 % (табл. 6). В базальтах 1996 года
во включениях расплава совместно с микролитами
фассаита довольно часто встречается субалюмохроммагнетиты (6-9% Al 2 O 3, 5-12% Cr 2 O 3) с
повышенным (до 76%) содержанием железа.
Иногда шпинелиды выходят за пределы включений, что указывает на то, что некоторые из них
являются фазами-узниками. Частично раскристаллизованное расплавное включение с дочерней
фазой фассаита встречено также в твердофазном
включении шпинели в фенокристалле анортита
базальтов «к10-05» (рис. 6е).
Фассаит (табл. 6) во включениях отличается
повышенным содержанием Al2O3 (12-15%), TiO2
(1-2.4%), FeO (8.6-14.4%). Mg# его зависит от Mg#
оливина-хозяина и варьирует от 48.6-52.6 в тефре
1996 до 56-69.7 в базальтах повышенной
магнезиальности (рис. 4б). На графиках видно, что
для фассаитов характерно наличие точки перегиба
в области Mg#62. Объяснением резкого понижения
содержания Al2O3, CaO, TiO2 по мере понижения
магнезиальности, может служить начало кристаллизации во включениях плагиоклаза и Fe-Ti
шпинелидов. Впервые плагиоклаз (битовнит) среди
дочерних фаз в расплавных включениях в оливинах
Fo 74-76 появляется в базальтах 1996 г. (рис. 6д,
табл. 6). В зональном кристалле фассаита (рис. 6г)
магнезиальность увеличивается от центра (58.7)
к краю (70.9), а глиноземистость, содержание
железа и титана снижается, приближаясь к значениям этих компонентов во вкрапленниках клинопироксена. В краевой зоне увеличивается концентрация Na2O до уровня содержания этого компонента в клинопироксенах базальтов 1996 г.
Состав остаточных стекол в расплавных включениях зависит от степени их раскристаллизации
(табл. 6). При минимальном содержании игольчатых
дочерних фаз содержание SiO 2 варьирует в
пределах 50.7-52.4% и имеет плагиоклазовый
состав (20-22% Al2O3, 12-14% CaO), но повышенные концентрации TiO 2 (1.2-1.3%) и FeO
(4-5.3%). При увеличении степени кристалличности остаточные стекла раскисляются до андезибазальтового, андезитового состава (54.1-56.9%
SiO2). С понижением MgO происходит умеренное
увеличение содержания SiO2, Al2O3, CaO, TiO2 и
уменьшение FeO, Na2O. Во включениях с высокой
степенью раскристаллизации резко возрастает SiO2
(дациты, риодациты), Na2O и понижается - Al2O3,
CaO, TiO2, FeO. При этом иногда в остаточных
стеклах увеличивается содержание K 2O или
концентрация воды (происходит выгорание стекол
при микрозондовом анализе).
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
Рассматриваемые в настоящей статье оливин
содержащие базальты Карымского вулканического
28
центра относятся к типичным низко- и умеренно
калиевым толеитовым базальтам Восточного
вулканического пояса Камчатки. Проведенные
исследования состава породообразующих минералов базальтов, относящихся к разным этапам
развития структуры показывают, что для них
характерны близкие эволюционные тренды,
свидетельствующие о генетическом родстве
расплавов, из которых они кристаллизовались.
Направления трендов согласуются с представлениями о фракционной кристаллизации при
понижении температуры, как основного механизма, обеспечивающего спектр составов базальтов.
Анализ сосуществующих кристаллических фаз
(сростков и твердофазных включений в минералах) показывает, что этот процесс связан с
котектической минеральной ассоциацией
Pl-Ol-Сpx. Для всех рассмотренных базальтов
выделяется сквозная ассоциация этих минералов
с составом: Ol, Mg#74-78 - Сpx, Mg#76-78 - Pl An 77-89.
По составам минералов она соответствует
габброидным интрузивным сериям и может
рассматриваться как производная малоглубинного
магматического очага при давлении 2-5 кбар
(Арискин, Бармина, 2000). Согласно (Ford et
al.,1983) в наиболее магнезиальных лавах
вулканического массива Стена-Малый Семячик
при содержании MgO 9-11% равновесными могут
быть оливины с Mg#85-86, при наблюдаемых в
породах с Mg#75-82 (в базальтах вулкана Стена
было обнаружено единственное зерно оливина
Fo 85 с включением глиноземистой шпинели
(Селянгин, 1987)). Обилие менее магнезиальных
фенокристаллов оливина в меланократовых
базальтах этого массива может свидетельствовать
о том, что большая часть из них является
кумулусной фазой. Минеральная ассоциация
кумулата оценивается по составу сосуществующих
твердофазных включений: Ol, Mg #80-82 - Сpx,
Mg#80-83 - Pl An 89-96 и также является производной
магм малоглубинных магматических очагов.
Для базальтов южного сектора, особенно лав
вулкана Дитмара и тефры «4800», характерен
широкий интервал магнезиальности оливинов и
клинопироксенов. Наряду с низко магнезиальными
вкрапленниками довольно широко представлены
фенокристаллы оливина с Mg# 85-89 и клинопироксена с Mg# 84-86. Плагиоклаз в ассоциации с
ними не встречен ни в сростках, ни в виде
твердофазных включений. Эта ассоциация также
неравновесна составу лав и кристаллизовалась,
очевидно, из более магнезиальных расплавов.
Согласно (Ford et al.,1983), в умеренно магнезиальных базальтах вулкана Дитмара с содержанием
MgO в расплаве 7-8 % наиболее равновесным
является оливин Mg# 78-80.
Редкие, но характерные для всех оливин
содержащих базальтов Карымского вулканического
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ОЛИВИН СОДЕРЖАЩИХ БАЗАЛЬТОВ
центра твердофазные включения ортопироксена
(Mg# 77-82) в авгитах близкой магнезиальности,
свидетельствуют о том, что этот минерал
присутствовал на промежуточной стадии фракционирования базальтового расплава, как это было
отмечено и для базальтов вулкана Ключевского
(Хубуная и др., 1993).
Наиболее интересным в изученных базальтах
является состав шпинелидов в оливинах. В базальтах
южного сектора в оливинах встречаются в
основном хромистые шпинелиды, включающие в
себя хромиты, хромпикотиты, субалюмохромпикотиты. Высоко хромистая шпинель определена
в наиболее магнезиальных оливинах (Fo 86-89)
тефры «4800». По уровню хромистости
(Cr# 0.57-0.68), степени окисленности (FeO/Fe2O3
1.8-2.5), низкой концентрации титана (0.27-0.4)
они близки хромистым шпинелям вулкана
Ключевского (рис. 5), для которого установлена
кристаллизация первичных пикритовых расплавов
на уровне верхней мантии (Хубуная и др., 1993).
Компактное обособление точек на диаграмме (рис.
5а), свидетельствует о стабильных условиях
кристаллизации расплава в глубоких очагах при
температурах порядка 1300о С и фугитивности
кислорода –6.35 / +1.17 QFM (Ballhaus et al.,
1991). Нами не были обнаружены Ol-Sp составы,
соответствующие мантийным уровням (Arai,
1994), однако, высокая Cr# ликвидусной шпинели
свидетельствует о расположении источника
первичных магм, по крайней мере, на границе
коры и верхней мантии и о их составе, близком к
пикрито-базальтам. Хромистые шпинелиды вулкана
Дитмара и тефры 1996 г., более глиноземистые и
железистые по составу, кристаллизовались,
очевидно, из более дифференцированных
родственных расплавов при обогащении их
железом и титаном.
Особый интерес вызывает обнаружение
высокоглиноземистой (33-47% Al2O3) шпинели
(герцинита) в оливине с Mg# 78-81 вулканического
массива Стена - Малый Семячик и в анортите
базальта «к10-05» (дайка в борту кальдеры
Карымской). Высокоглиноземистая шпинель не
характерна для надсубдукционных островодужных
магм и до этого не определялась в лавах других
вулканов Восточного вулканического пояса среди
микровкрапленников или твердофазных включений в минералах. По уровню глиноземистости
Al# (0.6-0.78) шпинели в оливинах (и анортитах)
базальтов северного сектора Карымского
вулканического центра близки шпинелям
внутриплитных щелочных неогеновых базальтов
восточных отрогов Валагинского хребта в бассейне
реки Левая Жупанова (Волынец и др., 1990) и
меловых базальтов (образец D-213-17) Камчатского Мыса (Савельев, Философова, 2005), а
также шпинелям, встречающимся в ксенолитах
лерцолитов из островодужных базальтов вулкана
Харчинского и во внутриплитных базанитах
Въетнама (Колосков и др., 2001) (рис. 5а-г). В то
же время, от глиноземистых шпинелей щелочных
лав они отличаются пониженным содержанием
титана и хрома, а от шпинелей в ультраосновных
ксенолитах - низкой магнезиальностью и
повышенной концентрацией железа. На классификационной диаграмме Al2O 3 и TiO2 для низко
титанистых глубинных шпинелей (рис. 5в),
приведенной в (Kamenetsky et al., 2001),
высокоглиноземистые шпинели в базальтах
северного сектора попадают в поле шпинелей
базальтов срединно-океанических хребтов
(MORB), в то время как высокохромистые
шпинели тефры «4800» (и вулкана Ключевского)
- в поле базальтов островных дуг (AIB).
Природа высокоглиноземистых шпинелей
Карымского вулканического центра не вполне ясна.
Согласно (Колосков и др., 2001) глиноземистость
(Al #) шпинели определяется давлением. На
диаграмме соотношения Al# и степени железистости
шпинелей из ультрамафитовых ксенолитов,
встречающихся в ассоциации с вулканическими
породами разных геодинамических зон (рис. 5г),
глиноземистые шпинели массива Стена-Малый
Семячик попадают в поле шпинелей ксенолитов
верлит-пироксенитового состава из вулканитов
внутриплитного геохимического типа, кристаллизация которых происходит в области давлений
12-17кбар, что соответствует глубинам 35-50 км.
Наиболее глиноземистые из них, в том числе
твердофазные включения шпинели в анортите
(базальт «к10-05»), располагаются в поле
щелочных базальтов Камчатского мыса (Савельев,
Философова, 2005). С другой стороны, базальты
северного сектора Карымского вулканического
центра, в оливинах которых встречаются
высокоглиноземистые шпинели, по составу
минеральных ассоциаций относятся к габброидному
типу, кристаллизующихся на небольших глубинах
(до 15-18 км) или давлениях 2-5 кбар (Арискин,
Бармина, 2000), а близкие эволюционные тренды
породообразующих минералов разновозрастных
базальтов северного и южного секторов свидетельствуют о родственности этих расплавов,
относящихся к типичным островодужным
образованиям. Учитывая эти противоречия, можно
предположить реликтовый генезис высокоглиноземистых шпинелей, образующих твердо-фазные
включения в оливинах умеренной магнезиальности
(Fo 78-82) в базальтах массива Стена - Малый
Семячик. Реликтовые шпинели могут отражать
состав протомагматических фаз каких-то отдаленных во времени этапов магмообразования в районе
Карымского вулканического центра, происходивших, возможно, в другой геодинамической
обстановке (внутриплитные?).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
29
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРИБ
Другим важным фактором, способствующим
кристаллизации высокоглиноземистой шпинели
является повышенная глиноземистость расплава.
В (Kamenetsky et al., 2001) по результатам
экспериментальных работ, в том числе с
расплавными включениями, установлена зависимость глиноземистости шпинелей от глиноземистости расплава. Низкотитанистые шпинели с
содержанием глинозема 30-40%, согласно этим
данным, могут кристаллизоваться из примитивных
расплавов с содержанием Al203 в пределах 14-17%.
Высокая глиноземистость базальтов вулканического массива Стена - Малый Семячик была
установлена еще предыдущими исследователями
(Бабанский и др., 1983; Селянгин, 1987). Один из
них, (Селянгин, 1987), установил «анортозитовую тенденцию» в эволюции магм Малосемячикского центра. Показателем высокой глиноземистости исходных расплавов является и состав дочерних
кристаллических фаз в частично раскристаллизованных расплавных включениях в оливинах. Они
представлены высокоглиноземистыми фазами, а
именно, фассаитом и плеонастом, шпинелью,
содержащей до 55 % Al2O3. В подобных включениях
в оливинах из базальтов южного сектора также
присутствует фассаит, но шпинелиды имеют
промежуточный, более железистый состав.
Частично раскристаллизованные включения с
дочерними фазами фассаита и высокоглиноземистой шпинели были обнаружены ранее в
оливинах с Mg# 86-91 из авачитов, высокомагнезиальных пород в постройке Авачинского вулкана
(Портнягин и др., 2005, б). Авторы объясняли
необычно глиноземистый состав дочерних фаз этих
включений различными кинетическими факторами
кристаллизации клинопироксенов во включениях
и в окружающем расплаве. В то же время, большое
количество подобных включений в оливинах
разновозрастных базальтов Карымского вулканического центра, закономерная эволюция их состава
(рис. 4б), свидетельствуют, по видимому, не об
особых условиях кристаллизации в ограниченном
пространстве вакуоли, а, вероятно, о захвате ими
высокоглиноземистых расплавов.
Согласно (Danyushevsky et. al., 2003)
значительное повышение содержания Al2O 3 в
расплавах может быть связано с ассимиляцией
корового плагиоклаза, а кристаллизация
высокоглиноземистой шпинели из пересыщенных
плагиоклазовым компонентом расплавов возможна
при температурах выше ликвидуса плагиоклаза (в
Карымском вулканическом центре плагиоклаз в
виде дочерней фазы в расплавном включении был
обнаружен нами в железистом оливине Fo 74.3 из
более эволюционированных базальтов 1996 г.
(рис. 6д)). Если предположить, что в фундаменте
северного сектора Карымского вулканического
центра могут находиться интрузивные тела мел30
палеогенового или более молодого возраста,
сложенные лейкократовыми габбро, такая
ассимиляция вполне вероятна.
Показательно, что фассаит и высокоглиноземистая шпинель в качестве породообразующих минералов кристаллизуются в щелочных внутриплитных базальтах мелового возраста на Камчатском
мысе (Савельев, Философова, 2005), а также в
щелочных плиоценовых базальтах Валагинского
хребта (Волынец и др., 1990). В то же время, в
последние годы при изучении расплавных включений в минералах базальтов Восточного вулканического пояса (в том числе Карымского центра) были
обнаружены нефелин-нормативные расплавы с
повышенным содержанием натрия и титана
(Наумов и др., 2007; Портнягин и др., 2005 б;
Толстых и др., 2001). Находки высокоглиноземистых минералов в расплавных включениях в
оливинах Карымского вулканического центра,
характерных для щелочных расплавов, подтверждают формирующееся представление о том,
что на ранних этапах развития Восточного
вулканического пояса могли существовать
нефелин-нормативные магматические расплавы.
Вопрос о высокой глиноземистости шпинели
в базальтах вулканического массива Стена - Малый
Семячик так и остается открытым и требует
дальнейшего изучения, возможно, с помощью
геохимии изотопов свинца для выяснения степени
ассимиляции базальтами корового вещества и
океанических осадков и изучения состава исходных
расплавов с привлечением метода гомогенизации
расплавных включений в фенокристаллах оливина
и плагиоклаза.
Анализ деформаций, предшествовавших
эксплозивному субаэральному извержению
базальтовой тефры в 1996 г. на северном берегу
озера Карымского (кальдера Академии Наук),
позволил вычислить глубину центра тяжести
магматического источника на глубине 18 км
(Федотов и др., 1997). Сходство минералогических
особенностей (близкие эволюционные тренды
породообразующих минералов) разновозрастых
оливин содержащих базальтов Карымского
вулканического центра позволяет предположить,
что под ним на глубине порядка 15-20 км
(5-6 кбар) существует единый промежуточный
магматический очаг базальтовой магмы, который
периодически поставляет на поверхность
высокотемпературные расплавы, начиная с
нижнего плейстоцена до настоящего времени.
Широкий диапазон составов темноцветных
минералов в базальтах южного сектора Карымского вулканического центра, говорит о том, что
на момент извержения они представляли собой
неравновесную смесь расплава и минеральных фаз,
кристаллизующихся на разных глубинах и в
дальнейшем подвергшихся процессам смешивания.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ОЛИВИН СОДЕРЖАЩИХ БАЗАЛЬТОВ
Присутствие в них ассоциации высокохромистой
шпинели, высокомагнезиальных оливина и
клинопироксена свидетельствует о связи этого
промежуточного очага с еще более глубокими
зонами магмогенерации, возможно, на границе
нижней коры и верхней мантии. Судя по
экспериментальным данным высокомагнезиальная
ассоциация оливина и клинопироксена могла
кристаллизоваться при давлении 8-9 кбар (глубина
порядка 30 км) и температурах более 1200 о С
(Арискин, Бармина, 2000). В верхнеплейстоценголоценовое время (и в 1996 г.) в южном секторе
Карымского вулканического центра глубинные
расплавы поступают по субмеридиональному
разлому и на поверхности прослеживаются в
районе северного берега озера Карымского (Гриб,
Леонов, 2004 а, 2004 б).
Для базальтов вулканического массива Стена
- Малый Семячик связь с нижнекоровыми
магматическими очагами петрологическими
методами не установлена. Низкая магнезиальность
оливина и клинопироксена, габброидные
ассоциации вкрапленников базальтов, присутствие
в лавах полнокристаллических включений
подобного состава (Селянгин, 1987) предполагают
небольшую (2-6 кбар) глубину их формирования.
В то же время, столь длительная активность
вулканического массива Стена-Малый Семячик
(порядка 2-3 млн. лет, включая голоцен) периодическое поступление на поверхность магнезиальных Pl-Ol-Сpx базальтов и их фракционатов
(Селянгин, 1987) может служить показателем
существования связи промежуточного магматического очага с более глубокими горизонтами
коры, возможно, в виде подтока флюидов,
которые препятствуют «закрытию» магмопроводящих зон.
ВЫВОДЫ
1. Оливин содержащие базальты Карымского
вулканического центра относятся к типичным
низкокалиевым толеитовым базальтам Восточного
вулканического пояса Камчатки.
2. Для породообразующих минералов характерны близкие эволюционные тренды, свидетельствующие о генетическом родстве расплавов,
из которых они кристаллизовались. Направления
трендов согласуются с представлениями о
фракционной кристаллизации минеральной
ассоциации Pl-Ol-Cpx при понижении температуры, как основного механизма, обеспечивающего спектр составов базальтов.
3. Сходство минералогических особенностей,
близкие эволюционные тренды породообразующих
минералов разновозрастых оливин содержащих
базальтов Карымского вулканического центра позволяют предположить, что под ним на глубине
порядка 15-20 км (5-6 кбар) существует единый
промежуточный магматический очаг базальтовой
магмы, который периодически поставляет на поверхность высокотемпературные расплавы, начиная с нижнего плейстоцена до настоящего времени.
4. Широкий по магнезиальности диапазон
составов оливина и клинопироксена в базальтах
южного сектора, неравновесность вкрапленников
темноцветных минералов повышенной магнезиальности вмещающему их расплаву, твердофазные включения высокохромистой шпинели
(хромпикотит) в оливинах, свидетельствуют о
кристаллизации их из более магнезиальных
высокотемпературных расплавов, расположенных
на границе нижней коры и мантии, следовательно,
о связи промежуточного магматического очага с
более глубокими зонами магмогенерации.
5. Впервые для Восточного вулканического пояса в оливинах (реже в анортитах) из базальтов
северного сектора Карымского вулканического
центра детально исследована высокоглиноземистая
шпинель (герцинит) в виде твердофазных включений в этих минералах. Шпинель подобного состава
не характерна для расплавов, генерирующихся в
надсубдукционных зонах, связанных с островными
дугами.
6. Предполагается реликтовая природа высокоглиноземистой шпинели или кристаллизация ее
из высокоглиноземистых расплавов. Природу этих
расплавов предстоит изучить с привлечением
метода гомогенизации расплавных включений в
оливинах и плагиоклазах, а также изучением
геохимии изотопов для оценки степени контаминации базальтов океаническими осадками и
коровым интрузивным материалом.
Автор выражает благодарность д.г-м.н. А.В.
Колоскову, к.г-м.н. А.Б. Перепелову за конструктивное обсуждение статьи, которое улучшило ее
содержание. М.Ю. Пузанкову за помощь в
использовании геотермометров, В.М. Чубарову и
Т.М. Философовой за обеспечение качественного
микрозондового анализа, А.Р. Дунин-Барковской
за помощь в обработке графического материала.
Благодарю моего коллегу и соавтора по предыдущим публикациям к.г-м.н. В.Л. Леонова за
героические усилия по отбору отдельных образцов
базальтов, а также к.г-м.н. О.Б. Селянгина и Л.И.
Базанову за предоставленные для исследования
образцы из собственных коллекций.
Работа выполнена при финансовой поддержке
проектов: РФФИ № 05-05-64-730 и ДВО РАН
№ 06-III-А-08-329.
Список литературы
Арискин А.А., Бармина Г.С. Моделирование фазовых
равновесий при кристаллизации базальтовых
магм. М.: Наука. 2000. 362 с.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
31
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРИБ
Бабанский А.Д., Рябчиков И.Д., Богатиков О.А.
Эволюция щелочно-земельных магм. М.: Наука.
1983. 94 с.
Белоусов А.Б., Белоусова М.Г., Муравьев Я.Д.
Голоценовые извержения в кальдере Академии
Наук и возраст стратовулкана Карымский
(Камчатка) // Докл. РАН. 1997. Т. 354. № 5.
С. 648-652.
Волынец О.Н., Успенский В.С., Аношин Г.Н. и др.
Эволюция геодинамического режима магмообразования на Восточной Камчатке в позднем
кайнозое (по геохимическим данным) //
Вулканология и сейсмология. 1990. № 5. С. 14-28.
Вулканический центр: строение, динамика,
вещество (Карымская структура) // Отв. ред.
Ю.П. Масуренков. М.: Наука. 1980. 292 с.
Гриб Е.Н. Петрология продуктов извержения 2-3
января в кальдере Академии Наук //
Вулканология и сейсмология. 1997. № 5. С. 71-97.
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, а. № 4.
С. 21-40.
Гриб Е.Н., Леонов В.Л. Эволюция магматических
очагов кальдер южного сектора Карымского
вулканического центра. Часть II. PTF – условия
кристаллизации игнимбритообразующих
расплавов, эволюция магматизма // Вулканология и сейсмология. 2004, б. № 5. С. 23-37.
Иванов Б.В. Извержение Карымского вулкана в
1962-1965 гг. и вулканы Карымской группы.
М.: Наука. 1970. 135 с.
Колосков А.В., Пузанков М.Ю., Пирожкова Е.С.
Включения ультрамафитов в базальтоидах
островных дуг: к проблеме состава и генезиса
переходного слоя «коро-мантийной смеси» в
островодужных системах // Геодинамика и
вулканизм Курило-Камчатской островодужной
системы. Петр.-Камчат. ИВГиГ ДВО РАН. 2001.
С.123-152.
Леонов В.Л., Гриб Е.Н. Структурные позиции и
вулканизм четвертичных кальдер Камчатки.
Владивосток. Дальнаука. 2004. 186 с.
Наумов В.Б., Толстых М.Л., Гриб Е.Н. и др.
Химический состав, летучие компоненты и
элементы примеси расплавов Карымского
вулканического центра (Камчатка) и вулкана
Головнина (о. Кунашир) по данным изучения
включений в минералах // Петрология. 2007. т.
15. № 6. С. 563-581.
Портнягин М.В., Плечов П.Ю., Матвеев С.В. и др.
Петрология «авачитов» - высокомагнезиальных
базальтов Авачинского вулкана (Камчатка). I.
Общая характеристика, состав пород и
минералов // Петрология. 2005, а. Т. 13. № 2.
С. 115-138.
32
Портнягин М.В., Миронов Н.Л., Матвеев С.В. и др.
Петрология «авачитов» - высокомагнезиальных
базальтов Авачинского вулкана (Камчатка). II.
Расплавные включения в оливине //
Петрология. 2005, б. Т. 13. № 4. С. 358-388.
Савельев Д.П., Философова Т.М. Минералогические
особенности меловых щелочных базальтов
полуострова Камчатский мыс. (Восточная
Камчатка) // Вестник Краунц. Серия науки о
Земле. 2005. № 5. С. 94-101.
Селянгин О.Б. Петрогенезис базальт-дацитовой
серии в связи с эволюцией вулканоструктур
М.: Наука. 1987. 148 с.
Толстых М.Л., Наумов В.Б., Озеров А.Ю. и др. Состав
магм извержения 1996 г. Карымского
вулканического центра (Камчатка) по данным
изучения расплавных включений // Геохимия.
2001. № 5. С. 498-509.
Федотов С.А. Об извержениях в кальдере Академии
наук и Карымском вулкане на Камчатке в 1996
г., их извержении и механизме // Вулканология и сейсмология. 1997. № 5. С. 3-38.
Хубуная С.А., Богоявленский С.О., Новгородцева Т.Ю.
и др. Минералогические особенности магнезиальных базальтов как отражение фракционирования в магматической камере Ключевского вулкана // Вулканология и сейсмология.
1993. № 3. С. 46-68.
Arai S. Compositional variation of olivine-chromian
spinel in Mg-rich magmas as a guite to their
residual spinel peridotites // Journal of Volcanology
and Geothermal Research. 1994. V. 114. P. 279293.
Ballhaus C., Berry R., Green D. High-pressure
experimental calibration of the olivineortopyroxene-spinel oxygen geobarometer^
implications for the oxidation state of the upper
mantel // Contrib. Mineral. Petrol. 1991. V. 107. P.
27-40.
Danyushevsky L., Perfit M., Eggins S., Faloon T. Crustal
origin for coupled “ultra-depleted” and
“plagioclase” signatures in MORB olivine-hosted
melt inclusions: evidence from the Siqueiros
Transform Fault, East Pacific Rise // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2003.V. 144.
P. 619-637.
Ford C., Russel D., Graven J., Fisk M. Olivine-liquid
equilibria: temperature, pressure and composition
dependence of the crystal/ liqvuid cation partition
coefficients for Mg, Fe+2, Ca and Mn // Journal
of Petrology. 1983. V. 24. P. 256-265.
Kamenetsky V., Crawford A., Meffre S. Factors Controlling
Chemistry of Magmatic Spinel: an Empirical
Study of Associated Olivine, Cr-spinel and Melt
Inclusions from Primitive Rocks // Journal of
Petrology. 2001. V. 42. № 4. P. 655-671.
Mercier J. Single-pyroxene thermobarometry //
Tectonophysics. 1980. V.70. P. 1-37.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ОЛИВИН СОДЕРЖАЩИХ БАЗАЛЬТОВ
THE KARYMSKY VOLCANIC CENTER BASALTS HOSTING OLIVINES
MINERALOGICAL PECULIARITIES
E.N. Grib
Institute of Volcanology and Seismology FED RAS, Petropavlovsk-Kamchatsky, 683006
e-mail: gen@kscnet.ru
The paper presents some data on composition of minerals-phenocrysts of Karymsky volcanic center
basalts hosting olivines, which trace back in the region evolutional history from the Lower Pleistocene to
our days. The rock-forming mineral evolutional trenches evidences on co-magmatic character of this
basalts and therefore on single long-lived intermediate magma chamber in the structure interior. We
revealed also different compositions of solid-phased spinel inclusions in olivine-basalts of the south and
north sectors. So we can make a conclusion on possible depths of primary melts magma-generation.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
33
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
УДК 550.42
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ БОРА МЕЖДУ ГАЗОВОЙ И ЖИДКОЙ ФАЗАМИ ГИДРОТЕРМ
МУТНОВСКОГО ВУЛКАНА (КАМЧАТКА)
© 2007 И.Ю. Николаева, А.Ю. Бычков
Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, Москва, 119992;
e-mail: niko-geo@mail.ru
Проведен отбор сосуществующих газовой и жидкой фаз термальных источников Мутновского
геотермального района Камчатки: Донного поля, Северо-Мутновских и Дачных, а также двух
скважин Мутновской ГЕО ЭС. Для отбора проб из источников использовалась специально
сконструированная установка, для скважин – стандартный сепаратор для разделения паро-водяной
смеси. В пробах были определены содержания бора и натрия. По натрию была введена поправка
на загрязнение конденсата пара каплями раствора. Результаты показали, что при отборе из скважин
бор равновесно распределяется между флюидными фазами в сепараторе и коэффициенты
распределения близки к найденным нами экспериментально при тех же температурах. Для
термальных источников содержание бора в конденсатах пара существенно выше расчетного и не
соответствует равновесному с жидкой фазой. Вероятно, это связано с отсутствием равновесия
при взаимодействии перегретого водяного пара с грунтовыми водами. Высокие концентрации бора
в конденсате парогазовой фазы источников в таком случае наследуют обогащение при кипении
гидротермального раствора на большой глубине с последующим отделением пара и поступлением
его к поверхности. Можно использовать эти неравновесные содержания бора в конденсатах для
оценки температуры гетерогенизации флюида в источнике. Для Северо-Мутновских источников
эта оценка составила 310оС, для Дачных – 260оС. Таким образом несмотря на отсутствие равновесия
с грунтовыми водами на поверхности, экспериментальные величины коэффициентов
распределения борной кислоты, совместно с содержаниями бора в конденсатах можно
использовать для оценки энтальпии глубинных флюидов.
Исследование переноса компонентов в газовой
фазе в последнее время получило большое развитие
благодаря успехам в экспериментальных работах.
Современные гидротермальные системы являются
природными лабораториями, где можно наблюдать
процессы транспорта элементов непосредственно.
Одним из элементов, основные черты геохимии
которого контролируются переносом в газовой
фазе, является бор. В гидротермальных системах,
связанных с вулканизмом возникают условия
накопления этого элемента в термальных водах и
отложения боратных минералов (Озол, 1983). Цель
данной работы - исследование распределения бора
между жидкой и газовой фазами гидротермальных
систем, расположенных вокруг Мутновского
вулкана (Камчатка). Для этого была разработана
специальная установка, которая позволяет получать
представительные и корректные пробы конденсата.
В ходе нескольких полевых сезонов опробованы
основные термальные поля Мутновского вулкана.
34
В пробах определены содержания бора.
Эксплуатация геотермальной энергии
Мутновской ГЕО ЭС делает актуальной исследование закономерностей формирования
гидротермальных систем, поиск геохимических
критериев оценки запасов термальных вод. Среди
признаков высокоэнтальпийных глубинных
гидротермальных систем зачастую приводится
наличие вблизи поверхности вторичных конденсатов, маломинерализованных растворов,
обогащенных бором и аммонием. Однако
закономерности возникновения таких растворов
еще не до конца исследованы. В последние годы
появляются работы по исследованию фракционирования элементов для современных
гидротермальных систем, к примеру, Лардерелло
в Италии (Moller еt al., 2003). В них приводятся
результаты, которые пока не находят объяснения
с точки зрения известных термодинамических
свойств форм переноса.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ БОРА МЕЖДУ ГАЗОВОЙ И ЖИДКОЙ ФАЗАМИ ГИДРОТЕРМ
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ
В 70 км южнее Петропавловска-Камчатского,
расположен район весьма интенсивной и
разнообразной вулканической деятельности. Здесь
находится сложный разновозрастный массив
вулкана Мутновского, вулкан Горелый с
кальдерой на вершине древнего конуса, разрушенный вулкан Жировской с термопроявлениями в
эродированном кратере. Захватывая периферические части этих вулканических построек, в
субмеридианальном направлении протягивается
своеобразная геологическая структура – узкая
депрессия, раздробленная густой сетью тектонических нарушений с многочисленными
проявлениями ареальной вулканической деятельности в виде шлаковых конусов, даек и экструзий
разного состава и возраста. Эта грабеноподобная
структура, узкой (3-10 км) полосой прослеживающаяся от Мутновского до Вилючинского
вулкана названа Северо-Мутновской вулканотектонической зоной (рис. 1). В пределах зоны и
Рис.1. Схема геологического строения и термопроявлений Мутновско-Жировского геотермального района
по (Вакин и др., 1976) с изменениями: 1 – аллювиально-пролювиальные и пирокластические отложения
кальдеры вулкана Горелого (Q4); 2 – аллювий речных долин (Q4); 3 – шлаковые конусы и лавовые потоки
базальтового
состава
(Q 1-4);
4 – базальты вулкана Горелого (Q 4);
5 – андезиты и андезито-базальты
Мутновского
вулкана
(Q 1-4);
6 – андезиты и андезито-дациты
древней постройки вулкана Горелого
(Q1-2); 7 – игнимбриты и спекшиеся
туфы андезито-дацитового состава
(древняя постройка вулкана Горелого,
Q 1-3); 8 – экструзии андезитодацитового и риолитового составов,
связанные с образованием кальдеры
вулкана Горелого (Q2-3); 9 – экструзии
и лавовые потоки андезито-дацитового
и
дацитового
составов
(Q 2 );
10 – экструзии и лавовые потоки
дацитового и риолитового составов
(Q1-N2); 12 – интрузия диоритов (N2);
13 – вулканогенно-осадочные
отложения и эффузивы Березовской,
вилючинской и паратунской свит
(Pg 3 -N 1); 14 – гидротермально
измененные породы; 15 – тектонические нарушения; 16 – кратеры и
кальдеры
древних
вулканов;
17
– действующие вулканы;
18 – активная воронка Мутновского
вулкана; 19 – вершина Мутновского
вулкана (h – 3323 м); 20 – фумарольные поля: Донное и Верхнее
кратера Мутновского вулкана;
21 – термальные поля; 22 – термальные источники; 23 – местоположение
Мутновского геотермального района
(на врезке). Цифры на схеме:
1 – Активная воронка; 2 – Нижнее
(Донное)
фумарольное
поле;
3 – Верхнее фумарольное поле;
4 – Северо-Мутновское термальное
поле, западная группа; 5 – СевероМутновское термальное поле,
восточная группа; 6 – ЗападноМутновские термы; 7 – Дачное
термальное поле; 8 – Верхнежировские термы; 9 – термальное
поле Жировского вулкана; 10 – Нижнежировские термальные источники.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
35
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НИКОЛАЕВА, БЫЧКОВ
на соседних с ней участках известно множество
проявлений современной термальной активности:
фумарольные поля в кратере Мутновского вулкана,
Северо-Мутновские, Дачные и Верхнежировские
источники (Вакин и др., 1976).
Мутновский вулкан - один из крупнейших
вулканов Южной Камчатки со сложным строением
и длительной историей развития, которая берет
начало с плиоцен-нижнеплейстоценового времени.
Морфологически это полигенный массив с
максимальной высотной отметкой 2323 м.
Постройка состоит из четырех слившихся,
последовательно формировавшихся конусов
стратовулканов с вершинными кальдерами и
дочерними внутрикальдерными постройками и
сложена породами от базальтов до риодацитов.
Преобладают высокоглиноземистые базальты, но
тефра наиболее молодого кратера (Активная
воронка) сложена высокоглиноземистыми
андезитобазальтами калиево-натриевой серии.
Строение массива осложнено многочисленными
шлаковыми конусами и лавовыми потоками
побочных извержений. Современная вулканическая
активность сосредоточена в северной части
вулкана, где имеется система перекрывающихся
друг с другом кратеров глубоко врезающихся в
тело постройки. Дно самых больших из них,
Северо-Восточного и Юго-Западного, почти
полностью перекрыто современными ледниками.
За исторический период произошло не менее
16 извержений вулкана Мутновский. Извержения,
в основном, происходят из Активной воронки,
наложенной на северную кромку ЮЗ кратера. В
периоды покоя в этом кратере действуют мощные
высокотемпературные фумаролы (Селянгин, 1993).
ГИДРОТЕРМАЛЬНАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ И
ОБЪЕКТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
В кратерах вулкана и на его северном склоне
разгружаются мощные высокотемпературные
фумаролы, паровые струи и термальные источники. Эпизодически формируются кратерные
озера, что приводит к существенному изменению
выноса глубинного тепла, и, по-видимому, провоцирует фреатические извержения вулкана.
Интенсивная фумарольная деятельность
сосредоточена, главным образом, в СевероВосточном кратере и Активной воронке. В первом
постоянно действуют три группы парогазовых
выходов - это Верхнее фумарольное поле с
температурами фумарол более 300оС и две относительно обособленные группы на Донном фумарольном поле с температурами выходов до 150оС.
В самой глубокой части кратера располагается
Донное фумарольное поле, его площадь 8000 м2.
Под ним в озерных отложениях (оставленных от
кратерного озера) заключен ограниченный по
36
площади «микробассейн» грунтовых вод с поровой
циркуляцией, питающийся за счет ледников и
снежников и дренируемый р. Вулканной (Вакин и
др., 1976). Существование этого бассейна отразилось на характере деятельности Донного термального поля. Слабые парогазовые струи оказались
задавлены, а более мощные охлаждены грунтовыми
водами.
На Донном поле нами отбирались пробы из
источников диаметром не более 50 см, неглубоких,
с небольшим количеством воды, как правило
бессточных. Температура воды в источниках
варьировала от 90 до 100оС. Особенностью этих
источников является высокая кислотность с рН в
пределах от -0.6 до +1.9. Отрицательные значения
рН соответствуют концентрированным растворам
серной кислоты, которая накапливается в
результате окисления сероводорода и сернистого
газа и испарения воды. В конденсатах при отборе,
как правило, выпадают хлопья коллоидной серы.
Вода источника содержит много взвеси серы и
глинистых частиц, поэтому приходилось производить горячее фильтрование на месте. Конденсат
отбирался так же из небольших парогазовых
выходов. Крупные фумаролы и грязевые котлы не
могли быть опробованы таким методом.
Северо-Мутновские источники, расположенные на северо-западном склоне Мутновского
вулкана представляют собой аргиллизированное
поле с большим количеством термальных
источников и паровых струй. Температура
изучаемых нами источников варьировала от 93 до
99оС, они средне-кислые с рН в пределах от 3 до 5.
Дачные источники находятся в 9 км севернее
Мутновского вулкана (рис. 2). Они представляют
собой скорее парогазовые струи, чем источники
горячих вод, но расположены в понижениях
рельефа и частично залиты грунтовыми водами.
Поэтому, наряду с парогазовыми струями и
кипящими котлами, здесь появляются горячие
ключи, теплые озера и термальные болота.
Термопроявления разбросаны по крутым склонам
и прослеживаются широкой полосой на протяжении более километра, при этом выделяется несколько групп источников и паровых струй. Самая
мощная - Активная группа располагается у
подножия купола в округлой котловине с крутыми
стенками высотой до 30 м. Термопроявления в виде
паровых струй, кипящих котлов и горячих
источников наблюдаются на стенках котловины и
на ее дне. Насчитывается более 100 крупных и
мелких парогазовых струй. Среди Активной группы
изучению подвергались несколько небольших
котелков. Они имеют высокие температуры
95.9-99.6оС и большой разброс в величине рН –
от 1.49 до 5.16, что может быть связанно с
окислением сероводорода.
Остальные группы термопроявлений Дачного
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ БОРА МЕЖДУ ГАЗОВОЙ И ЖИДКОЙ ФАЗАМИ ГИДРОТЕРМ
Рис. 2. Схема расположения групп
Дачного термального поля и
скважин Мутновской ГЕО ЭС по
(Чернев, 2005). 1 – геотермальные
стации; 2 – исследованные
скважины; 3 – термальные поля: I
– Активная группа, II – Утиная
группа, III – Медвежья группа.
месторождения (Утиная, Медвежья и др.) разбросаны на выровненных, частично заболоченных
участках (Вакин и др., 1976). Для исследования
выбирались источники с максимальной температурой – 92.2-99.8оС, чтобы содержание пара в
газовой фазе было максимальным. Вода источников
имеет широкий диапазон значений рН от
слабокислых до близнейтральных. Часть из них
находится в заболоченной области и вода в них
может быть разбавлена грунтовыми водами.
Помимо термальных источников были отобраны пробы из двух эксплуатационных скважин
Мутновской геотермальной станции (рис. 2).
Скважина М-5Э эксплуатировалась в рабочем
режиме, скважина 055 была открыта на выброс в
атмосферу.
холодная вода. Конденсат поступал в сборный
флакон объемом 50 мл. Прибор был изготовлен
из полипропилена, в котором были установлены
отражатели брызг и дефлегматор с сеткой из того
же материала для отсекания мелких капель (рис. 3).
Температура контролировалась термодатчиком.
Разница между температурой в источнике и на
стенке установки не превышала 1оС.
МЕТОДИКА ОТБОРА КОНДЕНСАТОВ
Для отбора проб конденсата из источников
была разработана специальная установка, которая
позволяет производить отбор парогазовой смеси
максимально корректно, не внося искажениий изза загрязнения каплями жидкой фазы или
частичной конденсации пара. Источник накрывался газосборным прибором, к которому был
подсоединен стеклянный шариковый холодильник. В холодильник из емкости подавалась
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Рис. 3. Схема отбора проб конденсата.
37
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НИКОЛАЕВА, БЫЧКОВ
Поток газа регулировался глубиной погружения установки и дебитом источника. Условия отбора
подбирались таким образом, чтобы вода вытекала
из холодильника с температурой не более 30оС.
Если поток газа из источника шел слишком сильно,
то глубина погружения установки уменьшалась и
избыток потока выходил через край.
После установки система промывалась сначала
паром, а затем конденсатом в течение 5-10 мин.
После чего к выходу холодильника подключался
пробосборник и отбиралось 2 пробы по 50 мл для
определения бора и микроэлементов. Время
опробования одного источника составляет около
2 часов.
Метод отбора проб показывает хорошую
воспроизводимость. Для ее определения были
отобраны последовательно по 2 пробы из одного
источника. Содержание бора в них различается не
более чем на 10%, притом, что между пробами из
разных источников различается на порядки. Для
определения достоверности отбора проб была
поставлена серия опытов. В лабораторных условиях
воспроизводился термальный источник. Для этого
раствор борной кислоты в открытом сосуде
подвергался кипению различной интенсивности.
Прибор для отбора проб конденсатов устанавливался аналогично полевым условиям. После
отбора порции конденсата бралась проба жидкой
фазы. Результаты показали, что коэффициенты
распределения близки к определенным в
экспериментах других авторов (Стырикович и др.,
1960) и не зависят от состава раствора. Степень
загрязнения конденсата каплями жидкости
составляет менее 0.1%.
Для отбора проб из эксплуатационных скважин
Мутновской геотермальной станции использовался
стандартный сепаратор для отбора пара Division
Downer производства Century Resources (рис. 4).
Сепаратор присоединялся к исследовательскому
патрубку, отходящему от магистрального
трубопровода у устья скважины. Давление в
трубопроводе измерялось манометром, температура
- термопарой, помещенной в специальное гнездо,
для лучшего теплообмена заполненное маслом.
Поток паро-водяной смеси регулировался вентилем
на патрубке и определял давление в сепараторе,
которое измерялось отдельным манометром.
Трубки, по которым из сепаратора поступают
конденсат и сепарат, соединялись с холодильниками, охлаждаемыми смесью снега и воды и
далее с приемниками растворов.
Отбор проб производился в разных режимах,
которые различались степенью открытия вентиля
на патрубке: так для скважины М-5Э режим 1
соответствует немного приоткрытому вентилю, 2
и 3 приоткрывались сильнее, а режим 4 –
полностью открытому вентилю. В соответствии с
этим менялись условия отбора конденсатов и
сеператов, то есть увеличивалась температура и
давление соответственно от режима 1 к режиму 4.
Скважина 055 также отбиралась в нескольких
режимах, но из-за небольшого избыточного
давления открытой на выброс в атмосферу
скважины, нам не удалось отбирать пробы с
сильно закрытым вентилем. Поэтому для этой
скважины отбор проб произведен в 2 режимах,
которые различаются слабо. При отборе измерялся
дебит сепарата и конденсата по времени заполнения
приемных емкостей.
Остается открытым вопрос о представительности опробования при использовании
сепаратора. Этот прибор, очевидно, не способен
захватить весь поток двухфазной смеси, в патрубок
попадает лишь небольшая его часть. Для оценки
пропорции поступления парогазовой фазы и
жидкости, захваченной сепаратором, измерялись
дебиты сепарата и конденсата. Соотношение дебитов
для проб, отобранных в разных режимах, приводится на рис. 5. Если поступление фаз происходит
Рис. 4. Схема отбора проб сепарата и коденсата из
скважин Мутновской ГЕО ЭС. Цифры на схеме:
1 - скважина, 2 - вентиль, 3 - сепаратор,
4 - манометр, 5 – холодильник.
Рис. 5. Сопоставление доли пара в пробах, отобранных
сепаратором (1) с теоретической адиабатой (2).
38
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ БОРА МЕЖДУ ГАЗОВОЙ И ЖИДКОЙ ФАЗАМИ ГИДРОТЕРМ
одинаково при всех давлениях, относительный
дебит, а соответственно, и доля пара должны быть
близки к адиабате. Для сравнения на рис. 5 приведена
адиабата для чистой воды, рассчитанная при
условии начала кипения при 169оС. Расчет адиабаты
проводился по программе H 2OU, которая
использует известное уравнение состояния воды
(Kestin et al., 1984). Видно, что замеры для проб
не лежат на адиабате, а существенно выше, что
означает, что при слабом открывании вентиля
патрубка в сепаратор поступает больше газовой
фазы, чем при сильном.
Сепаратор может недостаточно эффективно
работать как в случае слабого, так и в случае сильного потока жидкой фазы. Когда жидкости много,
происходит загрязнение конденсата, когда слишком
мало, пар поступает вместе с сепаратом и конденсируется в теплообменнике. Оба этих случая встречены
нами при отборе проб из скважины М-5Э. В режиме
1, при слабо открытом вентиле, наблюдается концентрация натрия в сепарате в 1.5 раза ниже по
сравнению с другими режимами. Это не может быть
объяснено иначе, чем разбавлением конденсатом.
В режиме 4 концентрация натрия в конденсате более
чем в 100 раз выше, чем при других параметрах.
Это можно связать с загрязнением конденсата
каплями жидкости.
Из этих результатов следует, что необходимо
с осторожностью относится к пробоотбору с
использованием сепараторов, не захватывающих
весь поток двухфазной смеси. Полученные пробы
являются продуктом разделения непредставительной паро-жидкостной смеси, причем разделение происходило при более низких параметрах,
чем в скважине. Поэтому отобранные пробы не
соответствуют “природному” распределению в
условиях пласта и скважины, но являются своеобразным экспериментом по двухфазовому
равновесию гидротермальных флюидов.
Пробы жидкой фазы подвергались горячему
фильтрованию непосредственно на месте через
мембранный фильтр с размером пор 0.45 мкм. Это
позволяет избавиться от взвеси, которая может
исказить состав пробы и мешает при колориметрировании. Пробы для определения бора не
консервировались, для определения элементного
состава на ICP - подкислялись концентрированной
HNO3 до концентрации 3%.
Для определения бора использовался колориметрический метод с Н-резорцином. Метод основан
на способности борной кислоты изменять окраску
азокрасителя Н-резорцина от желтой до красной в
водной уксуснокислой среде (Резников и др., 1970).
Определение оптической плотности растворов
проводилось на колориметре ФЭК-56М в 5-ти см
кюветах с зеленым светофильтром.
Некоторые пробы были проанализированы
методом ICP MS на приборе Element 2 Finnegan
Mat в лаборатории кафедры геохимии МГУ и в
институте проблем технологии микроэлектроники
и особо чистых материалов РАН, АналитикоСертификационном Центре на приборах ICP-MS
“PlasmaQuard-2” VG и атомно-эмиссионном
ICAP-61, Thermo Jarrell.
Определена сходимость определения бора
между колориметрической методикой и методом
ICP MS по параллельным пробам: относительная
ошибка составила 6%, систематическая ошибка не
выявлена.
РЕЗУЛЬТАТЫ И ОБСУЖДЕНИЕ
Результаты анализов конденсатов и воды,
отобранных из скважин Мутновской ГЕО ЭС
приведены в табл. 1. Для расчета коэффициентов
распределения (K D) бора необходимо учесть
загрязнение проб конденсата каплями жидкой
фазы. Это можно сделать по компоненту, который
считается труднолетучим и находится в больших
концентрациях. Таким компонентом выбран Na.
По содержанию Na рассчитывалось истинное
содержание бора в конденсате CBист :
CBист =(СВк - CВв)/(СNaк- СNaв),
где – СВк,CВв,СNaк,СNaв являются измеренными
концентрациями бора и натрия в конденсате и
воде соответственно.
Таблица 1. Распределение бора между конденсатом и сепаратом скважин Мутновской
ГЕО ЭС при различных режимах отбора.
!
"
* +&
#$
+&
+&
%&
,
* +&
'
"
#$
()
,
-, .
+&
+&
+&
+&
Примечание. Вист* - содержание бора в газовой фазе рассчитанное с учетом загрязнения;
прочерк – нет измерения.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
39
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НИКОЛАЕВА, БЫЧКОВ
К существенной поправке это приводит только
для режима 4, где достигается максимальное
загрязнение из-за большой величины потока.
После расчета истинных концентраций были
рассчитаны коэффициенты распределения бора
между газом и жидкостью, которые представлены
в табл.1. На рис. 6 эти данные сопоставлены с
полученными ранее экспериментальными значениями констант распределения борной кислоты
между паром и водой. В области температур
100-200оС литературные данные сильно расходятся.
Наиболее низкие значения получены в работе
(Стырикович и др., 1960), а более высокие значения получены нами (Николаева, Бычков, 2005).
Наши данные близки к результатам (Kukuljan et
al., 1999). Значения, полученные по скважинам,
хорошо согласуются с нашими данными. Из общей
последовательности выбивается точка с температурой 111оС отобранная из скважины М-5Э в режиме
1. Как было показано выше этот режим не является
оптимальным. В остальных случаях данные свидетельствуют о том, что равновесие между паром и
жидкостью соответствовало температуре в сепараторе, а не в скважине. Таким образом, при вскипании раствора переуравновешивание бора между
газом и жидкостью происходит очень быстро.
Конденсаты из фумарол Донного поля
содержат до 2.19 мг/л бора (табл. 2). Конденсат из
побочной струи большой фумаролы содержит 1.66
мг/л бора. В двух источниках и паровой струе
концентрации бора существенно ниже и составляют 0.24 и 0.18 мг/л соответственно. В
растворах термальных источников концентрации
бора варьируют в пределах 8.32-149 мг/л. В конденсатах Северо-Мутновских источников содержания бора изменяются в пределах 0.004-3.35
мг/л, а водная фаза значительно обеднена бором
!
Рис. 6. Сопоставление коэффициентов распределения
борной кислоты между жидкостью и паром по
различным данным. 1 - результаты по скважинам, 2 –
экспериментальные данные по (Стырикович и др.,
1960), 3 – экспериментальные данные по (Николаева,
Бычков, 2005), 4 - экспериментальные данные по
(Kukuljan et al., 1999).
40
по сравнению с водами Донного поля и мало
контрастна 0.041-0.08 мг/л. Для Дачных источников
характерны другие концентрации бора в конденсате
0.06-4.10 мг/л, причем наблюдаются источники с
низким содержанием бора 0.06-0.94 мг/л и с
повышенным – 2.30-4.10 мг/л. В растворах
источников концентрации бора находится в
пределах от 0.04 до 2.07 мг/л. Медвежья и Утиная
группы характеризуются широким разбросом
содержаний бора в конденсатах – 0.06-2.92 мг/л
и менее контрастным для воды – 0.04-0.74 мг/л.
Эти данные показывают, что в термальных
источниках концентрации бора в газовой фазе
велики по сравнению со скважинами, а в жидкой
фазе, напротив, низки. Загрязнение конденсатов
каплями раствора незначительно, и не меняет
полученных значений констант распределения бора
между газом и жидкостью. Во всех случаях эти
константы существенно выше, чем экспериментально определенные при 100оС. Это может быть
связано с двумя причинами: наличие неизвестных
легколетучих форм переноса бора или отсутствием
равновесия между жидкостью и газом. Поскольку
в конденсатах с высоким содержанием бора нами
не обнаружены другие компоненты в сопоставимых с бором концентрациях, мы полагаем, что
первая причина пока не доказана. Бор образует
много летучих соединений: гидриды, фториды,
хлориды, органические эфиры борной кислоты и
борорганические соединения. Все эти вещества
легко гидролизуются, поэтому трудно предположить их преобладание в водяном пару. Диагностика
новых летучих форм бора в природных газах
требует специальных методов исследования.
Нам кажется, что более убедительная причина
высоких значений коэффициентов распределения
бора – отсутствие равновесия между парогазовой
фазой и грунтовыми водами на поверхности. Хотя
в большинстве термальных источников мы можем
наблюдать барботаж газа через раствор (“кипящие
источники”), из глубины поступает только
парогазовая струя. У поверхности происходит ее
взаимодействие с грунтовыми и поверхностными
водами. При этом происходит конденсация пара
или испарение грунтовых вод в зависимости от
энтальпии (теплосодержания) парогазовой смеси.
Если водяной пар в парогазовой смеси многократно
преобладает, то энтальпия будет тем выше, чем
сильнее пар перегрет относительно равновесия с
жидкой водой. Непосредственно этот параметр
трудно измерить, поскольку у поверхности пар
быстро становится насыщенным из-за охлаждения,
его температура приходит к температуре кипения
при атмосферном давлении.
При кипении гидротермального раствора в
сепараторе при сбросе давления равновесие быстро
устанавливается, как это было показано выше при
обсуждении отбора проб из скважин. При частичной
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ БОРА МЕЖДУ ГАЗОВОЙ И ЖИДКОЙ ФАЗАМИ ГИДРОТЕРМ
Таблица 2. Распределение бора между газовой и жидкой фазами в гидротермах Мутновского
вулкана.
/
*
&
5,
5,
5,
5,
5,
5,
5,
5,
5,
5,
5,
5,
5,
5,
*
5,
5,
5,
5,
5,
5,
5,
5,
"
01
()
"
4
,
,
,
,
,
,
,
,
,
,
,
,
,
,
,
,
,
,
,
,
,
5,
5,
5,
5,
5,
5,
5,
5,
5,
5,
5,
5,
5,
5,
01
2 & &3
&6
&6
&6
&6
&6
&6
&6
3 2 8 &
&6
&6
&6
,-7 * & &
&6
2 & &
&6
&6
&6
&6
2 & & 9: &* 4
&6
&6
&6
&6
&6
- * +<4 & = & 4
&6
&6
&6
&6
&6
&6
&6
&6
7
8&
7
;
&6
&6
&6
2 & *
&6
&6
&6
,
Примечание. не изм. – не измерялось, прочерк – паровая струя.
конденсации водяного пара также происходит
равновесное перераспределение бора. Только при
взаимодействии сухого пара с водой при
температуре кипения перераспределение бора не
носит равновесный характер.
Для большинства поверхностных гидротермальных проявлений содержания бора в газовой
фазе не подчиняются равновесному распределению
с жидкостью, что выражается в очень больших
KD. Особенностью этих источников является то,
что в них поступает к поверхности сухой пар,
температура которого выше, чем равновесная с
жидкой водой при данном давлении. Такие
особенности газовой фазы характерны для
пародоминирующих систем. Эксперименты над
термальными источниками показали, что при
взаимодействии перегретого водяного пара с
грунтовой водой не происходит равновесного
обмена компонентами. При этом, чем больше
перегрет пар, тем дальше от равновесия уходит
система. Коэффициент распределения показывает
степень неравновесности и, можно предположить,
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
41
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НИКОЛАЕВА, БЫЧКОВ
является функцией энтальпии парогазовой фазы.
В настоящее время мы не располагаем данными
по теплосодержанию пара из этих термальных
систем, поэтому для проверки этих выводов
требуются дополнительные исследования.
Для всех исследованных термальных полей
выделяется группа источников с низким
содержанием бора в конденсатах и низкими
коэффициентами распределения. Хотя эти значения
тоже больше равновесных, они сильно отличаются
и от основной выборки. Можно предположить,
что это те потоки, которые испытали сильное
взаимодействие с грунтовыми водами, что привело
к потере тепла и конденсации. При этом часть
бора перераспределилась в жидкую фазу.
Формирование перегретого или сухого пара
происходит при кипении глубинного раствора в
пласте при высокой температуре и давлении. Если
такой пар поднимается к поверхности не испытывая потери тепла, его температура будет снижаться
только за счет адиабатического расширения и на
поверхности будет выше 100оС. Особенность сухого
пара – в него можно помещать руку без опасности
получить ожог, поскольку интенсивное испарение
воды охлаждает кожу. Такие паровые струи
известны на Мутновском вулкане на всех
исследованных термальных полях.
По всей видимости, конденсат газовой фазы,
полученный из этих струй и спонтанных газов
окружающих источников, соответствует равновесию газ-жидкость в условиях пласта. Зная
содержание бора в глубинной термальной воде и
концентрацию в конденсате, можно оценить
температуру кипения в пласте по экспериментальным данным (рис. 6). Мы предположили, что
глубинный гидротермальный раствор для СевероМутновских и Дачных источников одинаковый и
соответствует вскрытому скважинами. Тогда для
Северо-Мутновских источников получена оценка
310оС, для Дачных – 260оС. Для Донного поля
можно провести такую оценку, исходя из
предположения об едином источнике глубинного
флюида (Таран и др., 1991). Тогда температура
кипения глубинного флюида Донного поля
составляет 244оС.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Исследование концентраций бора в жидкой
фазе и конденсатах спонтанных газов из
гидротермальных источников Мутновского геотермального района показало, они меняются в
широких пределах. Так же и коэффициент
распределения сильно меняется. Результаты работы
позволяют сделать следующие выводы:
1. Сравнение результатов с экспериментальными данными позволило установить, что только
для паро-водяной смеси из скважин Мутновской
42
ГЕО ЭС распределение бора соответствует
равновесию газ-жидкость.
2. Для термальных источников концентрация
бора в конденсате на порядки превышает
равновесную при температуре кипения воды.
Вероятно, это связано с отсутствием равновесия
между перегретым паром и грунтовыми водами
при их взаимодействии в термальных источниках.
3. Концентрация бора в газовой фазе контролируется равновесием газ-жидкость при кипении
гидротермального раствора на глубине в пластовых
условиях при высоких температурах и давлениях.
Концентрация бора в воде источников определяется
условиями разгрузки и теплосодержанием паровой
фазы.
Коэффициент распределения бора между
газовой и жидкой фазами в термальных источниках
может служить геохимическим показателем
теплосодержания паровой фазы, но для его
использования необходимы дальнейшие исследования. Конденсаты из перегретых паровых струй
являются важными индикаторами процессов,
происходящих в недрах гидротермальных системах.
Содержание в них других элементов следует
интерпретировать не как следствие равновесий на
поверхности, а как результат кипения гидротермального раствора при более высоких температуре
и давлении.
Авторы выражают благодарность И.И. Черневу
за содействие, А.Г. Николаевой за предоставление
материалов. Работа выполнена при поддержке
РФФИ (проект 06–05–65156) и ВНШ “Физическая
геохимия природных процессов”.
Список литературы
Вакин Е.А., Кирсанов И.Т., Кирсанова Т.П.
Термальные поля и горячие источники
Мутновского вулканического района //
Гидротермальные системы и термальные поля
Камчатки. Владивосток: ДВНЦ АН СССР. 1976.
С. 85-114.
Николаева И.Ю., Бычков А.Ю. Экспериментальное
исследование форм переноса бора в парогазовой фазе // XV Российское совещание по
экспериментальной минералогии. Материалы
совещания. Сыктывкар. 2005. С. 385-386.
Озол А.А. Осадочный и вулканогенно-осадочный
рудогенез бора. М.: Наука, 1983. 205 с.
Резников А.А., Муликовская Е.П., Соколов И.Ю.
Методы анализа природных вод. М.: Недра,
1970. 488 с.
Селянгин О.Б. Новое о вулкане Мутновский:
строение, развитие, прогноз // Вулканология
и сейсмология. 1993. № 1. С. 17-35.
Стырикович М.А., Цхвирашвили Д.Г., Небиеридзе Д.П.
Исследование растворимости борной кислоты
в насыщенном водяном паре // Докл.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ БОРА МЕЖДУ ГАЗОВОЙ И ЖИДКОЙ ФАЗАМИ ГИДРОТЕРМ
АН СССР. 1960. Т.134. № 3. C. 615-617.
Таран Ю.А., Вакин Е.А., Пилипенко В.П., Рожков
А.М. Геохимические исследования в кратере
вулкана Мутновский (Камчатка) // Вулканология и сейсмология. 1991. № 5. С. 37-55.
Чернев И.И. Мутновское геотермальное месторождение: результаты эксплуатации, мониторинг основных параметров, оценка влияния
реинжекции на добычные скважины. Геотермальные и минеральные ресурсы областей
современного вулканизма // ПетропавловскКамчатский. “ОТТИСК”. 2005. С. 106-116.
Kestin J., Sengers J.V., Kamgar-Parsi B., Levelt Sengers
J.M.H. Termophisycal Properties of Fluid H2O //
Journal of Physical Chemical Reference Data. 1984.
Vol.13. №. 1. Р. 175-183.
Kukuljan J.A., Alvarez J.L., Fernandez-Prini R.
Distribution of B(OH)3 between water and steam
at high temperatures // J. Chem. Thermodynamics.
1999. №. 31. Р. 1511-1521.
Moller P., Dulski P., Morteani G. Partitioning of rare
earth elements, yttrium, and some major
elements among source rocks, liquid and vapor
of Larderello-Travale Geothermal Field, Tuscany
(Central Italy) // Geochimica et Cosmochimica
Acta. 2003. Vol. 67. №. 2. Р. 171–183.
BORON GAS-LIQUID DISTRIBUTION IN HIDROTERMAL SPRINGS OF
MUTNOVSKI VOLCANO.
I.Yu. Nikolaeva, А.Yu. Bychkov
Moscow State University, Moscow, 119992
Sampling of gas and liquid phase of Mutnovski volcano thermal springs was lead for several thermal
fields: Donnoe, North-Mutnovski and Dachnie, and also for two wells of Mutnovskaya plant. For a
sampling from springs specially designed installation, for holes - a standard division for separation of
vapor-water mixture was used. In tests have been certain a contents of a boron and sodium. On sodium
the correction on pollution of a condensate by drops of a solution has been injected. Results have shown,
that at sampling from holes the boron is reallocated in a separator, thus coefficients of allocation are
close to experimentally certain at temperature of sampling. For thermal springs the contents of a boron
in condensates essentially above balance and there is no in equilibrium with a liquid phase. Tall
concentration of boron in gas are determined by boiling of a hydrothermal solution on the big depth
with the separation of vapor and its arrival to a surface. In this case it is possible to use a boron
concentrations in gas for an estimation of temperature of gas-liquid separation. For North-Mutnovski
springs the calculation made 310оС, for Donnoe 260оС. It is possible to use boron gas-liquid distribution
coefficient for an estimation of an enthalpy of deep-seated fluids.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
43
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
УДК 551.465
Памяти Н.А. Маровой посвящается
ОБЪЕМЫ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ГОР ЛОЖА ОКЕАНА В ПРОЦЕССЕ ЭВОЛЮЦИИ
ОКЕАНИЧЕСКОЙ ЛИТОСФЕРЫ
© 2007 Е.В. Жулёва
Институт океанологии им. П.П. Ширшова РАН, Москва, 117997;
e-mail: lenageo@rambler.ru
Представлены результаты анализа объемов вулканических гор ложа океана, формирующихся
на разновозрастных участках океанической литосферы. Выявлены особенности пространственного распределения высот и объемов океанских вулканов, образующихся в различных геодинамических условиях. Сделан вывод о ведущей роли внутриплитового вулканизма на литосфере
возрастом от 60 до 90 млн. лет в формировании вулканогенной морфоструктуры ложа океана.
Образование вулканических гор является
важным этапом формирования твердой оболочки
Земли. Непрерывный мощный процесс горообразования, характерный для срединноокеанических хребтов и собственно ложа океана,
вносит существенный вклад в распределение
вулканогенного вещества в ходе эволюции
океанической литосферы и в значительной степени
определяет особенности распространения
вулканических гор в рельефе океанского дна.
При проведении геоморфологических исследований океанского вулканизма в качестве основного
морфометрического показателя обычно рассматривается высота гор. Количественный анализ этого
параметра позволил провести характеристику
распределения гор различной высоты в пределах
различных акваторий и морфоструктур океанского
дна (Ефимов, Турко, 1995; Марова, 1982),
разновозрастных участков океанической литосферы (Городницкий, 1985; Городницкий и др.,
1978; Жулёва, 2001, 2004), генетически однородных районов с разной морфологией поверхности
(Scheirer, Macdonald, 1993).
ЦЕЛЬ ИССЛЕДОВАНИЯ И СПОСОБЫ ЕЕ
ДОСТИЖЕНИЯ
Цель настоящего исследования – анализ
динамики масштабов океанского вулканизма на
основе изучения распределения объемов вулканических гор, образующихся на разновозрастных
участках литосферы. По соотношению суммарных
44
объемов образующихся вулканов можно судить о
характере поступления магматического материала
в ходе эволюции океанической литосферы и об
интенсивности формирования вулканогенных
морфоструктур ложа океана на океанической
литосфере разного возраста, в различных
геодинамических условиях.
Первым специалистом, исследовавшим
интенсивность образования вулканических гор в
океане на основании анализа такого показателя,
как объем слагающих вулканитов, была сотрудница Института океанологии РАН, кандидат
географических наук Н.А. Марова. Ею была
выведена формула расчета объемов вулканических
гор и предложена методика вычисления объемов
гор океанского дна с учетом мощности осадочного
чехла (Марова, Алёхина, 1998). В целях проведения
наиболее полной характеристики распространения
вулканических гор в пределах отдельных океанов
Н.А. Маровой были вычислены суммарные объемы
вулканитов подводных гор Тихого, Атлантического
океанов и их отдельных регионов, а для участков
несущей литосферы разного возраста определены
такие показатели, как «мощность условного слоя
вулканитов» и «средняя скорость накопления
вулканитов за 1 млн. лет» (Марова, 1987; Марова,
Алёхина, 1992, 1998).
На основании надежных морфометрических
измерений по батиметрическим картам Н.А.
Маровой была выведена формула для вычисления
объема подводных гор
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОБЪЕМЫ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ГОР ЛОЖА ОКЕАНА
2
V = 1/3pR h = 1/3p(h/tga)2 h = 23.7h3,
где R – радиус основания горы; h – высота горы;
23.7 – постоянный коэффициент при среднем угле
наклона склонов a = 11°.8 (Марова, Алёхина, 1998).
При вычислении объемов вулканические горы
условно аппроксимируются конусами. Форму,
близкую к конусовидной, могут иметь молодые
вулканы центрального типа, а по мере увеличения
возраста, в ходе эрозионно-абразионных и аккумулятивных процессов, они заметно трансформируются. Изменения начальной формы проявляются, прежде всего, в срезании вершины конуса
и деформациях боковой поверхности, и проводимая аппроксимация допустима лишь в первом
приближении. Однако на настоящем уровне
морфологических исследований подводных гор
используемый подход обеспечивает решение
поставленной задачи.
В проводимые расчеты включается «видимая»
высота горы. Высота непосредственно вулкана была
больше. Сокращение абсолютной высоты постройки
связано с изостатическим погружением горы в ходе
термического уплотнения пород магматического
очага и собственно вулкана на завершающей стадии
вулканической деятельности (Ушаков, Дубинин,
1996). Кроме того, в случае формирования острова
происходит эрозионно-абразионное разрушение
надводной вершины. Изменение фиксируемой
высоты горы вызывается погребением подножий
палеовулканов в ходе аккумуляции рыхлых
осадков в океанских котловинах; оно отчасти
компенсируется накоплением осадочного материала
на подводных вершинах.
дневную поверхность в ходе формирования
вулканических гор ложа океана, постройки
высотой от 1 до 2 км могут рассматриваться как
своеобразный «фон» для средних и крупных гор,
в которых сосредоточено 90% изверженных
вулканитов.
В проведенный количественный анализ
включена случайная выборка данных для 250
вулканических гор, вошедших в собственный
электронный каталог геолого-геоморфологических
данных о вулканических горах ложа Мирового
океана (Жулёва, 2007). Были использованы такие
характеристики, как высота горы, возраст горы и
возраст несущей литосферы. По разнице двух
последних показателей (возраст литосферы и
возраст горы) определялся тот возраст литосферной плиты, когда на ней происходило формирование вулкана.
Для анализа динамики масштабов горообразования по мере увеличения возраста океанической
литосферы построены столбчатые гистограммы
(рисунок).
ИСХОДНЫЕ ДАННЫЕ
К подводным горам относятся изолированные
вулканические поднятия глубоководного дна
высотой более 1000 м. Опубликованная информация о высотах вулканических гор отдельных
океанов свидетельствует о резком преобладании
на океанической литосфере низких гор высотой
от 1 до 2 км: в Атлантическом океане на их долю
приходится около 53% (Марова, Алёхина, 1992),
в Тихом – около 66% (Марова, 1987), в
Индийском – около 57% (Ефимов, Турко, 1995).
В среднем по океанам они составляют примерно
58.8% от общего количества построек. Однако
оценка суммарного объема гор этой преобладающей высоты показывает, что на их долю
приходится лишь 0.1 общего объема излившихся
пород, слагающих вулканические горы ложа океана.
То есть, несмотря на относительно большое
количество и широкое распространение низких
гор, их формирование не вносит существенного
вклада в распределение магматического вещества
в процессе вулканизма на океанической литосфере.
При оценке объемов материала, выходящего на
Рис. Гистограммы распределения высот и суммарных
объемов формирующихся вулканических гор (в долях
единицы) в пределах разновозрастных участков
океанической литосферы.
Белые столбцы – высоты; заштрихованные столбцы
– объемы. Т 0 – возраст литосферы, на которой
происходило образование вулкана.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
45
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЖУЛЁВА
Выбранный возрастной интервал составляет
30 млн. лет. Проводится кластерный анализ
распределения размеров вулканов, формирующихся на литосфере возрастом от 0 до 30 млн. лет,
мощностью менее 41 км, от 30 до 60 млн. лет,
мощностью 41 – 58 км, и от 60 до 90 млн. лет,
мощностью 58 - 71 км. Мощность литосферы
указывается в соответствии с расчетами,
выполненными по формуле О.Г. Сорохтина:
М = 7.5Т1/2 (Сорохтин, 1974). Возраст литосферы
ограничен значением 90 млн. лет, так как ранее
было установлено, что около 95% вулканов ложа
океана сформировалось на литосфере, возраст
которой не превышал 90 млн. лет (Брусиловский,
Жулёва, 1998). В построенных графиках ось
абсцисс разбита на конечное число граничащих
друг с другом интервалов, количество которых
определялось выявленным на основании экспериментальных исследований диапазоном значений
высот вулканических гор, сформировавшихся на
литосфере соответствующего возраста (Жулёва,
2001). На графиках отмечено, какая доля
выборочных значений высот лежит в каждом
интервале. Кроме того, для каждого интервала
указаны суммарные объемы слагающего вулканического материала, посчитанные с учетом
групповых частот по приведенной выше формуле.
РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
В пределах рассмотренных возрастных
диапазонов распределения групповых частот для
выделенных высотных интервалов и суммарных
объемов вулканических гор не идентичны. Так,
на литосфере возрастом от 0 до 30 млн. лет гор
высотой 2-3 км образуется в 4 раза больше, чем
гор высотой 4-5 км, а их суммарные объемы
соотносятся как 2:3. В пределах океанической
литосферы возрастом от 30 до 60 млн. лет вулканы
высотой от 2 км до 3 км формируются гораздо
чаще, чем вулканы высотой от 5 км до 6 км, а
суммарный объем сосредоточенного в них вулканогенного материала вдвое меньше. В то же время
при сравнительно равномерном формировании
вулканов высотой 3-4 км и 4-5 км суммарный
объем последних в два раза больше. На литосфере
возрастом от 60 до 90 млн. лет образуется примерно
одинаковое количество гор в высотных интервалах
3-4 км и 5-6 км, а суммарный объем последних в
четыре раза больше.
На литосфере различного возраста можно
выделить характерные высоты вулканических гор,
в которых сосредоточены наибольшие объемы
магматических пород, и формирование которых
связано с максимальными объемами вертикального
массопереноса глубинного вещества, участвующего
в горообразовании на дне океана. На океанической
литосфере возрастом от 0 до 30 млн. лет примерно
46
половина вулканитов сконцентрирована в горах
высотой 3-4 км со средним объемом отдельных
построек около 1016 км3, в пределах литосферы
возрастом от 30 до 60 млн. лет - в горах высотой
4-5 км со средним объемом построек 2160 км3. На
океанической литосфере возрастом от 60 до 90 млн.
лет наибольшие объемы вулканогенного материала
заключены в постройках высотой 5-6 км со
средним объемом 3943 км3 (их доля составляет 0.4)
и в горах высотой 4-5 км, на долю которых
приходится около 0.3 суммарного объема формирующихся гор.
Сравнительный анализ суммарных объемов
вулканических гор, формирующихся на разновозрастных участках океанической литосферы,
показывает, что они растут по мере увеличения
возраста и, соответственно, мощности литосферы,
и для рассмотренных возрастных интервалов их
соотношение составляет 2 : 3 : 5.
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
ИССЛЕДОВАНИЯ
На литосфере разного возраста существуют
различные геодинамические обстановки, в
которых формируются вулканические горы ложа
океана. В пределах наиболее молодых участков
литосферы, к которым приурочены срединноокеанические хребты, формирование вулканов
происходит на дивергентных и трансформных
границах литосферных плит: в спрединговых зонах
и трансформных разломах (Ушаков, Дубинин,
1996). Кроме того, как для срединно-океанических
хребтов, так и непосредственно для ложа океана
характерен вулканизм, согласно разным моделям
связанный с плюмовым магматизмом «горячих
точек» и обстановками «pull-apart» в условиях
фрактальной дискретности литосферы (Грачев,
2000; Мирлин, 2001).
Важно отметить, что при принятом подходе
анализируется не количество вулканогенного
вещества, накапливающегося на океанической
литосфере по мере увеличения ее возраста, а
суммарные объемы магматического материала,
который непосредственно поступает на земную
поверхность в пределах литосферы разного
геологического возраста в процессе горообразования в разных геодинамических обстановках.
Представлен этот материал, в основном, толеитовыми и щелочными базальтами.
Поскольку вулканизм спрединговой зоны
начинает проявляться с момента формирования
дивергентной границы, можно говорить о том,
что он является наиболее продолжительным по
времени в геологической истории океанов, и его
возраст составляет около 160 млн. лет. Однако в
вулканических горах, которые сформировались на
новообразованной литосфере возрастом от 0 до
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ОБЪЕМЫ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ГОР ЛОЖА ОКЕАНА
30 млн. лет в пределах срединно-океанических
хребтов в ходе вулканизма спрединговой зоны, а
также активных и близлежащих пассивных частей
трансформных разломов, сосредоточено только 0.2
объема вулканитов, слагающих горы океанского
ложа. Рассматривая вулканизм спрединговой зоны
необходимо отметить, что в горообразовании
участвует лишь очень небольшая часть магматического вещества, выносимого в рифтовых зонах
срединно-океанических хребтов. Объемы поступления вулканического материала в рифтовых зонах,
по данным О.В. Кувикас (2007), составляют не
менее 4 км3 в год, и это вещество составляет второй
слой океанического коры.
С учетом вулканической активности на
литосфере возрастом от 30 до 60 млн. лет, можно
говорить о том, что в целом в пределах срединноокеанических хребтов, условная граница которых
соответствует изохроне 65 млн. лет (Ильин, 2003),
на земную поверхность поступило около половины
вулканитов, формирующих подводные горы и
острова ложа океанов.
Другая половина изливается на поверхность
дна с возрастом литосферы от 60 до 90 млн. лет. В
условиях внутриплитового вулканизма, определяемого плюмовым магматизмом «горячих точек»
либо фрактальной дискретностью литосферы, на
сравнительно мощной литосфере океанских
котловин чаще образуются крупные вулканические
горы высотой более 4000 м, в которых сосредотачиваются наибольшие объемы излившихся пород.
ВЫВОДЫ
Продолжительный вулканизм рифтовых зон
и трансформных разломов не играет ведущей роли
в выносе магматического вещества, участвующего
в горообразовании. Суммарный объем вулканических гор, сформировавшихся на геодинамических
границах в пределах срединно-океанических
хребтов на литосфере возрастом менее 60 млн. лет,
сопоставим с суммарным объемом внутриплитовых
вулканов, выросших в ходе рассосредоточенного
вулканизма на литосфере возрастом от 60 до
90 млн. лет.
Динамика вертикального массопереноса,
определяющего формирование вулканических гор
ложа океана, заключается в увеличении объемов
изверженного материала по мере увеличения
возраста литосферы до 90 млн. лет, что подтверждается соотношением суммарных объемов вулканических гор, образующихся на разновозрастных
участках океанского дна. Подобный рост суммарных объемов связан с расширением диапазона
высот образующихся вулканов и увеличением
относительного количества крупных гор.
Наибольший вклад в распределение базальтов,
поступающих на земную поверхность в процессе
вулканизма в ходе эволюции океанической
литосферы, вносит образование крупных гор
высотой от 4 до 6 км и объемом от 1517 км3 до
5119 км3 в провинциях возрастом от 60 до 90 млн.
лет. Этот процесс играет ведущую роль в
формировании вулканогенной морфоструктуры
ложа океана.
Список литературы
Брусиловский Ю.В., Жулёва Е.В. Возрастное
распределение палеовулканов на океанической
литосфере // Докл. АН СССР. 1998. Т. 359.
№ 5. С. 683-685.
Городницкий А.М. Строение океанской литосферы
и формирование подводных гор. М.: Наука,
1985. 166с.
Городницкий А.М., Марова Н.А., Седов А.П. Высоты
подводных гор Тихого океана и их связь с
мощностью литосферы // Докл. АН СССР.
1978. Т. 243. № 6. С. 1517-1520.
Грачев А.Ф. Мантийные плюмы и проблемы
геодинамики // Физика Земли. 2000. № 4. С. 3-37.
Дубинин Е.П., Ушаков С.А. Океанический
рифтогенез. М.: ГЕОС, 2001. 293 с.
Ефимов В.Н., Турко Н.Н. Морфометрические
характеристики подводных гор Индийского
океана // Геология и минеральные ресурсы
мирового океана. СПб.: ВНИИОкеангеология, 1995. С. 219-234.
Жулёва Е.В. Оценка связи высоты океанских
палеовулканов с параметрами литосферы //
Океанология. 2001. Т. 41. № 5. С. 780-784.
Жулёва Е.В. Геоморфология вулканических гор
ложа океана. М.: ИО РАН, 2004. 185 с.
Жулёва Е.В. Рельеф вулканических гор ложа
океана: Автореф. дис. …д-ра географ. наук. СПб.,
2007. 54 с.
Ильин А.В. Эволюция морфоструктуры дна океана
// Океанология. - 2003. Т. 43. № 3. - С. 428-440.
Кувикас О.В. Объемы и особенности пространственного проявления вулканизма рифтовых
зон срединно-океанических хребтов //
Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле. 2007. №1.
Вып. 9. С. 150-153.
Марова Н.А. Зависимость высот подводных гор
Тихого океана от возраста литосферы //
Океанология. 1982. Т. 22. № 3. С. 435-438.
Марова Н.А. Некоторые закономерности
распределения внутриплитовых подводных
вулканов ложа Тихого океана // Докл. АН
СССР. 1987. Т. 295. № 1. С. 219-223.
Марова Н.А., Алёхина Г.Н. Подводные горы
Атлантического океана и особенности их
распространения // Океанология. - 1992. Т. 32.
- С. 178-180.
Марова Н.А., Алёхина Г.Н. Объемы подводных
вулканических гор Атлантического океана и
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
47
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЖУЛЁВА
зависимость их распределения от эволюции
океанической литосферы // Океанология.
1998. Т. 38. № 3. С. 435 - 441.
Мирлин Е.Г. Фрактальная дискретность литосферы
и геодинамика // Докл. РАН. 2001. Т. 379. № 2.
С. 231-234.
Сорохтин О.Г. Глобальная эволюция Земли.
М.: Наука, 1974. 181с.
Ушаков С.А., Дубинин Е.П. Внутриплитовая
тектоника и эволюция рельефа дна и
океанической литосферы. Жизнь Земли:
строение и эволюция литосферы. М.: Изд-во
МГУ, 1996. С. 37-67.
Scheirer D.S., Macdonald K.C. Near-axis seamounts
of East Pacific Rise // J. Geophys. Res. 1993.
V. 98. P. 7871-7886.
THE VOLUMES OF THE OCEAN BOTTOM’S VOLCANIC SEAMOUNTS
IN PROCESS OF CRUSTAL EVOLUTION
Zhuleva E.V.
P.P. Shirshov Institute of Oceanology RAS, Moscow
The results of the analysis of the volumes distribution of the seamounts formed on different age’s
oceanic plates have been presented. The peculiarities in the spatial distribution of the heights and volumes
of oceanic volcanoes formed in different geodynamic conditions were revealed. The conclusion about the
leading part of the intraplate volcanism on the lithosphere about 60-90 millions age in the bottom’s
volcanic morphostructure formation is make.
48
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
УДК 528.88
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ МЕТОДОВ ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННОЙ
МАГНИТОМЕТРИИ ДЛЯ АНАЛИЗА ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ, ИЗМЕРЕННОГО
НА СПУТНИКЕ «СНАМР»
© 2007 Г.А. Фонарев1, А.Л. Харитонов2, Г.П. Харитонова2
1
Центр геоэлектромагнитных исследований Объединенного Института Физики Земли РАН,
142190, Троицк Московской области.
2
Институт земного магнетизма, ионосферы и распространения радиоволн им. Н.В. Пушкова РАН,
Троицк Московской области, E-mail: ahariton@izmiran.ru
В статье изложена методика пространственно-временной спутниковой магнитометрии, в основе
которой лежит вычисление частного дифференциала геомагнитного поля по времени, измеренного
на спутнике. Методика предназначена для фильтрации полей внешнего (магнитосферного)
происхождения из измеренного геомагнитного поля и выделения полей внутреннего (тектоносферного) происхождения. В работе приведены примеры выделения полей тектоносферного
происхождения, связанных с глубинными неоднородностями в районе Курского железорудного
месторождения и полей от сейсмоактивных разломов Африканского континентального рифта.
Пространственно-временная магнитометрия
(ПВМ) с использованием частного дифференциала
по времени применима в широком диапазоне
скоростей от дрейфующих льдов до спутников.
Первыми публикациями на эту тему являлись
работы Г.А. Фонарева с соавторами (Фонарев, 2005;
Fonarev et al., 1997). Суть ПВМ заключается в
выборе виртуальной временной измерительной
базы Dt = à DL , где à – скорость движущегося
магнитометра, DL – отрезок пути или виртуальная
пространственная измерительная база. Необходимо,
чтобы за время Dt одно из приращений Fa или Fv
было меньше чувствительности магнитометра (e).
F a и F v – соответственно одна из компонент
аномального магнитного поле в движущейся
системе координат и магнитная вариация. Тогда Fa
или Fv будет отсутствовать на дифференциальной
кривой. При D t << T, Fa и F v будут меньше
чувствительности магнитометра (e ), то есть в
основе ПВМ лежит фильтрация исследуемых полей.
При проведении гидромагнитных измерений мы
имеем возможность сравнивать результаты ПВМ
с данными буксируемой установки с разнесенными в пространстве магнитометрами (Fonarev
et al., 1997). В случае спутниковых магнитных
съемок такой возможности нет. Однако, в случае
спутниковой магнитной съемки возможно
повторение маршрута на очень близких по
координатам витках, что также позволяет успешно
использовать данный метод (ПВМ). В решении
этой задачи большую помощь могут оказать
надежные спутниковые магнитные съемки
аппаратами «MAGSAТ» и «СНАМР» (Ротанова и
др., 2005; Rotanova et al., 2004). Несомненное
достоинство спутниковых съемок заключается в
быстроте проведения измерений на огромных
территориях, что избавляет от ошибок учета
поправок связанных с так называемыми изменениями векового хода геомагнитного поля. Но
при этом, наблюдаемое на искусственных спутниках Земли (ИСЗ) «СНАМР», «MAGSAT»
геомагнитное поле является суммарным отражением различных детерминированных и случайных
физических процессов и явлений, происходящих
в различных слоях Земли. Одним из методов
разделения магнитного поля Земли, являются
методы дифференциальной магнитометрии.
ОБРАБОТКА ГЕОМАГНИТНЫХ ДАННЫХ
ИСКУССТВЕННОГО СПУТНИКА ЗЕМЛИ
“СНАМР” С ПОМОЩЬЮ МЕТОДИКИ ПВМ
На рассматриваемую временную эпоху
геофизической съемки выполняемой спутником
«СНАМР» геомагнитное поле можно представить
как сумму постоянного и переменного полей,
обусловленных источниками, расположенными
как внутри Земли, так и вне ее пределов
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
49
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ФОНАРЕВ И ДР.
(солнечно-магнитосферные источники) (Харитонов и др., 2005). Изучение пространственновременной структуры геомагнитного поля (Fе),
измеренного на спутниках (Цветков и др., 2004;
Ротанова и др., 1999) можно рассматривать как
сумму векторов напряженности нескольких полей
Fe(j, l, h) = Fm(j, l, h) + Fа(j, l, h) + Fv(j, l, h) , (1)
где Fm – составляющая вектора индукции главного
геомагнитного поля, обусловленная источниками
в ядре Земли (так называемое постоянное
магнитное поле Земли); Fa – составляющая вектора
индукции геомагнитного поля, обусловленная
неоднородностями земной коры и мантии Земли
(так называемое поле региональных аномалий); Fv
– составляющая вектора индукции переменного
геомагнитного поля, обусловленная источниками
внешнего солнечно-магнитосферного происхождения. Это поле также часто называют переменным
электромагнитным полем Земли; j, l, h – соответственно географические широта, долгота и высота
пунктов измерения геомагнитного поля на орбите
спутника.
Обычно для описания главного геомагнитного
поля используют сферический гармонический
анализ, где потенциальная функция представляется
в виде сферического гармонического ряда Гаусса.
Для расчетов была использована модель главного
геомагнитного поля с длиной ряда равной 13
гармоникам, разработанная (Bondar et al., 2000).
Для анализа пространственной структуры
геомагнитного поля в пределах ВосточноЕвропейской платформы (в особенности района
самой интенсивной на Земле Курской магнитной
аномалии) и прилегающих территорий была
проведена математическая обработка и численная
интерпретация вдоль 100 витков ИСЗ «СНАМР»
покрывающих территорию от 1о до 60о восточной
долготы и в пределах географических широт от
+60о до –60о (Ротанова и др., 2005).
Таким образом, были рассчитаны разностные
поля для каждого из отобранных ста витков.
Полученные таким образом разностные поля
обусловлены как внешними солнечно-магнитосферными токовыми системами, так и внутренними источниками (намагниченностью земной
коры, электромагнитными неоднородностями в
мантии Земли); имеется также небольшая составляющая, связанная со случайными ошибками
измерений.
Одним из методов выделения магнитного поля
связанного с внутриземными коро-мантийными
неоднородностями исследуемого региона на фоне
поля помех, связанных с внешними солнечномагнитосферными источниками и погрешностями
измерений являются методы дифференциальной
магнитометрии (Фонарев, 2005, Харитонов и др.,
2005; Цветков и др., 2004; Fonarev et al., 1997).
50
Поскольку, как было показано выше, из измеренных данных предварительно было исключено
главное магнитное поле (Fm), то в остаточном поле
присутствуют, в основном, магнитные аномалии
тектоносферного происхождения (Fa) и вариации
переменного магнитного поля (Fv).
Во всех компонентах остаточного геомагнитного поля (рис. 1) очень сложно на фоне аномалийпомех выделить даже самую крупную на Земле
Курскую магнитную аномалию. Для устранения
из спутниковых магнитных данных помех внешнего происхождения рассмотрим формулы дифференциальной магнитометрии, на которые мы
опирались при компьютерных расчетах. Согласно
(Фонарев, 2005; Харитонов и др., 2005; Fonarev
et al., 1997; Kharitonov et al., 2006), если спутник
движется прямолинейно вдоль оси Х со скоростью
а, то показания магнитометра, установленного на
спутнике, через интервал времени равный
Dt = 1 сек можно вычислить через выражение:
Fа(j, l, h, t) = Fe(j, l, h, t) [exp(- i w Dt) – 1] exp(- i w t), (2)
где Fe – составляющая полного вектора индукции
геомагнитного поля, w = (2p / T) - круговая частота
поля.
Определение интервалов времени Dtv и Dtа,
при которых разности остаточного геомагнитного
поля по данным спутника «СНАМР» Fv и Fа будут
меньше чувствительности магнитометра (e ),
установленного на борту этого спутника, можно
определить из формулы (3):
Рис. 1. График изменения значений вертикальной
составляющей - 1, модуля индукции - 2, северной
составляющей - 3 и восточной составляющей - 4
остаточного геомагнитного поля, полученного в
результате вычитания главного геомагнитного поля из
измеренного на спутнике поля.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ МЕТОДОВ ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННОЙ МАГНИТОМЕТРИИ
Dtv < e / (wv Fv), Dtа < e / (wа Fа).
(3)
Однако, существует одно ограничение данного
метода (ПВМ), когда невозможно разделить
вариации переменного геомагнитного поля,
вызываемые источниками внешнего происхождения и измеряемыми на спутнике аномалиями
постоянного поля, создаваемых источниками в
тектоносфере Земли:
wа Fа = wv Fv .
(4)
Виртуальная пространственная измерительная
база (DL) дифференциального метода для данного
спутника с магнитометром на борту будет
определяться из следующей формулы:
DL = à Dt = 8 (км),
(5)
где à – скорость движения спутника на орбите
Земли в среднем 8 км/сек.
Горизонтальные размеры (L) Курской
магнитной аномалии (КМА) по данным ИСЗ
«СНАМР» в проекции на земную поверхность
составляют около 1000 км. Тогда временной период
(Т) КМА будет составлять около 125 сек.
Т = L / à = 1000 / 8 = 125 (сек)
(6)
Неравенства (3) определяют рабочие интервалы дифференциального метода обработки
спутниковых данных. Известно, что чувствительность ( e ) компонентного магнитометра,
установленного на борту спутника «СНАМР»
составляет примерно 0.1 нТл. Известно также, что
амплитуда суточных вариаций геомагнитной
активности даже возмущенного переменного
магнитного поля в средних и нижних широтах,
как например, на обсерватории Москва, составляет около F v = 30 нТл. Тогда на основании
вышеперечисленных данных легко вычислить
значения величин D ta и D tv. Были выполнены
расчеты для различных компонент (Bav, Zav, Yav, Xav)
частного дифференциала остаточного геомагнитного поля по времени. Хотя в них уже просматривается в некоторых компонентах Курская
магнитная аномалия, но для лучшей фильтрации
помех был применен высокочастотный фильтр
Лагранжа.
Из графиков разных компонент частного
дифференциала остаточного геомагнитного поля
по времени видно, что выделение КМА по данным
некоторых компонент дифференциала поля,
производится лучше, чем по собственно
остаточному геомагнитному полю, но, тем не
менее, все же остается далеким от идеала в связи
с зашумленностью исследуемой реализации поля.
Для того, чтобы улучшить ситуацию с выделением
из спутниковых данных КМА на фоне помех
внешнего происхождения был применен алгоритм
высокочастотных фильтров Лагранжа (Серкеров
и др., 2005) к значениям комбинированного
частного дифференциала остаточного геомагнитного поля по времени, по данным спутника
«СНАМР»:
¶F*(j, l, h, t) = ¶F(0, l, h, 0) / ¶t –
1.33 ¶F(0, l, h, Dt) / ¶t + 0.33 ¶F(0, l, h, 2Dt) / ¶t, (7)
где ¶F*(0, l, h, 0) / ¶t – значения комбинированного
частного дифференциала остаточного геомагнитного поля по времени, по данным спутника
«СНАМР».
В результате применения фильтрации помех
внешнего солнечно-магнитосферного происхождения (рис. 2), прекрасно выделяются почти синусоидальные сигналы на кривой комбинированного
частного дифференциала по времени (пункты
измерения поля, начиная с 20о ю.ш. до 32о с.ш.),
которые, по-видимому, связаны с системой
трансформных разломов Африканского континентального рифта.
Интенсивная КМА на пунктах измерения от
40 о ю.ш. до 55 о с.ш., связанна с Курским
железорудным районом и его глубинными корнями
в тектоносфере. Аналогичные квазисинусоидальные
сигналы просматриваются на всех повторных
витках спутника «CHAMP», проходящих в
пределах 10о по долготе (28о в.д. - 38 о в.д.) от
центра Африканской континентальной рифтовой
сейсмоактивной системы, связанной с Африканским мантийным плюмом.
Рис. 2. Значения комбинированного частного
дифференциала по времени остаточного геомагнитного поля, измеренного на искусственном
спутнике Земли «СНАМР».
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
51
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ФОНАРЕВ И ДР.
Для вычисления интегральных характеристик
частного дифференциала геомагнитного поля по
времени была использована следующая формула:
(8)
I = ò [¶F*(0, l, h, 0) / ¶t]
Пример расчетов интегральных характеристик
частного дифференциала геомагнитного поля
представлен на рис. 3.
Выделение магнитных аномалий двумя
разными градиентометрическими способами
повышает доверие к результатам интерпретации.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Проведенное по спутниковым дифференциальным магнитным данным изучение самой
крупной континентальной сейсмоактивной
Африканской рифтовой системы, которая может
быть вызвана внедрением в земную кору двух
симметрично расположенных, в северном и
южном полушариях, активно развивающихся
мантийных плюмов: Южно-Африканского и
Восточно-Европейского, связанного с Курским
железоруд-ным районом позволило выделить по
данным спутника «СНАМР» аномалии от
активных трансформных разломов Африканского
рифта. При этом решен ряд важных задач,
имеющих самостоятельное значение.
1. Все компоненты геомагнитного поля X, Y,
Z, B, измеренные на спутнике «СНАМР» сильно
зашумлены от источников переменного геомагнитного поля внешнего магнитосферного происхождения и поэтому мало информативны при
выделении даже крупных магнитных аномалий
типа Курской, связанной с внутриземными
источниками в тектоносфере (рис. 1).
2. Компоненты частного дифференциала
геомагнитного поля по времени, по данным
спутника «СНАМР» лучше выделяют аномалии
связанные с тектоническими неоднородностями,
чем просто по значениям аномального магнитного
поля.
3. Применение высокочастотных фильтров
Лагранжа комбинированного частного дифференциала геомагнитного поля по времени, по данным
спутника «СНАМР» дает наиболее хорошие
результаты при выделении поля Курской
магнитной аномалии на фоне помех переменного
поля, связанного с источниками внешнего,
солнечно-магнитосферного происхождения (рис. 2).
4. Гладкие интегральные кривые частного
дифференциала геомагнитного поля, измеренного
на спутнике дают гладкие аномалии, по-видимому,
связанные только с глубинными источниками в
тектоносфере Земли (рис. 3).
5. Предполагается, что система квазисинусоидальных аномалий на кривой комбинированного частного дифференциала геомагнитного
поля по времени, по данным спутника «СНАМР»
возможно, отражает сейсмомагнитные неоднородности, связанные с разломными трансформными
структурами вокруг рифта Африканского
континента (от 20о ю.ш. до 32о с.ш. градуса широты
на рис. 2).
Работа выполнена при финансовой поддержке
Российского фонда фундаментальных исследований (гранты № 05-05-65239, № 07-05-90006).
Список литературы
Рис. 3. Значения интеграла частного дифференциала
по времени остаточного геомагнитного поля,
измеренного на искусственном спутнике Земли
«СНАМР».
52
Гордин В.М., Розе Е.Н., Углов Б.Д. Морская
магнитометрия, М.: Недра, 1986. 232 С.
Ротанова Н.М., Головков В.П., Фрунзе А.Х.,
Харитонов А.Л. Анализ спутниковых измерений
с помощью разложения поля на естественные
ортогональные составляющие // Геомагнетизм
и аэрономия. 1999. Т. 39. № 4. С. 92-99.
Ротанова Н.М., Харитонов А.Л., Фрунзе А.Х. и др.
Аномальные магнитные поля из измерений
на спутнике СНАМР для территории Курской
магнитной аномалии // Геомагнетизм и
аэрономия. 2005. Т. 45. № 5. С. 712-719.
Серкеров С.А., Кульдеев Е.И. Определение плотности
пород промежуточного слоя с применением
интерполяционного многочлена Лагранжа //
Известия вузов. Нефть и газ. 2005. № 3. С. 22-30.
Фонарев Г.А. Градиентные измерения с движущимся магнитометром // Геомагнетизм и
аэрономия. 2005. Т. 45. № 4. С.576.
Харитонов А.Л., Фонарев Г.А., Гайдаш С.П. и др.
Использование дифференциальной спутниковой магнитометрии для разделения полей
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ МЕТОДОВ ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННОЙ МАГНИТОМЕТРИИ
внешнего (солнечного) и внутриземного
происхождения // Тезисы Всероссийской
конференции “Экспериментальные и
теоретические исследования основ прогнозирования гелиогеофизической активности”. Троицк, 2005. С. 72.
Харитонов А.Л., Фонарев Г.А., Эппельбаум Л.,
Кища П.В. Использование дифференциальной магнитометрии для разделения
полей на спутниках // Материалы Всероссийской конференции “Экспериментальные
и теоретические исследования основ
прогнозирования гелиогеофизической
активности”. Троицк, 2005. С. 335-340.
Цветков Ю.П., Ротанова Н.М., Харитонов А.Л.
Повысотная структура магнитных аномалий
по градиентным измерениям в стратосфере
// Геомагнетизм и аэрономия. 2004. Т. 44.
№ 3. С. 412-418.
Bondar T.N., Burdelnaja I.A., Golovkov V.P, et al.
Main geomagnetic field model and space-time
structure of external, internal and induced
geomagnetic variations derived from satellite
magnetic survey // Proceedings of the 3 rd
International Science Team Meeting. Grasse.
France, 2000. CD.
Fonarev G.A., Shneyer V.S., Gaidash S.P. Marine
magnetic survey (MMS) and geomagnetic
variations // Abstracts of the International Conf.
on Marine Electromagnetics. London, 1997. P. 7.
Kharitonov A.L., Fonarev G.A., Serkerov S.A., et al.
Structure of deep heterogeneities of the mantle
from the satellite magnetic and gravity data //
Abstracts of 10-th Symposium on Study of the
Earth’s Deep Interior (SEDI-2006). Prague, 2006.
P.16.
Rotanova N.M., Kharitonov A.L., Frunze A.Kh. Anomaly
crust field from satellite measu-rements: their
processing and interpretation // Annals of
Geophysics. 2004.V. 47. № 1. P. 179-190.
USE OF THE SPATIAL - TEMPORARY MAGNETIC MEASUREMENT METHODS
FOR THE ANALYSIS OF THE GEOMAGNETIC FIELD,
MEASURED ON THE SATELLITE «СНАМР»
G.А. Fonarev1, А.L. Kharitonov2, G.P. Kharitonova2
1
Center of Geoelectromagnetic Researches of Integrated Institute of Physics of the Earth of the Russian Academy of Sciences,
142190, Троицк of Moscow region.
2
Pushkov Institutes of Terrestrial Magnetism, Ionosphere and Radio Wave propagation of the Russian Academy of Sciences,
Троицк of Moscow region, E-mail: ahariton@izmiran.ru
In the paper the technique spatial - temporary satellite magnetic measurement is explained, in
which fundamentals the evaluation of a private differential of a geomagnetic field on time measured
on a satellite pases. The technique is intended for a filtration of fields of external (magnetosphere)
origin from the measured geomagnetic field and the extraction of interior (tectonosphere) origin
fields. In the paper the examples of extraction of fields of a tectonosphere origin connected with the
deep heterogeneities in the region of a Kursk iron-ore deposit and fields of seismic active faults of
African continental rift are presented.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
53
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
УДК 517.958: 550.3
МОДЕЛЬ КОНВЕКЦИИ ВО ВНЕШНЕМ ЯДРЕ ЗЕМЛИ
© 2007 Г.М. Водинчар, Б.М. Шевцов
Институт космофизических исследований и распространения радиоволн ДВО РАН,
п. Паратунка Камчатского края, 684034;
e-mail: gvodinchar@yandex.ru
Построена модель конвекции во вращающемся сферическом слое вязкой жидкости (внешнем
ядре Земли) в приближении Буссинеска. При выводе уравнений модели поле температуры разложено
по собственным функциям оператора Лапласа в слое, а поле скоростей представлено разложением
на тороидальные и полоидальные компоненты. Получена система уравнений для амплитуд
компонент температуры и скорости.
ВВЕДЕНИЕ
В настоящее время существует множество
моделей генерации геомагнитного поля. Единственно разумным физическим механизмом его
возникновения и поддержания является электромагнитная индукция, вызываемая электрическими
токами в жидком проводящем ядре Земли. В
проводящем теле конечных размеров токи должны
экспоненциально затухать со временем, поэтому
для поддержания системы токов необходим
источник электродвижущей силы. Наиболее
вероятным источником ЭДС, необходимой для
поддержания токов, является движение вещества
ядра поперек силовых линий магнитного поля.
Процессы конвекции, генерации и поддержания
магнитного поля течениями жидкой проводящей
среды составляют предмет теории динамо.
Теория возбуждения геомагнитного поля
динамо-механизмом восходит к Дж. Лармору,
высказавшему гипотезу о том, что магнитное поле
Солнца может создаваться самовозбуждающимся
динамо-механизмом (Larmor, 1919). Основополагающие работы теории динамо принадлежат У. Эльзассеру (Elsasser, 1950) и Е. Булларду (Bullard, 1949).
С математической точки зрения проблема
динамо заключается в решении системы взаимосвязанных уравнений в частных производных
второго порядка, включающей в себя уравнение
движения вязкой жидкости (уравнение НавьеСтокса), уравнение для магнитного поля и
уравнение неразрывности (Джекобс, 1979).
Уравнение Навье-Стокса содержит квадратично54
нелинейный член, что не дает возможности полного решения уравнений магнитогидродинамики.
Поэтому большинство работ связаны с решением
так называемой кинематической проблемы, когда
поле скоростей задано и решается только линейное
уравнение для магнитного поля. При этом не всякое
поле скоростей может генерировать магнитное поле.
Еще в 1934 году Т. Каулинг доказал первую из
так называемых теорем запрета (Cowling, 1934).
Он установил, что магнитное поле не может создаваться осесимметричными течениями. В 1956 году
Я.Б. Зельдович показал невозможность устойчивого
роста и поддержания поля двумерными течениями
(Вайнштейн и др., 1980). Тем самым была показана
принципиальная трехмерность моделей динамо.
Были получены и другие теоремы запрета. В
(Джекобс, 1979) приведены некоторые из этих
ограничений.
Характерными выводами всех вариантов динамо является существование в ядре сильного тороидального поля, значительно превосходящего наблюдаемое на поверхности полоидальное. Необходимо также и дифференциальное вращение ядра.
Альтернативные теории динамо подходы используют предположение о некоторых механизмах
разделении зарядов, суточное вращение которых
создает слабое затравочное магнитное поле, которое
затем усиливается либо за счет эффекта Холла,
либо динамо типа ионосферного (Кузнецов, 2007;
Inglis, 1955; Vestine, 1954). Возможность вращающихся тел намагничиваться за счет разделения
зарядов была установлена экспериментально
(Васильев, 1994).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МОДЕЛЬ КОНВЕКЦИИ ВО ВНЕШНЕМ ЯДРЕ ЗЕМЛИ
Во всех моделях геомагнитного поля
большую роль играют конвективные процессы
в ядре Земли. В настоящее время принято считать
исходя из оценок числа Рейнольдса, магнитного
числа Рей-нольдса, числа Пекле, числа Рэлея, что
конвекция в ядре носит турбулентный характер
(Решетняк, 2005; Gubbins, 1978). Однако такие
выводы встречают возражения (Кузнецов, 1997),
в связи с отсутствием надежных оценок вязкости
внешнего ядра. Встречающиеся в литературе
оценки вязкости расходятся на 15 порядков
(Джекобс, 1979; Молоденский, 1984).
Альтернативные предположения о ламинарном
12-ячеистом характере конвекции сделаны в работе
(Кузнецов, 1997) на основе анализа спектров
собственных колебаний Земли, вызванных сильными землетрясениями.
В настоящей работе предпринята попытка построения математической модели конвекции во
внешнем ядре путем усечения галеркинских разложений (Гледзер и др., 1981) гидродинамических
уравнений. При этом рассматривается только
гидродинамика процесса без учета магнитных полей
и электрических токов. Используется разложение
скорости на моды, порождаемые собственными
функциями оператора Лапласа в сферическом слое.
УРАВНЕНИЯ КОНВЕКЦИИ
ловиями для температуры и условиями проскальзывания для скорости на внутренней (r 1) и
внешней (r2) границах слоя:
. (4)
Температуру на границах ядра будем считать
постоянной. Использование краевых условий
проскальзывания вместо обычных для вязкой
жидкости условий прилипания допустимо, т.к.
специфические процессы в F-слое ядра и на
границе ядро-мантия нуждаются в отдельном
описании. Система (1)-(4) образует модель
конвекции.
Выполним переход к безразмерным переменным, используя в качестве характерных масштабов: по длине – толщину слоя h, по температуре
– разность температур на границах слоя dT, по
времени – характерное время вязкой
диссипации h 2 /n. Получим безразмерную
систему:
.
Управляющие параметры (Фрик,
Рассмотрим конвекцию вязкой жидкости в
сферическом слое (внешнем ядре Земли),
вращающемся с постоянной угловой скоростью. Для
описания конвекции используем приближение
Буссинеска (Монин, 1988) уравнений гидродинамики. Модель включает в себя уравнение НавьеСтокса:
число Грассхофа
характеризует
, являясь отношением
(1)
уравнение теплопроводности:
,
2003):
отношение архимедовых сил к вязким; число
Прандтля
характеризует, за счет какого
процесса, конвекции или теплопередачи,
эффективнее перенос тепла в жидкости; число
Кориолиса
,
(5)
(2)
уравнение неразрывности:
.
(3)
Здесь n - кинематическая вязкость, r 0 среднее в слое давление, b - коэффициент объемного расширения, k - коэффициент температуропроводности, g - ускорение потенциальных сил,
w - угловая скорость. Силу инерции можно не
учитывать, т.к. ее ускорение в ядре пренебрежимо
мало (~10-2 м/c2) по сравнению с гравитационным
ускорением (~7 м/c2). Поэтому будем считать, что
g - ускорение свободного падения. Поля давления
P и температуры T представляют собой отклонения
от средних значений, соответствующих гидростатическому равновесию.
Система уравнений дополняется краевыми ус-
двух характерных времен, времени вязкой
диссипации и периода вращения, характеризует влияние вращения. Для ядра радиусы
и
.
По аналогии с двумерной моделью конвекции
Лоренца (Табор, 2001), выполним в системе (5)
для поля T переход к отклонению температуры
от линейного по радиусу профиля
и получим систему (тильда опущена) с однородными краевыми
условиями:
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
(6)
55
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВОДИНЧАР, ШЕВЦОВ
Для того, чтобы исключить из модели поле
давления, возьмем ротор первого уравнения в (6)
и получим окончательную систему:
ких функций
,
(Тихонов, Самарский, 1977). Уравнение для
примет вид:
. Общее
решение этого n- параметрического семейства
уравнений может быть записано следующим
образом:
(7)
. Здесь J
Для описания пространственной структуры
конвекции выполним разложение полей скорости
и температуры. Поле температуры будем раскладывать по системе собственных функций
оператора Лапласа в слое. Поле скоростей разложим
на тороидальные и полоидальные моды, где в
качестве производящих функций также будем
использовать собственные функции оператора
Лапласа.
СОБСТВЕННЫЕ ФУНКЦИИ ОПЕРАТОРА
ЛАПЛАСА В СЛОЕ
Найдем собственные функции оператора Лапласа в рассматриваемой области, т.е. решения краевой
задачи
. Разделяя переменные в
уравнении
, ищем решения краевой
задачи в виде
. С учетом требований
2p- периодичности по j и ограниченности на полюсах сферы, уравнение для
имеет фундаментальную систему решений в виде сферичес-
– функции Бесселя первого рода, индекса
, An и Bn произвольные константы. Учет
краевых условий дает систему уравнений для
выделения частных решений:
. (8)
Эта система имеет нетривиальные решения в
том и только в том случае, когда ее определитель
равен нулю. В таком случае собственными
значениями оператора Лапласа будут решения nпараметрического семейства уравнений
.
Графики левых частей уравнения при n=0,1,2,3
приведены на рис. 1. Каждое уравнение имеет
счетное семейство положительных решений.
Обозначим k-ое решение n-го уравнения семейства
через mkn. Эти решения являются собственными
значениями оператора и образуют его дискретный спектр. Подставляя mkn вместо m в систему
Рис. 1. Графики уравнений на собственные значения I – (n = 0), II – (n = 1), III – (n = 2), IV – (n = 3).
56
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МОДЕЛЬ КОНВЕКЦИИ ВО ВНЕШНЕМ ЯДРЕ ЗЕМЛИ
Рис. 2. Графики радиальных компонент низших собственных мод оператора Лапласа: I – R00, II – R01, III
– R02, IV – R10, V – R11, VI – R12.
(8)
получим
для
каждого
k
решения
и
ДИНАМИЧЕСКАЯ СИСТЕМА ДЛЯ
АМПЛИТУД МОД СКОРОСТИ И
ТЕМПЕРАТУРЫ
,
которые определяют радиальный множитель
собственной функции
. Функции
Выполним разложения полей скорости и
температуры на моды, характеризующие структуру
конвекции на разных пространственных масштабах.
Для упрощения записи будем использовать
одноиндексные обозначения. Представим безди-
ортогональны при фиксированном n и
различных k на отрезке
! с весом r . Индекс
k равен количеству нулей функции внутри отрезка.
В дальнейшем будем считать, что в коэффициентах Akn и Bkn учтен нормирующий множитель, и
при фиксированном n системы функций ортонормальны. Графики нескольких таких функций
приведены на рис. 2. Для значений индексов и
собственные значения mkn оператора Лапласа и
коэффициенты Akn, Bkn приведены в таблице.
2
Таблица. Собственные значения mkn оператора Лапласа
и нормированные коэффициенты Akn, Bkn радиальных
компонент собственных мод для первых значений
индексов k и n.
#
вергентное поле скоростей в виде
Здесь
"$
- поля вида
.
(торо-
идальные моды) и/или
(полоидальные моды). Радиальная проекция
тороидальных мод нулевая, а для полоидальных
она равна
.
Поскольку
, подобное
представление скорости автоматически обеспечит
граничные условия проскальзывания. Линии тока
низших мод скорости изображены на рис. 3.
Отметим, что у некоторых тороидальных мод
линии тока геометрически совпадают, различие
проявляется в разных скоростях и направлениях
течений.
Поле температуры представим в виде
#
"
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
, где Tj - функции вида
.
57
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВОДИНЧАР, ШЕВЦОВ
Граничные условия для температуры также при
этом будут выполнены.
Выполним конечное усечение рядов, оставив
N членов для скорости и M членов для температуры.
Подставив разложения в первое уравнение
системы (7) получим:
"
$
$$
$
%
Здесь
%
Умножим полученное уравнение скалярно на
и проинтегрируем по объему слоя. В результате получится система обыкновенных дифференциальных уравнений:
"
"
"
$$
"
!
%
$
"
$
!,
%
$
$
.
(9)
,
!,
%
.
"
! ,
!.
Все эти интегралы могут быть вычислены,
причем интегрирование по q и j проводится
аналитически, а по r - численно.
Несложно доказать непосредственным вычислением, что ортогональны роторы любой полоидальной и любой тороидальной моды, ортогональны и однотипные моды отличающиеся
какими-либо индексами сферических функций.
Поэтому у матрицы
в системе (9)
сильное диагональное преобладание и она легко
обратима. Умножая эту систему на обратную
матрицу А-1, получим динамическую систему для
амплитуд мод скорости:
$
"
"
$$
"
"
$
.
$
(10)
Аналогичным образом поступим со вторым уравнением системы (7).
Подставив разложение для скорости и температуры, умножив почленно на Ts и проинтегрировав по слою, получим систему:
"" $
"$
#
#
Здесь
%"
$#
#
$
%#
%
"
%
#
#
#
. (11)
!,
"
!,
#
#
%#
#
%
#
!,
ms – собственное значение температурной моды
Ts.
Объединяя системы (10)-(11), получим замкнутую динамическую систему для амплитуд
компонент температуры и скорости
Рис. 3. Линии тока низших мод скорости:
1-
;2-
;3-
;4-
;5-
6-
; 7 -
; 8 -
; 9 -
,
,
; 12 -
,
10 -
58
,
; 11 -
,
$
;
,
;
#
"
$$
" " #$
"
$
"
"$ # $
%#
"
# #
$
#
. (12)
.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МОДЕЛЬ КОНВЕКЦИИ ВО ВНЕШНЕМ ЯДРЕ ЗЕМЛИ
ВЫВОДЫ
В работе получена модель конвекции во вращающемся сферическом слое вязкой жидкости в
приближении Буссинеска. Эта модель может быть
использована для описания конвекции во внешнем
ядре Земли без учета магнитных полей и электрических токов. Гидродинамические токи разложены
на полоидальные и тороидальные компоненты,
что позволяет осуществлять селекцию мод и изучать структуру конвекции на разных пространственных масштабах. Получена квадратично-нелинейная динамическая система для амплитуд компонент скорости и температуры, являющаяся аналогом классической системы Лоренца (Табор, 2001)
маломодовой конвекции. Эта система содержит три
управляющих параметра, в которые входит кинематическая вязкость земного ядра – один из наименее известных физических параметров Земли.
Имеющиеся в литературе оценки расходятся на
15 порядков и лежат в диапазоне 10-7¸107 м2/с
(Джекобс, 1979; Молоденский, 1984). Систему (11)
можно численно решать, варьируя набор мод, параметры G, s, t и начальные условия. Это дает
возможность вести численное моделирование
конвективного процесса при различных предположениях о величине вязкости и таких параметров
ядра как dT, b, k для которых нет надежных оценок. Сопоставление результатов такого моделирования при различных управляющих параметрах G,
s, t с данными наблюдений дает возможность
оценки физических параметров ядра.
Список литературы
Вайнштейн С.И., Зельдович Я.Б., Рузмайкин А.А.
Турбулентное динамо в астрофизике. М.:
Наука, 1980. 352 с.
Васильев Б.В. Термо-гиромагнитный эффект //
Письма в ЖЭТФ. 1994. Т. 60. № 1. С. 47-50.
Гледзер Е.Б., Должанский Ф.В., Обухов А.М. Системы
гидродинамического типа и их применение.
М.: Наука, 1981. 366 с.
Джекобс Дж. Земное ядро. М.: Мир, 1979. 305 с.
Кузнецов В.В. Анизотропия свойств внутреннего
ядра Земли // УФН. 1997. Т. 167. № 9.
С. 1001-1012.
Кузнецов В.В. Разработка численной модели
аддитивного источника геомагнитного поля /
/ Сб. докл. IV межд. конф. «Солнечно-земные
связи и предвестники землетрясений»,
с. Паратунка Камч. обл., 14-17 авг. 2007 г. //
ИКИР ДВО РАН. Петропавловск-Камчатский.
2007. С.319-324.
Молоденский С.М. Приливы, нутация и внутреннее
строение Земли. М.: Наука, 1984. 215 с.
Монин А.С. Теоретические основы геофизической
гидродинамики Л.: Гидрометеоиздат, 1988. 422 с.
Решетняк М.Ю. Оценка турбулентной вязкости в
жидком ядре Земли // Докл. РАН. Геофизика.
2005. Т. 400. № 1. С. 105-109.
Табор М. Хаос и интегрируемость в нелинейной
динамике. М.: Эдиториал УРСС, 2001. 318 с.
Тихонов А.Н., Самарский А.А. Уравнения математической физики. М.: Наука, 1977. 735 с.
Фрик П.Г. Турбулентность: модели и подходы. Курс
лекций. Ижевск: Институт компьютерных
исследований, 2003. 291 с.
Bullard E.C. The magnetic field with in the Earth //
Proc. Roy. Soc. Lond. , 1949. V. A197. P. 433-453.
Cowling T.G. The magnetic field of sunspots // Monthly
Notices Roy. Astr. Soc. 1934. V. 94. P. 39-48.
Elsasser W.M. The Eart’s interior and geomagnetism
// Rev. Mod. Phys. 1950. V. 22. № 1. P. 1-35.
Gubbins D. Roberts P. H. Magnetohydrodynamics of
the Eart’s core // Geomagnetism, ed. J.A. Jacobs.
V. 2. London: Academic Press, 1987. P. 1-83.
Inglis D.R. Theories of the Earth’s magnetism// Rev.
Mod. Phys. 1955. V. 27. № 2. P. 212-248.
Larmor J. How could a rotation body such as the sun
become a magnet? // Brit. Assn. Adv. Sci. Rep. 1919.
P. 159-160.
Vestine E.H. The Earth’s core // Trans. Am. Geophys.
Union. 1954. V. 35. P. 63-72.
MODEL OF CONVECTION IN THE EXTERNAL CORE OF THE EARTH
G.M. Vodinchar, B.M. Shevtsov
Institute of Cosmophysical Researh and Radio Wave Propagation FEB RAS, Paratunka, Kamchatka Region, 684034.
The model of convection in a rotating spherical layer of a viscous liquid (an external Earth’s Core) in
Boussinesq approximation is constructed. At a conclusion of the equations of model the field of
temperature is spread out on eigen functions of Laplas operator in a layer. The field of speeds is
presented by decomposition on toroidal and poloidal components. The system of the equations for
amplitudes a component of temperature and speed is received.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
59
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
УДК 551.594
БАЗОВЫЕ МОДЕЛИ ИСТОЧНИКОВ ВАРИАЦИЙ ВЕРТИКАЛЬНОЙ
КОМПОНЕНТЫ АТМОСФЕРНОГО ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО ПОЛЯ
© 2007 Н.В. Чернева1, Е.А. Пономарев1, 2 , П.П. Фирстов3, А.В. Бузевич3
1
Институт Космофизических исследований и распространения радиоволн ДВО РАН,
684034, п. Паратунка, Камчатская область, ул. Мирная, 7.
2
Институт Солнечно–земной физики СО РАН, 664033, г. Иркутск, ул. Лермонтова, 126.
3
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН,
683006, П-Камчатский, бульвар Пийпа, 9; e-mail: firstov@kscnet.ru.
В работе рассчитан отклик в напряженности атмосферного электрического поля от объемных
зарядов с простой конфигурацией, транспортируемых ветром и расположенных над проводящей
поверхностью. Рассмотрены следующие элементарные объемные заряды: монополь,
горизонтальный и вертикальный диполь, горизонтально расположенный плоский тонкий диск.
Установлено, что отклик в напряженности атмосферного электрического поля от дипольных
конфигураций и от диска с расстоянием спадает достаточно быстро. Приведенные модельные
расчеты изменения напряженности электрического поля при прохождении объемных зарядов
вблизи пункта наблюдений и их графическое представление на качественном уровне могут
быть использованы как стандарты «портретов» для определения конфигурации объемных зарядов
локального происхождения.
ВВЕДЕНИЕ
В приземном слое атмосферы во время
природных процессов с большой энергией
(извержения вулканов, землетрясения, пыльные
бури и т.д.) в результате различных физических
процессов возникают объемные заряды, являющиеся дополнительными генераторами для
атмосферного электрического поля Земли (АЭП).
Безусловно, представляет интерес задача о
конфигурации объемного заряда, которую на
качественном уровне можно рассчитать по форме
записи его отклика на напряженность АЭП.
Надежно определять пространственное
положение объемных зарядов и их конфигурацию
можно только по сети, состоящей из не менее
трех наблюдательных станций. Однако, в некоторых случаях представления о пространственной
структуре источника объемного заряда, переносимого ветром со скоростью V, можно получить и
по данным одной станции.
Для сосредоточенного заряда такого рода
оценки поля были сделаны в работах П.Н. Тверского
(1949) и Я.И. Френкеля (1949). Расчетные изменения напряженности атмосферного электрического поля (E = [В/м]) в зависимости от высоты
60
и расстояния от поляризованного кучевого облака
приведены в работах Н.В. Красногорской (1972)
и В.Н. Морозова (2002, 2001). В данной статье
приводятся расчеты «портретов» напряженности
АЭП от объемных зарядов с элементарной
конфигурацией, двигающихся около точки
наблюдения с постоянной скоростью.
РАСЧЕТ «ПОРТРЕТОВ» НАПРЯЖЕННОСТИ
АЭП ОТ ЭЛЕМЕНТАРНЫХ ЗАРЯДОВ
Рассмотрим эффект в АЭП, вызываемый
различными простейшими конфигурациями
объемных зарядов в атмосфере с учетом отражения
исходного заряда в земле. Поверхность земли будем
считать плоской, а время релаксации заряда в земле
много меньше времени наблюдения. В таком
пределе можно считать отражение заряда в земле
зеркальным (Иваненко, Соколов, 1951). Вертикальная компонента электрического поля
уединенного точечного заряда q есть:
,
(1)
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
БАЗОВЫЕ МОДЕЛИ ИСТОЧНИКОВ ВАРИАЦИЙ
где
ложен в направлении оси у (вариант Д2), то в
этом случае:
-диэлектрическая проницаемость.
Учитывая отражение в земле, получаем:
. (7)
. (2)
Наконец, еще один базовый вариант (Д3), когда
диполь вертикален:
Фактически это поле вертикального диполя,
расположенного в точке
так, что верхний
заряд расположен над поверхностью земли на
высоте z1 а нижний – на глубине -z.
Будем считать, что начало координат
расположено в точке наблюдения, тогда:
.
(3)
. (8)
Для расчетов пользоваться приведенными выше
формулами неудобно, поэтому приведем их к
безразмерному виду с помощью новых переменных:
Предположим теперь, что рассматриваемый
на
нами монополь движется параллельно оси
высоте z 1 со скоростью V , которую примем
постоянной. Тогда:
.
,
,
,
, а напряженность поля нормируем на
её максимальное значение
.
(4)
,
(9)
Подставив (4) в (3) получим:
где
.
.
(5)
Для диполя, расположенного вдоль оси у:
В случае, когда проводимость верхнего слоя
грунта сравнима с проводимостью воздуха, за
«поверхность земли» следует принимать поверхность слоя достаточно хорошей проводимости,
например - водоносного горизонта. Тогда z1 будет
уже не геометрической высотой над землей, а –
приведенной, с учетом глубины проводящего слоя.
Рассмотрим теперь несколько более сложных
конфигураций зарядов. Прежде всего – горизонтальный диполь над Землей на высоте z1. Здесь
возможны два основных случая ориентации диполя
– когда заряды расположены вдоль линии движения и поперек. В обоих случаях поле по существу
квадруполь. Когда диполь ориентирован вдоль оси
(вариант Д1) поле вычисляется следующим
образом:
. (6)
где
– геометрический момент диполя, т.е.
расстояние между зарядами. Если диполь распо-
, (10)
где
.
Наконец, для вертикального диполя:
, (11)
где
.
Аналогично можно конструировать достаточно
сложные системы зарядов, например – наклонно
расположенные вертикально и горизонтально
ориентированные диполи. В этих случаях кривая
напряженности в момент прохождения центра
диполя относительно точки наблюдения будет не
симметричной во времени. Следует отметить, что
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
61
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЧЕРНЕВА И ДР.
при прохождении вертикального диполя на разных
расстояниях от пункта наблюдения кривые для
также будут различные, что будет проиллюстрировано ниже.
Чтобы
поменяло знак «не доходя»
до точки максимального приближения диполя к
началу координат, т.е. при
, необ-
ходимо, чтобы
. (12)
Будем считать, что направление и скорость
движения электрических неоднородностей
атмосферы, моделируемых точечными электрическими зарядами, полностью определяется
направлением и скоростью ветра в приземном слое.
С целью иллюстрации предлагаемого подхода,
рассчитаем несколько примеров.
Пусть отсчет расстояния начинается от точки,
удаленной по оси
, вдоль которой происходит
движение, на расстояние
км от начала ко-
ординат, причем она направлена по направлению
ветра. Примем скорость ветра V = 10 м/с , высота
над землей, на которой движется диполь постоянна
и равна z1 = 200 м , удаление траектории движения
диполя от оси , параллельно которой осуществляется движение y = 300 м, а размер диполя
(расстояние между зарядами) d = 200 м.
Пример Д1. Ось диполя направлена вдоль оси X.
Тогда:
,
,
,
,
. Графический вариант Д1 представлен на рис. 1.
При рассмотрении рисунка обращает на себя
внимание то обстоятельство, что поле внезапно и
Рис.1. График вариации напряженности электрического поля при прохождении горизонтального
диполя ориентированного осью вдоль движения на
высоте 200 м. Движение начинается от точки, удаленной по оси Х на 5 км от начала координат с размером
диполя 200 метров.
62
быстро спадает после 400 секунды и быстро
нарастает на 600 секунде, так, что все явление
занимает примерно 200 с. Это значит, что «зона
обнаружения» составляет примерно 2 км, а если
смотреть по половинной интенсивности, то
порядка километра.
Пример Д2. В этом случае ось диполя
направлена поперек движения (рис. 2) видно, как
одиночный пик имеет знак того заряда, который
проходит ближе к наблюдателю, Кроме того, пик
более острый. По половине интенсивности он
занимает 30-40 с, то есть 300-400 м на местности
и 100 с - по 0.1 интенсивности с зоной
«видимости» ~ 1 км.
Рис.2. Изменение напряженности электрического
поля при прохождении горизонтального диполя,
ось которого ориентирована поперек движения.
Пример Д3. Рассмотрим два случая прохождения вертикального диполя над наблюдателем.
Случай Д3-А представлен на рис. 3. Как и следовало
ожидать, знак поля определяется знаком нижнего,
более близкого к наблюдателю заряда. Зона
влияния в этом случае больше, чем в предыдущих
Рис. 3. Изменение напряженности электрического
поля при прохождении вертикального диполя,
проходящего далеко от начала координат.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
БАЗОВЫЕ МОДЕЛИ ИСТОЧНИКОВ ВАРИАЦИЙ
случаях и может достигать 3 - 3.5 км. В случае Д3Б диполь подходит к наблюдателю еще ближе, на
расстояние от 200 м до 300 метров. Как показано
на рис. 3 и 4, в случае если траектория движения
вертикального диполя проходит достаточно близко
к наблюдателю, то возможна даже перемена знака
поля.
Радиус области на границе которой поле
меняет знак, определяется соотношением:
. (13)
Для нашего примера n кр – 2.64, то есть
укр ~ 530 метров.
(15)
Здесь мы привели выражение для поля в безразмерной форме, обозначив:
. На
от поля такого облака.
рис. 5 показана кривая
Все значения на графике приведены в относительных единицах. Радиус облака взят
. Хорошо
видно, что на удалении двух радиусов облака от
его центра амплитуда поля спадает до 0.1
относительно его максимального значения под
центром облака. Относительная амплитуда в
максимуме не достигает единицы потому, что
сказывается рассеяние поля на краях конденсатора
конечных размеров. При
правая часть
уравнения (15) стремится к единице.
Рис.4. Изменение напряженности электрического
поля при прохождении вертикального диполя
проходящего близко к началу координат.
ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ ПОЛЕ ОБЛАКА
Рассмотрим модель еще одного часто
встречающегося объекта – заряженного облака.
Будем рассматривать электрическое поле облака
как поле тонкого диска радиуса
, «подвешен-
ного» горизонтально на высоте
над плоской
идеально проводящей землей. Изображение в земле
заменим вторым диском, расположенным на
глубине
. Без нарушения общности центр
облака совместим с осью
прямоугольной
системы координат, а точку наблюдения выберем
на оси х, то есть ее координаты будут {x, 0, 0}.
Плоскость земли дается условием z = 0. Электрическое поле в этом случае дается соотношением
(Батыгин, Топтыгин 1970):
, (14)
где
поверхностная плотность заряда.
Интегралы берутся в пределах от 0 до R по r’
и от 0 до 2p по
. После интегрирования по r’
находим:
Рис. 5. Изменение напряженности электрического
поля от плоского, однородно заряженного облака в
зависимости от расстояния от проекции центра облака
на земную поверхность (х = 0) в единицах высоты
облака.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Приведенные модельные расчеты изменения
напряженности электрического поля при прохождении объемных зарядов вблизи пункта наблюдений и их графическое представление на качественном уровне могут быть использованы для
определения конфигурации и некоторых параметров объемных зарядов локального происхождения. В дальнейшем планируется на основании
полученных «портретов» осуществить селекцию и
классификацию источников помех по конфигурации объемных зарядов, возникающих в записях
вертикальной составляющей напряженности
атмосферного электрического поля на обсерватории
Паратунка (Камчатка).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
63
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЧЕРНЕВА И ДР.
Список литературы
Батыгин В.В., Топтыгин И.Н. Сборник задач по
электродинамике. М.: Наука, 1970. 503 с.
Иваненко Д. Д., Соколов А. А. Классическая теория
поля. Л.: ГИТТЛ, 1951. 430 с.
Красногорская Н.В. Электричество нижних слоев
атмосферы и методы его измерения. Л.:Гидрометиздат, 1972. 324 c.
Морозов В.Н. Расчет электрических полей грозовых
облаков для инициирования электрических
разрядов облако-верхние слои атмосферы //
Геомагнетизм и аэрономия. 2002. Т. 42. № 1.
С.121-129.
Морозов В.Н. Расчеты электростатических полей
грозовых облаков, необходимых для инициирования разрядов облако-верхние слои
атмосферы // Прикладная метеорология. СПб: Гидрометеоиздат, 2001. Вып. 3(549). С. 3447.
Тверской П.Н. Атмосферное электричество.
Л.: Гидрометеоиздат, 1949. 250 с.
Френкель Я.И. Теория явлений атмосферного
электричества. Л.: ГИТТЛ, 1949. 155с.
BASIC MODELS OF SOURCES OF ATMOSPHERIC ELECTRIC FIELD
VERTICAL COMPONENT VARIATIONS
N.V. Cherneva2, E.A. Ponomarev1,2 , P.P. Firstov3, A.V. Buzevich3
1
Institute of Solar-Terrestrial Physics SB RAS,
Institute of Cosmophysical Research and Radio Wave Propagation FEB RAS,
3
Institute of Volcanology and Seismology FEB RAS
2
In the present paper we estimated a response in atmospheric electric field intensity from space charge of
simple configuration carried by wind and located over a conducting surface. The following elementary
space charges are considered: monopole, horizontal and vertical dipole, horizontally located flat thin
disk. It was established that the response in atmospheric electric field intensity from dipole configurations
and from the disk coincide with distance quite quickly. The presented model calculations of electric field
intensity change, when space charges go nearby an observation point and their graphical form is of
qualitative level, may be used as standard “portraits” to determine the configuration of space charges of
local origin.
64
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
УДК 551.21
ПАРОКСИЗМАЛЬНОЕ ИЗВЕРЖЕНИЕ ВУЛКАНА МОЛОДОЙ ШИВЕЛУЧ,
КАМЧАТКА, 9 МАЯ 2004 Г.
© 2007 О.А. Гирина1,2, С.В. Ушаков1, Ю.В. Демянчук1
1
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, 683006, girina@kscnet.ru
2
Камчатский государственный университет им. В. Беринга, Петропавловск-Камчатский, 683032
Пароксизмальное извержение вулкана Молодой Шивелуч произошло 9 мая 2004 г. В результате
серии эксплозий пепловая колонна поднялась до 8-11 км над уровнем моря, пепловый шлейф
протянулся в направлении на восток-юго-восток от вулкана до п. Усть-Камчатск и о. Беринга. На
южном склоне вулкана образовались отложения двух пирокластических потоков и
пирокластических волн. Общий объем пирокластических отложений извержения составил ~ 0.06
км3. Формирование пирокластических потоков вызвало интенсивное таяние снега на южном склоне
вулкана. Образовавшийся грязевой поток прошел по р. Бекеш около 30 км, повредил дамбу и
полотно дороги п. Ключи – п. Усть-Камчатск.
ВВЕДЕНИЕ
Молодой Шивелуч – один из наиболее активных вулканов Камчатки (рис. 1а на 3 странице
обложки). Как самостоятельное образование –
вулкан Молодой Шивелуч – был выделен
А.А. Меняйловым (1955). Вулкан «возник в самом
конце позднего плейстоцена (?) – начале голоцена
в позднеплейстоценовой (~ 30 тыс. 14С лет)
кальдере Старого Шивелуча» (Мелекесцев и др.,
2003, стр. 3). Преобладающим типом пород вулкана
являются роговообманковые и пироксеновые
андезиты, в небольших объемах встречаются
базальты и андезибазальты (Влодавец и др., 1957;
Волынец и др., 1997; Мелекесцев и др., 1991;
Мелекесцев и др., 2003; Меняйлов, 1955). В 1980 г.
на дне эксплозивного кратера, образовавшегося
при катастрофическом извержении вулкана в
1964 г., начал расти новый лавовый купол,
формирование которого продолжается до настоящего времени. Абсолютная высота купола, по
данным аэрофотосъемки, выполненной
В.Н. Двигало 7 октября 2003 г., составляла 2633.3
м (Озеров, Демянчук, 2004). Основание купола
находится на абсолютной высоте 1880 м, таким
образом, высота постройки лавового купола 7
октября 2003 г. достигала 753.3 м.
В эволюции лавового купола вулкана Молодой
Шивелуч наблюдаются три достаточно ярко
выраженные стадии, последовательно сменяющие
друг друга: 1) экструзивно-эффузивная - активное
поступление лавы на поверхность, при котором
за короткое время объем купола заметно увеличивается; 2) экструзивно-эксплозивная - накопление магматического вещества в недрах вулкана
(возможно, формирование криптокупола), сопровождающееся отдельными редкими эксплозиями
разной силы, при которых пепел поднимается до
10 км над уровнем моря; 3) пароксизмальная
эксплозивная – мощное эксплозивное извержение
вулкана, при котором пепел выбрасывается на
высоту до 20 км над уровнем моря.
Сильные пароксизмальные эксплозивные
извержения вулкана, связанные с формированием
лавового купола, произошли в 1993 и 2001 гг. 22
апреля 1993 г. пепловые эксплозии поднимались
на 16-18 км над уровнем моря, протяженность
пирокластических потоков составила 5-8 км и
грязевых потоков – 28 км от купола (Хубуная и
др., 1995). Экструзивная фаза развития вулкана
продолжалась в течение 1993-1995 гг. Между 1995
и 2001 годами происходили отдельные непродолжительные пепловые эксплозии до высоты 10 км
над уровнем моря, сопровождавшиеся сейсмическими событиями различной интенсивности (Girina
et al., 2002). Следующее пароксизмальное
извержение вулкана произошло 19-22 мая 2001 г.
Пепловая колонна поднялась на 10-20 км над
уровнем моря, отложения пирокластических
потоков протянулись на 18 км и грязевых – до
30 км от вулкана (Федотов и др., 2001; Федотов и
др., 2004). Активная экструзивно-эффузивная фаза
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
65
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГИРИНА И ДР.
развития купола продолжалась в течение
2001-2002 гг., в течение 2002-2004 гг. наблюдались
отдельные редкие пепловые выбросы на высоту
до 7-9 км над уровнем моря.
Очередное пароксизмальное извержение
вулкана Молодой Шивелуч произошло 9 мая 2004 г.
С января 2004 г. и вплоть до извержения вулкана
в мае его сейсмическая активность была достаточно
высокой, например, 15 января количество сильных
землетрясений с магнитудой 1.7-2.4 достигало 114
в сутки (Сенюков и др., 2005). По сейсмическим
и визуальным данным, на куполе достаточно часто
отмечались многочисленные раскаленные лавины,
формировавшиеся при обрушении неустойчивых
блоков купола, а также отдельные пепловые
эксплозии, связанные, вероятно, с медленным
внедрением магматического вещества в тело купола
(возможно, с ростом криптокупола внутри постройки лавового купола). В январе было отмечено
38, феврале – 32, марте – 42, апреле - 30 таких
событий, при которых пеплы поднимались, в
основном, на высоту до 6.0-7.0 км над уровнем
моря. В апреле было зарегистрировано 3 пепловых
эксплозии до высоты 8.0-9.0 км над уровнем моря.
Пепловые шлейфы протягивались от вулкана на
10-100 км преимущественно на восток и запад.
Раскаленные лавины спускались иногда на
расстояние до 1-2 км от купола, как, например,
11 и 21 января (материал лавин отложился тогда в
юго-восточном секторе вулкана). На спутниковых
снимках в районе купола непрерывно отмечалась
термальная аномалия размером от 1 до 20 пикселей.
Непосредственно перед пароксизмальным извержением вулкана его активность продолжала
оставаться высокой. Четких предвестников
готовящегося сильного эксплозивного извержения
вулкана не было отмечено (Сенюков и др., 2005).
Амплитуда прерывистого спазматического вулканического дрожания была на уровне 0.2-0.4 мкм/с.
По сейсмическим и визуальным данным, 1-2 и
4-6 мая было зарегистрировано по два пепловых
выброса, 7 мая – один выброс на высоту до 5.57.0 км над уровнем моря. По спутниковым данным,
1-8 мая в районе вулкана постоянно фиксировалась термальная аномалия размером от 1 до 14
пикселей.
По данным Камчатского филиала Геофизической службы (КФ ГС) РАН (http://emsd.iks.ru/
~ssl/monitoring/main.htm), 9 мая с 12:10 UTC
(Coordinated Universal Time – время по Гринвичу)
отмечалось усиление вулканического дрожания
купола, а в 13:10 UTC началось пароксизмальное
эксплозивное извержение вулкана Молодой
Шивелуч. С 13:10 до 18:30 UTC происходила
наиболее активная фаза извержения. Амплитуда
непрерывного спазматического вулканического
дрожания составляла в это время около 15 мкм/с
(здесь и далее приводятся данные по сейсмической
станции «SVL», располагавшейся в 8.5 км от
купола, или же пересчитанные к ней по другим
станциям) (Сенюков и др., 2005). По видео и
визуальным наблюдениям, серии пепловых выбросов достигали высоты 8.0-11.0 км над уровнем
моря, густой пепловый шлейф протягивался на
восток-юго-восток от вулкана в сторону п. УстьКамчатск (рис. 1б). В 20:00 UTC было зарегистрировано сейсмическое событие, возможно,
сопровождавшее новую серию газопепловых
выбросов до высоты 10.0 км над уровнем моря.
С 20:40 UTC 9 мая до 08:50 UTC 10 мая амплитуда
вулканического дрожания снизилась до 0.3 мкм/с
и вновь возросла до 5-6 мкм/с с 08:50 до 10:36
UTC 10 мая. В дальнейшем амплитуда дрожания
находилась в пределах 0.5-0.7 мкм/с (Сенюков и
др., 2005). По видео и визуальным данным, в
Рис. 1. Вулкан Молодой Шивелуч (а); эруптивная
колонна и шлейф при извержении вулкана Шивелуч
9 мая 2004 г. (б). Фото Ю.В. Демянчука. Пепловый
шлейф, протянувшийся на юго-восток от вулкана
Шивелуч. Спутниковый снимок AQUA MODIS от 04:38
UTC 11 мая 2004 г. (в).
66
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПАРОКСИЗМАЛЬНОЕ ИЗВЕРЖЕНИЕ ВУЛКАНА МОЛОДОЙ ШИВЕЛУЧ
Рис. 2. Двойная термальная аномалия в районе вулкана Шивелуч в 00:37 UTC 4 июня
2004 г.: над лавовым куполом и пирокластическим потоком на спутниковом снимке
TERRA MODIS.
22:14 UTC 9 мая на юго-восточном склоне вулкана
был отмечен фронт пирокластического потока на
расстоянии около 12-15 км от купола. Грязевыми
потоками, возникшими в результате таяния снега
под действием горячего материала пирокластического потока, была размыта дамба и полотно
дороги в районе р. Бекеш на расстоянии 30 км от
купола вулкана.
По спутниковым данным США и России, с
18:25 UTC 9 мая на снимках начал отмечаться
плотный пепловый шлейф, протягивавшийся на
юго-восток от вулкана. В 02:02 UTC 10 мая
пепловый шлейф протянулся > 500 км и достиг о.
Беринга (Командорские острова). Отложения пепла
наблюдались в секторе (~ 50°) примерно от п.
Усть-Камчатск до устья р. Андриановка (рис. 1в).
Объем пепла, отложившегося на суше, по (Озеров,
Демянчук, 2004) составил примерно 0.01-0.02 км3.
По сообщениям представителя МЧС РФ в п.
Усть-Камчатск Д.В. Бею, 9-10 мая в поселке
наблюдался пеплопад. Мощность тонкого пепла
оранжево-коричневого цвета в поселке составила
1-2 мм, в 30-50 км к юго-западу от него – 5-7 мм.
Над поселком до 03:00-04:00 UTC 10 мая стояла
пепловая дымка; был ограничен выход детей и
больных на улицу. Аэропорт поселка был закрыт.
Пеплопад вызвал интенсивное таяние снега на
хребте Кумроч – в районе 105-106 км автомобильная трасса Усть-Камчатск - Петропавловск
была достаточно серьезно размыта. Также было
прервано сообщение с аэропортом п. Усть-Камчатск, так как вода в районе мыса Камчатский
поднялась выше обычного уровня - глубина воды
на полотне дороги составляла около 50 см на
протяжении 200 метров. Слабый пеплопад в поселке
к концу дня прекратился, так как направление
пеплового шлейфа изменилось - шлейф сместился
к юго-юго-востоку от вулкана. Наблюдатели из
п. Усть-Камчатск отмечали, что пепловый шлейф,
протягивавшийся от вулкана до океана, представлял на закате солнца великолепное зрелище.
По спутниковым данным, 20-27 мая в районе
вулкана фиксировалась термальная аномалия
размером до 20 пикселей, в отдельные дни при
хорошей погоде наблюдалось 2 аномалии – над
куполом вулкана и над пирокластическим потоком
(рис. 2). Высокая температура (более 25 0 С)
поверхности пирокластического потока сохранялась в течение 4-5 месяцев.
ПРОДУКТЫ ИЗВЕРЖЕНИЯ
21 мая 2004 г. сотрудниками Института
вулканологии и сейсмологии (ИВиС) ДВО РАН
был проведен облет вулкана Молодой Шивелуч с
посадкой рядом с отложениями пирокластического
потока для изучения продуктов извержения. Центральная часть южного склона купола была разру-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
67
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГИРИНА И ДР.
Рис. 4. Отложения Большого и Малого пирокластических потоков (а). Поверхность пеплово-глыбового
пирокластического потока (б, в) и глыба лавы на потоке (г). Фото: С.В. Ушакова (а), О.А. Гириной (б, г),
О.В. Коноваловой (в).
шена. По оценке в работе (Озеров, Демянчук,
2004) объем вынесенного при разрушении купола
материала составил приблизительно 0.03-0.04 км3.
На вершине купола, примерно в центре его разрушенной части, 21 мая был замечен небольшой лавовый поток (Гирина и др., 2004) (рис. 3а на 3
странице обложки). К концу мая он спустился до
середины купола (рис. 3б на 3 странице обложки),
к концу июля – до его подножия (рис. 3в на 3
странице обложки). В течение мая - июля скорость
движения вязкого лавового потока, в среднем,
составляла 4 м в сутки. Средний расход лавы с 21
мая по 28 июля был оценен в ~ 0.15-0.23 м3/с
(Горбач, 2006).
68
Были исследованы отложения двух пирокластических потоков - Большого и Малого, образовавшихся в центральном секторе южного склона
вулкана (рис. 4а на 3 странице обложки).
Отложения Большого потока представляли собой
своеобразный конус выноса длиной 12-15 км
(рис. 4б). Отложения Малого потока протянулись
по долине ручья (рис. 4а на 3 странице обложки).
В центральной части Большого потока было обнаружено большое количество крупных глыб, представлявших собой часть отложений пеплово-глыбового пирокластического потока, сформированного
при разрушении части купола в начале извержения
вулкана. Образования этого потока были частично
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПАРОКСИЗМАЛЬНОЕ ИЗВЕРЖЕНИЕ ВУЛКАНА МОЛОДОЙ ШИВЕЛУЧ
перекрыты отложениями высокогазонасыщенного
ювенильного пирокластического потока, формирование которого было обусловлено поступлением
на поверхность свежего магматического вещества.
Малый поток также был сложен отложениями
двух вышеназванных типов пирокластических
потоков.
В результате конвективной гравитационной
дифференциации в процессе движения ювенильных пирокластических потоков произошло
формирование пирокластических волн пепловых
облаков (Гирина, 2004). Их отложения наблюдались
на поверхности образований Большого и Малого
потоков (рис. 5а), рядом с ними, на пространстве
между ними (рис. 5б), на возвышенностях на
расстоянии первых километров от отложений
потоков. Мощность их не превышала 10-15 см.
Спустя 10 дней после формирования, пирокластические образования были высокогазонасыщены
– при передвижении по ним вулканологи
проваливались порой по колено. Газонасыщенность
отложений пирокластических волн значительно
превышала таковую пирокластических потоков,
о чем свидетельствуют различные значения
плотности типов пирокластики: 1.63-1.77 г/см3 для
отложений пирокластического потока и 0.71-0.91
г/см3 для отложений пирокластических волн.
Температура отложений на глубине 15 см от
поверхности составляла: Малого потока – 1300С,
Большого - ~ 3000С.
В сентябре 2004 г. были определены границы
распространения пирокластических образований с
помощью мобильных GPS; термопарой измерена
температура отложений; изучен их фациальный
состав. В течение прошедших четырех месяцев
плотность пирокластических отложений увеличилась, а температура понизилась. Крупные блоки
и обломки размером до 8-10 м пеплово-глыбового
пирокластического потока, в основном, были
представлены монолитными и пористыми лавами
купола вулкана Молодой Шивелуч (рис. 4 в-г). Кроме
этого, наблюдались также брекчии размером до
10 м, представлявшие собой блоки агломератовой
мантии купола разной степени литификации, разрушенной и вынесенной при последнем извержении вулкана. Измерить достоверно мощности
отложений потоков на всем их протяжении было
невозможно, так как в мае они были высокогазонасыщены и сильно нагреты, в сентябре размыв
ручьями пород на всю их толщу наблюдался, в
основном, лишь во фронтальной части ювенильных потоков. В каньоне под обрывом, ограничивающим зону пьедестала лавового купола, мощность
пирокластических отложений, вероятно, достигала
5-10 м. В центральной части потоков их мощность
(не учитывая высоту крупных глыб), вероятно,
составляла 3-4 м; на расстоянии 1-2 км до фронта
потоков их мощность в бортах ручьев была около
Рис. 5. Отложения пирокластических волн извержения вулкана Шивелуч 9 мая 2004 г. на поверхности
Большого пирокластического потока (а), на снегу
между образованиями Большого и Малого потоков (б).
Фото О.А. Гириной.
2 м. Во фронтальной зоне иногда наблюдались
небольшие валы высотой до 0.5 – 1.0 м, сложенные
в основном обломками лав размером до 0.3-0.5 м.
Чаще мощность отложений снижалась постепенно
с нескольких метров до нескольких сантиметров.
Холмы ближе к окончанию потоков были покрыты маломощными отложениями пирокластических
волн, сквозь которые проглядывала трава. В среднем, мощность пирокластических образований
составляла 2-3 м. В отложениях ювенильных
пирокластических потоков и пирокластических
волн заполнителя (частиц диаметром менее 2 мм)
содержалось, соответственно, около 70-80% и
90-95%. Превалирующей фракцией заполнителей
ювенильных пирокластических потоков была
0.5-1.0 мм, пирокластических волн – 0.125-0.25
мм, хотя, в общем, кумулятивные кривые гранулометрического состава заполнителей отложений
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
69
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГИРИНА И ДР.
Таблица 1. Химический состав образцов пород извержения вулкана Шивелуч 9 мая 2004 г., мас. %
' !
#'
'
+, &
' #
'#
'
'!
'
' #
'
'
'
'#
'
+,&
'!
'
'
'#
'!
'#
'!
'!
'
'
'
-.&
-/&
01&
#' "
'!"
'
#' !
'
'
#'
'
' "
#' !
'
' "
#' #
'#
'"
#' "
'
'
#' !
'
'
#'#"
'##
'#"
#'
' "
'
#'
'
'#
#'#!
'
'"
'##
#'"#
#'
' "
' !
#'
'
#'
' #
"'"
#' !
'
'#"
#'
'
#' !
#'
'
' !
#'!
#'
' "
#
'"!
#' "
'
'
#'
#' "
'
"
$%&
(%&
)* &
21 &
' #
!
'
#'
'
'#
'
'
'#
'
'#
' #
'
3&
4&
5'5'5'
6&
'
#'
#'
#'
'
#'#
#' "
#'
'
#'
#'
#'
'
#'
#' #
#'
' #
#'#
#' #
#'
'
#'#"
#'
#'
' #
#'
#'
#'
'
#'#
#'
#'
' #
#'
#' #
#'
'
#'
#' !
#'
'!!
#'#
#'
#' !
78
""'
""'
##'
##' "
##'#
""'
""' "
##'
""'"
##'#"
""'"!
Примечание. 1-4 - данные из работы (Федотов и др., 2004); 5-11 – образцы пород отобраны О.А. Гириной.
Аналитик Т.Г. Осетрова, Аналитический центр Института вулканологии и сейсмологии ДВО РАН.
были достаточно похожи (рис. 6). По химическому
составу пирокластические породы относятся к
андезитам и дациандезитам (Петрографический
кодекс, 1995). По содержанию SiO2, заполнители
пирокластических потоков и обломки лав, отобранные из потоков, примерно одинаковы, заполнители пирокластических волн значительно более
кислые (табл. 1). Частицы заполнителя потоков и
волн были представлены обломками лавы дациандезита и минералов – в основном, роговой обманки
и плагиоклаза, реже пироксена, а также тонкими
фрагментами вулканического стекла. Кроме этого,
заполнители и ювенильных потоков, и волн
содержали также до 30-40 % бурых частиц.
Для характеристики летучих компонентов,
сорбированных движущейся пирокластической
массой, из которой были сформированы отложения
Рис. 6. Гранулометрический состав заполнителей
отложений пирокластических потоков и волн,
сформированных при извержении вулкана Шивелуч
9 мая 2004 г.
70
пирокластических потоков и волн, для водной
вытяжки были отобраны образцы заполнителя
ювенильного пирокластического потока (отбор 21
мая 2004 г.) и бурого пепла, отложившегося на
чистый снег из раскаленных лавин 13-16 сентября
(отбор 16 сентября 2004 г.). Составы водных
вытяжек приведены в табл. 2. Пробы пирокластики
наиболее различаются по содержанию Na+, Ca2+,
Mg 2+, Cl-, HCO 3-, SO42- и H4SiO4. Это обусловлено, вероятно, во-первых, различным первичным
составом пород – заполнитель потока состоял, в
основном, из ювенильного вещества, бурый пепел
– из резургентного, являясь продуктом разрушения пористых окисленных лав, лежащих на поверхности купола. Это также согласуется с мнением, что сорбция газов на пепловых частицах
происходит в момент их образования – дробления
или разбрызгивания магматического вещества при
эксплозивной активности вулкана (Скрипко,
1975). Кроме этого, вероятно, что на различное
содержание вышеуказанных элементов оказала
влияние разная скорость остывания пирокластики
после отложения, такая возможность также
обсуждалась в работе (Скрипко, 1975). В зависимости от мощности и объема изверженных
продуктов, отложения пирокластических потоков
могут оставаться нагретыми на протяжении
нескольких месяцев или лет, при этом в глубине
потока на поверхности пепловых частиц будут
сохраняться адсорбированные летучие компоненты.
Тонкий резургентный пепел выпадал уже в холодном состоянии на снег, потому таким бедным
является состав его водной вытяжки.
В сентябре 2004 г. на поверхности Большого
пирокластического потока продолжали наблю-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПАРОКСИЗМАЛЬНОЕ ИЗВЕРЖЕНИЕ ВУЛКАНА МОЛОДОЙ ШИВЕЛУЧ
даться бескорневые фумаролы. Температура,
например, в одной из них на глубине 5 см
составляла 142.50С, в другой на глубине 20 см 101 0С. Температура отложений пирокластики
варьировала от 30 до 990С – более высокие ее
значения наблюдались в зонах захоронения
большого количества горячих крупных глыб.
Наибольшая температура (3020С) была замерена
в трещине на глубине 50 см глыбы размером 3х7 м,
находившейся в 3 км от купола вулкана.
По мере остывания пирокластического потока
на его поверхности происходит образование
возгонов – твердых продуктов вулканических
эксгаляций. Было проанализировано два образца
возгонов: тонкий налет желтоватого цвета на
крупной глыбе лавы (выпоты) и белые корочки
вещества, снятые с вертикальной стенки отложений пирокластического потока. Стенка образовалась, вероятно, при вторичном фреатическом
взрыве, произошедшем при размыве водой ручья
достаточно горячих отложений потока. Составы
водных вытяжек из этих образцов приведены в
табл. 2. Выпоты состояли, в основном, из
тенардита, механические примеси были представлены плагиоклазом (альбит) и амфиболом. Возгоны
со стены пирокластического потока состояли из
тенардита и гипса, механические примеси были
представлены плагиоклазом (от альбита до
анортита). Рентгенометрические анализы были
выполнены в ИВиС ДВО РАН М.Е. Зеленским.
С помощью программного обеспечения
ENVI-4.2, данные GPS, полученные во время
полевых работ, были наложены на спутниковый
снимок LANDSAT 7 (NASA, США) от 22 сентября
Таблица 2. Химический состав водных вытяжек
образцов пород вулкана Шивелуч, мг/л (на 100 г.
воздушно-сухой пробы)
9
:
21;
3;
24 ;
01 ;
-/ ;
+:
0*:
40& :
$& :
4 <&
4 $%&
78
54
#'##
#'
#'#
'#
' #
#' #
"'
' #
!' #
#' #
'##
! '
' !
'
#'
#'
'
#'
#' #
'
#'!#
'
#'!#
' #
! ' "
'
# #'"#
' #
#'
#' #
# ' #
'!
! '
"'!!
"!'!
' !
'
# '
' #
!' #
'"
#' !
' #
'
'
'!!
#'
!
'#
' !
'
! '
' #
Примечание. 1- заполнитель ювенильного пирокластического потока; 2 – бурый пепел; 3 – тонкий налет
(выпоты) на глыбе лавы; 4 – белые корочки возгонов
на вертикальной стенке отложений пирокластического потока. Аналитики: В.К. Марынова, В.В. ДунинаБарковская и С.В. Сергеева, Аналитический центр
Института вулканологии и сейсмологии ДВО РАН.
2000 г., любезно предоставленный сотрудниками
Аляскинской вулканологической обсерватории
(АВО), США, что позволило определить площадь
пирокластических образований Большого потока
– 5.3 км2, а также их протяженность от купола 15 км (рис. 7 на 3 странице обложки). Объем
отложений пирокластических потоков, с учетом
Малого потока, составляет приблизительно
0.02 км3.
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
На основании анализа сейсмических и визуальных данных, а также изверженных продуктов
вулкана, предполагается следующий сценарий
извержения вулкана Молодой Шивелуч 9 мая 2004 г.
Известно, что на протяжении четырех месяцев,
предшествовавших пароксизмальному извержению, в районе купола наблюдалась термальная
аномалия размером до 20 пикселей. Также отмечалась высокая сейсмическая и эксплозивная
активность вулкана: кроме отдельных сильных
пепловых эксплозий, наблюдались многочисленные раскаленные лавины. Вероятно, что на
протяжении этого времени происходило внедрение
ювенильной магмы в подкупольную постройку
вулкана - формирование криптокупола. Это
объясняет и термальную аномалию большого размера, и многочисленные небольшие лавины со
стен купола, и отдельные сильные эксплозии, связанные с выбросом ювенильного вещества криптокупола. В результате такой деятельности прочность
постройки вулкана была несколько ослаблена.
В конце апреля и в начале мая произошло несколько мощных эксплозий, пепел которых поднимался до 8.0-9.0 км над уровнем моря. Возможно, магматическое вещество было уже близко к
поверхности, но еще не имело свободного выхода.
Вероятно, что очередная мощная эксплозия 9 мая
привела к крупному разрушению центральной
части купола и формированию пеплово-глыбового
пирокластического потока (типа мерапи (Макдоналд, 1975)). Вслед за сильной эксплозией последовали менее мощные взрывы. Обрушение части
купола, вероятно, было не одномоментным, а растянутым во времени, так же как и серии взрывов,
то есть умеренные выбросы ювенильного вещества
криптокупола и обрушение краевых блоков купола
происходили одновременно. Вероятно, эта фаза
извержения соответствует наиболее сильным
сейсмическим событиям, которые регистрировались сейсмостанциями в течение 5 ч – с 13:10
до 18:30 UTC 9 мая 2004 г.
Возможно, дальнейшее обрушение части купола привело к обнажению криптокупола, снятию
с него давления, что вызвало более легкое поступление на поверхность ювенильного вещества.
Начались мощные направленные (не вертикаль-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
71
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГИРИНА И ДР.
Рис. 8. Мощная эксплозия на вулкане Шивелуч 9 мая 2004 г., направленная под углом к
горизонту. Высота пепловой колонны около 10 км над уровнем моря. Фото Ю.В. Демянчука.
ные, а под углом к горизонту) эксплозии (рис. 8),
при которых пепел поднимался на высоту до 10 км
над уровнем моря. По сейсмическим данным, усиление активности вулкана было отмечено в 20:00
UTC 9 мая. Обрушение краевых частей направленных эруптивных колонн привело к формированию
ювенильных пирокластических потоков (тип
суфриер (Макдоналд, 1975)), более газонасыщенных и более мобильных, чем пеплово-глыбовые.
Их формирование также было растянуто во
времени, отложение пирокластики происходило
порциями и сначала в ближней зоне купола,
закрытой облачностью. Лишь спустя 2 часа (в 22:14
UTC 9 мая 2004 г.) после начала второй фазы
извержения (после усиления активности) вулкана
было отмечено появление фронта пирокластического потока на границе облачности, располагавшейся примерно в 12-15 км от вулкана.
Общий объем пирокластического материала,
отложившегося на суше при извержении вулкана
9 мая 2004 г., включающий отложения пирокластических потоков, волн и тефры, оценивается
примерно в 0.06 км3.
Авторы выражают благодарность сотрудникам
ИВиС ДВО РАН А.В. Сокоренко, О.В. Конова-
72
ловой, Д.В. Мельникову и А.А. Нуждаеву за
помощь при проведении полевых работ и
обработке данных GPS.
Работа выполнена в рамках программы KVERT
(Kamchatkan Volcanic Eruption Response Team)
«Вулканический пепел и безопасность для
авиации».
Список литературы
Влодавец В.И., Пийп Б.И. Каталог действующих
вулканов Камчатки // Бюл. вулканол. станций.
1957. № 25. С. 5-95.
Волынец О.Н., Пономарева В.В., Бабанский А.Д.
Магнезиальные базальты андезитового вулкана
Шивелуч. Камчатка. Россия // Петрология. 1997.
№ 2. С. 206-221.
Гирина О.А. О конвективной гравитационной
дифференциации пирокластики андезитовых
вулканов // Материалы ежегодной конференции, посвященной дню вулканолога. Петропавловск-Камчатский: ИВиС ДВО РАН, 2004.
С. 25-29.
Гирина О.А., Сенюков С.Л., Демянчук Ю.В. и др.
Извержение вулкана Шивелуч, Камчатка, 10
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПАРОКСИЗМАЛЬНОЕ ИЗВЕРЖЕНИЕ ВУЛКАНА МОЛОДОЙ ШИВЕЛУЧ
мая 2004 г. // Материалы 4-го международного
совещания по процессам в зонах субдукции
Японской, Курило-Камчатской и Алеутской
островных дуг. 21-27 августа 2004 г. Петропавловск-Камчатский: ИВиС ДВО РАН, 2004.
С. 15-16.
Горбач Н.В. Первый лавовый поток на экструзивном куполе вулкана Шивелуч // Вулканология
и сейсмология. 2006. № 1. C. 1-8.
Макдоналд Г. Вулканы. М.: Мир, 1975. 432 с.
Мелекесцев И.В., Волынец О.Н., Ермаков В.А. и др.
Вулкан Шивелуч // Действующие вулканы
Камчатки. Т. 1. М.: Наука, 1991. С. 84-103.
Мелекесцев И.В., Двигало В.Н., Кирсанова Т.П. и др.
300 лет жизни Камчатских вулканов: Молодой
Шивелуч (анализ динамики и последствий
эруптивной активности в XVII-XX вв.). Часть
I. 1650-1964 // Вулканология и сейсмология.
2003. № 5. C. 3-19.
Меняйлов А.А. Вулкан Шивелуч – его геологическое строение, состав и извержения // Тр. Лаб.
вулканологии АН СССР. 1955. Вып. 9. 264 с.
Озеров А.Ю., Демянчук Ю.В. Пароксизмальное
извержение вулкана Молодой Шивелуч 10 мая
2004 г. // Вулканология и сейсмология. 2004.
№ 5. C. 75-80.
Петрографический кодекс. Магматические и
метаморфические образования. Санкт-Петер-
бург: изд. ВСЕГЕИ, 1995. 128 с.
Сенюков С.Л., Дрознина С.Я., Гарбузова В.Т. и др.
Мониторинг активности вулканов Камчатки
в 2004 г. // Материалы ежегодной конференции, посвященной Дню вулканолога. Петропавловск-Камчатский: ИВиС ДВО РАН, 2005.
С. 69-79.
Скрипко К.А. К оценке роли гравитационной
дифференциации летучих при движении
пирокластических потоков // Бюл. вулканол.
станций. 1975. № 51. С. 64-69.
Федотов С.А, Двигало В.Н., Жаринов Н.А. и др.
Извержение вулкана Шивелуч в мае-июле 2001
г. // Вулканология и сейсмология. 2001. № 6.
C. 3-15.
Федотов С.А, Жаринов Н.А., Двигало В.Н. и др.
Эруптивный цикл вулкана Шивелуч в 20012004 гг. // Вулканология и сейсмология. 2004.
№ 6. C. 3-14.
Хубуная С.А., Жаринов Н.А., Муравьев Я.Д. и др.
Извержение вулкана Шивелуч в 1993 г. //
Вулканология и сейсмология. 1995. № 1. C. 3-19.
Girina O.A., Chubarova O.S., Senyukov S.L. The Recent
Activity of Sheveluch Volcano. Abstracts. 3 rd
Biennial Workshop on Subduction Processes
emphasizing the Kurile-Kamchatka-Aleutian Arcs.
Fairbanks, Alaska. 2002. P. 121-122.
PAROXYSMAL ERUPTION OF THE YOUNG SHEVELUCH VOLCANO,
KAMCHATKA ON MAY 10, 2004
O.A. Girina1,2, S.V. Ushakov1, Yu.V. Demjanchuk1
1
Institute of Volcanology and Seismology, Far East Division of the Russian Academy of Science,
Petropavlovsk-Kamchatsky, 683006;
2
Kamchatka State University by Vitus Bering,
683032, Petropavlovsk-Kamchatsky, Pogranichnaya street, 4.
Paroxysmal eruption of Young Sheveluch volcano occurred on May 9, 2004. Series of explosions produced
a continuous ash cloud, which elevation reached 8-11 km ASL. The cloud stretched to the east-southeast
from the volcano toward Ust-Kamchatsk and Bering Island. The deposits of two new pyroclastic flows and
pyroclastic surges were explored in the middle part of the southern flank of the volcano. The total volume
of the pyroclastic deposits is approximately 0.06 km3. Pyroclastic flow melted snow deposits accumulated
since the beginning of the winter and produced extensive mud flows, which traveled for more than 30
km downstream the Bekesh River and destroyed a dam and a part of the road from Klyuchi to Ust’Kamchatsk.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
73
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
УДК 550.34
НОВЫЕ ДАННЫЕ О ЛИССАБОНСКОМ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИИ 1.11.1755
© 2007 А.В. Викулин1,2,3, С.А. Викулина4, Л. Аргас5
1
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, vik@kscnet.ru
2
Камчатский государственный технический университет
3
Камчатский государственный университет
4
Камчатский филиал Геофизической службы РАН
5
ООО «Натали-Турс», Барселона
Нет, и в церкви все не так,
..........................................
Все не так, ребята!
В. Высоцкий
В работе проводится анализ данных о цунами и макросейсмических данных о Лиссабонском
землетрясении 1.11.1755 г., М = 8.4-8.9. Показывается, что имеющиеся в литературе данные о
высокой волне цунами в лиссабонской бухте при катастрофе 1755 г. сильно завышены. Определяются
положение и размеры очага основного толчка. Показано, что движения в очаге происходили по
системе разломов северо-восточного простирания. При этом сам Лиссабон, его окрестности и
западное атлантическое побережье Португалии были расположены на периферии очага, что и
объясняет высокий уровень наблюдавшихся колебаний поверхности грунта и, как следствие,
большие разрушения. Приведены новые данные о повторяемости катастрофических событий в
пределах западного окончания альпийского тектонического пояса. Показано, что продолжительный
пожар в Лиссабоне, возможно, был связан с поступлением из недр Земли по системе разломов
горючего газа.
– Порту – Лиссабон – Толедо – Мадрид –
Барселона, и выводы.
ВВЕДЕНИЕ
Печально известное происшедшее более двух
с половиной веков тому назад Лиссабонское
землетрясение 1.11.1755 и его последствия,
казалось бы, уже подробно описаны в многочисленных источниках и достаточно полно
исследованы (Болт, 1981; Гир, Шах, 1988; Клячко,
1999; Неймар, 1899; Никонов, 2005; Рихтер, 1963).
И, тем не менее, данные, которые об этом
землетрясении можно услышать из уст гидов,
почерпнуть из туристических путеводителей
(Испания, 2007; Португалия, 2006а,б) и увидеть
своими глазами, показывают, что последствия
Лиссабонского землетрясения и его особенности
изучены еще не достаточно полно.
Во вводной части проведем обзор и критический анализ известных данных о Лиссабонском
землетрясении, на которые «наложены» наши
наблюдения, полученные в ходе туристической
поездки летом 2007 г. по Испании и Португалии
по маршруту: Барселона – Сарагоса – Саламанка
74
ОБЗОР ДАННЫХ О ЛИССАБОНСКОЙ
КАТАСТРОФЕ И ИХ АНАЛИЗ
Данные, приведенные ниже, базируются, в
основном, на опубликованных в (Клячко, 1999;
Неймар, 1899; Никонов, 2005; Рихтер, 1963)
показаниях очевидцев происшедших в 1755 г.
событий.
Лиссабон. Это началось 1 ноября в 9 час.
50 мин., когда большая часть населения самой
богатой столицы Европы, которое по разным
оценкам составляло 250-500 тыс. человек, в День
Всех Святых собралась к утренней молитве в
многочисленных церквах Лиссабона.
Вдруг земля сильно заколебалась, и менее чем
за минуту колебания сменились мощными толчками, которые, нарастая, следовали один за другим
в течение 8 минут (Клячко, 1999, c. 17; Неймар,
1899, c. 313-314). Капитан, оказавшийся в морском
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НОВЫЕ ДАННЫЕ О ЛИССАБОНСКОМ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИИ
порту, наблюдал как каменные постройки Лиссабона медленно, величественно начали качаться из
стороны в сторону, «как пшеничное поле от легкого ветра», в направлении «от моря» (Никонов,
2005, c. 23-24) - в северо-восточном направлении.
Потом все ненадолго успокоилось. Примерно
через 20 минут земля снова затряслась и волновалась опять около 8 минут. Во время второго
сильнейшего толчка по разным источникам произошло два «разнонаправленных» относительно
невозмущенного уровня моря процесса. По одним
данным (Неймар, 1899, c. 314; Клячко, 1999, c. 18),
имело место опускание в море новой лиссабонской
набережной. По другим данным, в Лиссабоне
вначале море отступило далеко от набережной,
обнажив морское дно на несколько километров,
затем внезапно нахлынуло (Португалия, 2006а,
c. 63).
После этого целый час было затишье (Неймар,
1899, c. 314-314).
В результате этих двух толчков были полностью разрушены 12 тыс. из 20 тыс. домов Лиссабона.
Кроме того - 59 церквей, 90 монастырей, более
50 дворцов (Клячко, 1999, c. 19; Никонов, 2005,
c. 25). Последние оценки у разных исследователей
несколько отличаются; у одних они относятся
только к Лиссабону (Никонов, 2005), у других
(Клячко, 1999) – по-видимому, к нескольким
пострадавшим при толчках 1755 г. городах. Например, в (Португалия, 2006а, c. 63-64) сообщается
о 300 разрушенных дворцах и 110 церквях, вероятно, здесь имеются в виду потери, имевшие место
в пределах всей Португалии. Лиссабон же был полностью разрушен на 2/3 – это признается всеми
источниками. В результате, по разным оценкам,
только в Лиссабоне погибло от 30 до 60 тыс. человек, при этом из 20 тыс. духовных особ осталось
в живых только половина (Клячко, 1999, c. 19;
Неймар, 1899, c. 323-324; Никонов, 2005, c. 21;
Рихтер, 1963, c. 103). Сами португальцы сообщают
о 40 тыс. погибших в Лиссабоне (Португалия,
2006б, c. 22).
На долю третьего мощного толчка, уже почти
ничего не осталось. В почве возникли многочисленные трещины. Дальнейшее очевидцы были не в
силах внятно описать (Клячко, 1999, c. 19; Неймар,
1899, c. 314-314). По мнению крупнейшего специалиста в этой области, А.А. Никонова, людям, не
переживавшим сильные землетрясения в большом
городе, почти невозможно представить этот
«армагеддон». (Например, боевые генералы, прошедшие войну 1941-1945 гг., признавались, увидев
уничтоженный землетрясением 1948 г. Ашхабад
(100 тыс. погибших), что «это совершенно несравнимо» (Никонов, 2005, c. 24)).
Частые интенсивные толчки продолжались до
вечера и через три часа относительного спокойствия, около 11 час. вечера, во многих местах
города одновременно показался огонь; его невозможно было потушить. (Неймар, 1899, c. 313-314;
Никонов, 2005, c. 25).
В течение ноября и декабря толчки повторялись. Отдельные из них продолжали разрушения.
Самый сильный афтершок случился 9 декабря (по
(Клячко, 1999, c. 19) – 11 декабря), он ощущался
по всей Португалии, в Испании, Северной Ирландии, Южной Франции, Швейцарии и Южной
Германии. Сейсмическая активность в районе продолжалась 10 мес., но возобновлялась и позже,
вплоть до 1762 г. (Никонов, 2005, c. 25).
Общая макросейсмическая картина, отображающая проявления Лиссабонского землетрясения
в Европе и Африке, представлена на рис. 1. Более
детальная, только в Испании было обследовано
3000 населенных пунктов, построенная на основе
нескольких тысяч опросных листов, с точки зрения современной сейсмологии, не уступающих
современным аналогам, представлена в (Никонов,
2005, c. 26, 28). Из этих достаточно подробных и
детальных макросейсмических данных следует
принципиальной важности вывод. А именно, все
португальское побережье от Лиссабона (мыса
Рока) до г. Фару (Faro) и далее до пограничного
испанского г. Аямонт (Ayanamonte) протяженностью 350 км подверглось сотрясениям с интенсивностью IX баллов и более. При этом в пределах
его юго-восточной 100 - км части, максимально
зарегистрированные сотрясения заведомо достигали
Х баллов и, следовательно, в эпицентральной
области они должны были соответствовать XI баллам, если не более (Никонов, 2005, c. 28). Другими
словами, разрыв, образовавшийся при землетрясении, несомненно, вышел на поверхность земной
коры на морском дне, и землетрясение должно
было сопровождаться цунами.
Другие города и селения. В Португалии было
полностью разрушено множество прибрежных
городов (Португалия, 2006а, c.32). Согласно
(Никонов, 2005, c. 21, 25), не менее 16 городов
Португалии подверглись разрушениям в разной
степени. В г. Фару (Х баллов) разрушения и
затопление в связи с цунами повлекли за собой 3
тыс. смертей. Разрушения были в западной части
Испании: в Севилье (более VIII баллов), Малаге
(около VI баллов) и др.; в Аямонте (IX баллов) и
его окрестностях (до Х баллов) погибло (от
цунами) около 2 тыс. человек; «из Кадикса (VII
баллов) пришла весть, что и там творятся такие
же (как и в Лиссабоне – авт.) ужасы. Два города
в Европе понесут огромные убытки в торговле»
(Неймар, 1899, c. 314). О подобных явлениях
сообщали и с Гиблартара (VI-VII баллов) - все
укрепления разрушены, и из Марокко (VI-VIII
баллов) - в одной только деревушке под оползнем
погибло до 8-10 тыс. человек. Жертвы в сельских
местностях Португалии и Африки неизвестны.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
75
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВИКУЛИН И ДР.
Рис. 1. Область, затронутая Лиссабонским землетрясением 1.11.1755 г. в Европе и
Африке (Рихтер, 1963, c. 104). Римскими цифрами обозначены баллы интенсивности
по XII – балльной шкале. Пунктиром проведена граница Португалии.
Воздействие катастрофы на умы. Данные,
приведенные в этом разделе, позаимствованы, в
основном, из работы (Никонов, 2005, c. 21, 25-26).
Катастрофа в Лиссабоне привела в сильное
возбуждение всю Европу. Свои соболезнования
прислали И. Кант и Вольтер. Огромное количество
брошюр, статей, политических сочинений, проповедей, стихотворений и т.п. наводнили литературу
(Неймар 1899, с. 320; Рихтер, 1963, с. 103). Так, И.
Гете называл это землетрясение «ужасным мировым
событием», М.В. Ломоносов писал о «жестокой
Лиссабонской судьбине». Землетрясение использовал в своем памфлете Ж.Ж. Руссо, эпизод с
Лиссабонским землетрясением вставил в свою
блестящую сатирическую повесть «Кандид» Вольтер. Конечно, именно Лиссабонское землетрясение
имеется в виду в пьесе Оливера Уэнделла Холмса
«Шедевр архиерея, или чудесная одноколка».
Наряду с французской революцией это было
самое сенсационное событие XVIII века (Неймар,
1899, c. 320). На таком фоне для философов и
естествоиспытателей катастрофа стала поводом к
смятению и уходу из «теоретического» романтизма
в «более практический» прагматизм. В то время
разрушенным виделся не только Лиссабон, но
вообще прошлое (Никонов, 2005, c. 26). Немудрено,
76
что возбужденная фантазия многих из последующих интерпретаторов происшедшей в 1755 г. катастрофы доверяла многому, чего не было вовсе, и
что все необычайные явления, приблизительно
совпавшие с днем катастрофы, были поставлены
в связь с грозным землетрясением (Неймар, 1899,
c. 320).
Как видим, в оценке некоторых последствий
катастрофы в тех реальных условиях, которые
были в Европе, вполне возможны преувеличения
в сторону их максимальных значений. Причиной
тому, на наш взгляд, являются чисто психологические причины, которые могут быть объяснены,
с одной стороны, «слишком уж глубоким» философским отношением к катастрофе и, в то же
время, отсутствием достаточно ясных и физически
объяснимых механизмов землетрясения - с другой.
По сути, об этом же пишет и А.А. Никонов в заключительном разделе своей великолепной статьи
(Никонов, 2005). Вспомним, первая классификация землетрясений на четыре типа была дана
М.В. Ломоносовым спустя два года после Лиссабонской катастрофы, только в августе 1757 г., в статье
(Ломоносов, 1986), в которой он высказал свои
взгляды на геологические процессы и попытался,
весьма примитивно с современной точки зрения,
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НОВЫЕ ДАННЫЕ О ЛИССАБОНСКОМ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИИ
дать объяснение причин землетрясений.
Именно с таких позиции, на наш взгляд, и
стоит подходить к оценке некоторых параметров
катастрофы и, в первую очередь, к высоте цунами
в Лиссабоне, которое по данным (Клячко, 1999,
с. 19; Никонов, 2005, с. 24) достигало 6 – 15 м. На
наш взгляд, эти оценки сильно завышены.
Высота цунами в Лиссабоне при катастрофе.
Сразу отметим, что нам не известны данные, которые бы прямо указывали на большое значение
высоты цунами в Лиссабоне.
Действительно, “Лиссабонская газета” от 6
ноября 1755 г. писала: «1-е число текущего месяца
останется навечно в нашей памяти из-за землетрясения и пожаров, разрушивших бoльшую часть
города…», «Среди ужасных последствий землетрясений… отметим разрушение высокой башни Томбо,
где хранились государственные архивы» (Клячко,
1999, c. 17; Никонов, 2005, c. 23). Как видим – ни
слова о якобы страшном и разрушительном
цунами.
Из описания очевидца землетрясения в Лиссабоне (Неймар, 1899, c. 314): «После этого (после
второго толчка – авт.) целый час было затишье.
В это время распространился слух (через час после
сильного цунами распространился только слух? и
все? – авт.), что вода в море страшно поднялась. …
Наша таможня… низверглась в море вместе с
большой площадью. Многие из трехсот (выделено
– авт.) кораблей, стоявших в гавани, поднялись
с якорей (на них была команда, они были целыми! –
авт.); одни потонули, другие были уничтожены.
Голландское судно было выброшено в город и
стояло на суше. Но… нахлынула другая волна,
подхватила корабль и, не повредив его, отнесла в
море».
В Лиссабоне отступление моря далеко от набережной с обнажением морского дна на несколько
километров и последующего прилива к берегу
повторялось трижды (Португалия, 2006а, c. 63).
Согласно данным того же «туристического» источника, сильно пострадал г. Кашкайш (Cascais), 26
км к западу от Лиссабона (c. 115) и почти полностью разрушен г. Сетабул (Setubal), 50 км к юговостоку от Лиссабона (c. 158) – как видим,
сведения о цунами для этих прибрежных городов,
по сути - пригородов столицы, отсутствуют.
«1 ноября 1755 г. цунами Лиссабонского
землетрясения достигло города около 10 час. утра
через 20 мин. после первого толчка. На португальском побережье (не в Лиссабоне – авт.) его высота
во многих местах возросла до 20 футов, а кое-где
до 50 футов (до 6 и 15 метров соответственно –
авт.)» (Рихтер, 1963, c. 112). Ясно, где цунами
имело такую большую высоту и гигантскую кинетическую энергию - в португальском порту Фару
(Faro), в испанском атлантическом порту Кадиксе
(Cadaz) и в Гиблартаре (Неймар, 1899, с. 314;
Никонов, 2005, c. 25; Португалия, 2006а, c. 257),
расположенных соответственно в 230, 350 и 450
км к юго-востоку от Лиссабона. Известно, волна
прошла весь Атлантический океан и достигла
берегов Америки (Неймар, 1899, c. 318).
Один из важных аргументов в пользу нашей
точки зрения о завышенном цунами в Лиссабоне
заключается в следующем. Согласно данным
обстоятельной работы (Никонов, 2005, c. 24),
материальные потери в г. Лиссабоне после землетрясения 1755 г. составили, даже по современным
меркам, поистине фантастическую сумму – более
млрд. франков золотом. Но в этой сумме никак не
отражены и не выделены потери, связанные с
гибелью кораблей, не говоря уже о флоте в целом:
800 млн. – драгоценности, 114 млн. – разрушение
строений и 100 – потери казны и частных лиц от
гибели и повреждений интерьеров, имущества. Как
видим, если и пострадали корабли, то, очевидно,
в незначительном количестве.
Кафедральный собор в Лиссабоне, расположенный практически на берегу, на удалении от
него не более 1 км, при катастрофе совершенно не
пострадал и, тем самым, сохранил многие и
многие жизни всех людей, находящихся в соборе
(Португалия, 2006а, c. 77)! Отметим, что, со слов
гида, были повреждены только входные ворота,
которые при службах всегда открыты. И собор не
просто не пострадал, после первого сильного толчка
- в нем была возобновлена служба. В случае же
большого цунами, и жертвы в соборе были бы
неизбежны в результате его затопления, да и сам
собор должен был бы в результате подмыва, как
минимум, просесть хотя бы на один из своих
углов.
И, наконец, Лиссабон расположен в 17 км
от Атлантического океана на правом берегу р. Тежу,
ширина которой в районе города составляет также
около 17 км, тем самым, образуя обширную
просторную бухту, значительно более широкую,
чем, например, Авачинская бухта, на берегу
которой расположен г. Петропавловск-Камчатский.
Значительного по высоте цунами в Лиссабоне от
очага, расположенного в океане, просто не могло
быть: из очевидных соображений следует, что
высокая волна, не разрушившись, не может зайти
в бухту ввиду достаточно узкого устья реки. Для
геофизика, видевшего как расположение Лиссабона, так и конфигурацию бухты своими глазами,
это совершенно очевидно! Например, при Большом
Камчатском 4.11.1952 М S = 8,5, M W = 9,0
землетрясении при высоте цунами в океане в
акватории Авачинского залива до 10 м и более,
высота волны в бухте была не более 1-2 м
(Соловьев, 1978, с. 74-77). Она не обладала большой
кинетической энергией и имела характер медленной волны - подтопления (Викулин и др., 1997).
Приведенные нами выше данные очевидцев
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
77
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВИКУЛИН И ДР.
Рис. 2. Сейсмичность западного окончания субширотного альпийского тектонического пояса, простирающегося на 1600 между Тихим и Атлантическим океанами, по данным мирового каталога за 2000
до н.э. – 2007 гг. (Викулин и др., 2007). Нанесены эпицентры всех (N = 83) известных землетрясений до
XIX в. включительно и с МS > 6 инструментального периода наблюдений в XX – XXI вв. Эпицентры
землетрясений с МS ³ 8 изображены большими кружками. Выделена часть пояса, определяющая, в
основном, сейсмичность Португалии.
подтверждают, что именно такие, и по характеру,
и по высоте волны наблюдались и в лиссабонской
бухте в ноябре 1755 г.
Таким образом, по нашему мнению, несомненно, имело место совпадение во времени двух
явлений: второй сильный толчок и приход первой
достаточно малой по амплитуде и медленной волны.
Данные о гигантском шестиметровом цунами
(Клячко, 1999, c. 19) или первой волне высотой
12-15 м через 20 мин. после первого толчка
(Никонов, 2005, c. 24), которые были результатом
подвижки морского дна в момент первого толчка,
являются явно преувеличенными.
Относительно механизма образования, как
первой, так и последующих волн, приходивших
на побережье лиссабонской бухты, нет единого
мнения. С одной стороны, очаг землетрясения
1755 г., вне всякого сомнения, генерировал мощнейшее цунами. И приведенные выше данные убедительно продемонстрировали это. С другой
стороны, согласно (Никонов, 2005, c. 24-25),
«безусловно, речь идет о крупном оползне прибрежного участка во время второго толчка». Все
эти данные не дают ответа на вопрос о природе
волн, наблюдавшихся в лиссабонской бухте в 1755
г. и на вопрос: опустилась или поднялась городская
набережная при землетрясении? Гид на прямой
вопрос одного из авторов статьи о направлении
движения набережной при катастрофе дал четкий
ответ: берег при землетрясении поднялся.
И, тем не менее, можно заметить следующее.
Гипотеза А.А. Никонова о возникновении цунами
внутри бухты в результате обвала одного из ее
подводных склонов (Никонов, 2005, с. 25) не
бессмысленна и требует проверки. Такая гипотеза,
например, имеет место для ПетропавловскаКамчатского, вблизи которого на крутых берегах
Авачинской бухты на высоте 10 м найдены
78
останки, интерпретируемые И.В. Мелекесцевым
(устное сообщение) именно как следы цунами.
ПРОЦЕССЫ В ОЧАГЕ ЛИССАБОНСКОГО
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ
Сейсмичность Португалии. Землетрясение
1.11.1755 г. было не единственным в регионе. В
научной литературе содержатся сведения о
нескольких таких событиях: сильном в 1356 г.,
разрушительном в 1531 г. и об одном толчке в
1722 г. (всего толчков, ощущавшихся в течение
пяти лет перед землетрясением 1755 г., согласно,
(Клячко, 1999, c. 17-18), произошло шесть).
Землетрясения происходили, происходят, и будут
происходить, и на Азорских о-вах, расположенных
к западу от Португалии, и в соседней Испании.
На рис. 2 нанесены эпицентры всех сильных
землетрясений, происшедших в XII-ХXI вв.,
,
, данные о
которых содержатся в мировом каталоге. Видно,
что совокупность эпицентров землетрясений, в
основном, определяющих сейсмичность Португалии (прямоугольный выделенный участок),
является составной частью всего субширотного
альпийского тектонического пояса, протягивающегося через Индонезию, Тибет, Среднюю
Азию, Кавказ, Турцию, Средиземное море к
Азорским островам. Выделенный на рис. 2 район,
«ответственный» за сейсмичность Португалии, как
показано на схеме, представленной на рис. 3,
связан с тектонической структурой, протягивающейся в северо-восточном направлении от
архипелага Мадейра в сторону Лиссабона. Данные
о землетрясениях этого района приведены в
таблице.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НОВЫЕ ДАННЫЕ О ЛИССАБОНСКОМ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИИ
Рис. 3. Сейсмичность Португалии по данным за XII-XXI вв. (а), до катастрофы 1755 г. (б) и во время катастрофы
и в последующие периоды (в). Тектонические разломы и батиметрия по (Никонов, 2005). Кружки большого и
малого диаметра отражают положение эпицентров землетрясений с МS ³ 8 и с 6 < MS < 8. Заштрихованная
область обозначает положение сейсмической бреши (б) и очага Лиссабонского землетрясения 1755 г. (в).
Цифры соответствуют номерам землетрясений в таблице.
Положение очага Лиссабонского 1755 г. землетрясения. Форшоки. Всего в пределах португальской структуры в течение последних девяти
веков произошло 17 сильных (ощущавшихся населением) землетрясений: первое в 1151 г. (№ 1,
табл.) в месте, в которое примерно через 100 лет
«переедет» столица Португалии (Португалия, 2006
б, c. 22), и пока последнее в феврале 2007 г. (№ 17,
табл.). Эпицентры всех землетрясений в совокупности представлены на рис. 3а, батиметрия и
положение тектонических разломов на котором
позаимствованы из (Никонов, 2005). Видно, что
сильные землетрясения вблизи Португалии происходят в пределах тектонической структуры, на
суше продолжающейся системой разломов северовосточного простирания, в море прослеживающейся до архипелага Мадейра, тем самым, примерно под прямым углом пересекая Азоро-Гиблартарский разлом. На рис. 3б представлены эпицентры
землетрясений, произошедших в районе до Лисса-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
79
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВИКУЛИН И ДР.
Таблица. Параметры определяющих сейсмичность Португалии сильных землетрясений XII-XXI вв.,
позаимствованные из мирового каталога, составленного на основе списков землетрясений в ISC, NEIC и
CEC (Викулин и др., 2007).
!
#
$
(
&
%
'
#
##
#
#
#
#$
#(
#&
##$#
#
#
# $(
#$ #
#$$#
#$%&
#$'&
#&
#&$$
#&$$
#&$$
#%$%
#%$%
#' '
#'('
&
#
%
#
#
##
&
#
##
##
##
##
##
'
(
%
%
&
#
#
#
##
##
'
#
##
&
&
#&
$
#(
#(
#$
#
$
%
#
бонской катастрофы в 1151 – 1722 гг. (№№ 1-9,
табл.), и на рис. 3в – во время катастрофы в 1755 г.
(№№ 10-12) и после нее до 2007 г. включительно
(№№ 13-17).
Как можно видеть из данных, представленных
на рис. 3б, эпицентры землетрясений в 1151 –
1722 гг. оконтурили «пустую» (заштрихованную)
зону, протяженность которой составила 300-350 км.
Такие «пустые» зоны – зоны сейсмического затишья, оконтуренные областью с высокой сейсмичностью, К. Моги назвал сейсмическими брешами
первого рода (Моги, 1988). При этом имела место
следующая закономерность в распределении
«краевой» сейсмичности: толчки по очереди происходили на противоположных краях сейсмической бреши. Действительно, толчки 1151, 1344,
1531-1551-1597 гг. (соответственно, №№ 1, 3, 56-8, табл.) происходили на северо-восточном краю
бреши, а толчки 1320 и 1356 гг. (соответственно,
№ 2 и 4, табл.) – на ее юго-западном краю.
Эффект чередования краевой сейсмичности отмечен в очагах многих сильнейших землетрясений
планеты (Викулин, 2003; Лобковский, 1988). Как
видим, очаг Лиссабонского землетрясения 1 ноября
1755 г. с магнитудой М S = 8.4 – 8.9 (M W » 9)
располагался в таком месте, которое сейсмотектоническим процессом «готовилось» в течение, как
минимум, пяти веков.
Следует отметить, что анализ имеющихся
данных, выполненный через четверть века, по80
%&
(
%
(
%
%
&#
%
&
(
&
%
%
%$
%'
(
$%
'#
# &
'
# &
'#
'#
%
'
&(
##
#
'
'
%%
%%
# (
#
"
%
#
%'
((
%
(
зволил сделать вывод о существовании предвестникового сейсмического затишья в течение нескольких лет перед Лиссабонской катастрофой
(Никонов, 2005, c. 27).
Наиболее сильные из предварявших катастрофу 1755 г. толчков, отмечены в 1356 г. (№ 4,
табл.) и в 1531 г. (№ 5.). Они в Лиссабоне
сопровождались соответственно сильными колебаниями и разрушениями (Клячко, 1999, с. 17-18;
Португалия, 2006а, c. 77). Это позволяет принять,
что место очага будущей катастрофы было
«обозначено» уже за 250 лет до того, как она случилась. Последний сильный форшок, сопровождавшийся наиболее сильными ощутимыми колебаниями в г. Фару, произошел в 1722 г. (Португалия,
2006а, c. 257) на восточном краю области сейсмического затишья (№ 9, табл.) за 33 года до катастрофы.
Миграция афтершоков. Развитие сейсмического процесса в очаге Лиссабонского землетрясения отчетливо прослеживается расположением
в пространстве и во времени его афтершоков в
1755 г. и толчков в последующие годы (рис. 3в).
Видно, что в течение длительного времени в северовосточном направлении происходила миграция
эпицентров землетрясений. Процесс миграции
проявился сразу же после главного толчка (№ 10,
табл.) его афтершоками в 1755 г. (№№ 11-12) и
продолжился последующими толчками в 1858
(№№ 13, 14) и 1909 (№ 15) гг.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НОВЫЕ ДАННЫЕ О ЛИССАБОНСКОМ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИИ
Скорость миграции афтершоков в 1755 г., по
порядку величины, достигает большой величины
V » 0.1 км/сек, что, в соответствии с установленной в (Викулин, 2003, Викулин и др., 2007) зависимостью V(М), позволяет оценить их магнитуду:
МS = 7.5 – 8.0. Миграция афтершоков является
характерной особенностью сейсмического процесса, отражающей направление его развития в
очагах сильнейших землетрясений и их размеры
(Викулин, 2003, 2006). Например, многочисленные
афтершоки с магнитудами 7.5 £ М S £ 8.3,
инструментально зарегистрированные после
Чилийского 22.5.1960 МW = 9.5 землетрясения,
мигрировали вдоль сейсмического пояса и
определили, тем самым, и положение и размеры
очага главного толчка (Duda, 1963).
На миграцию афтершоков в сторону Лиссабона указывают также и многочисленные данные
о сильных моретрясениях («людей на палубе
подбрасывало», «палуба сильно пострадала»
(Никонов, 2005, c. 26)), которые могли происходить только в случае нахождения кораблей непосредственно над образовавшимся разрывом. При
эпицентре главного толчка, расположенного от
Лиссабона на удалении 300-350 км, такой силы
моретрясенния ощущались на кораблях, находившихся от столицы на расстояниях от 220-280 км
(Никонов, 2005, c. 26), до 100 км (Неймар, 1899, c. 314).
На основании этих данных можно принять,
что очаг Лиссабонского МS = 8.4-8.9 землетрясения располагался в пределах заштрихованной
области, «обозначенной» его двумя афтершоками
(№№ 11, 12, табл.), и его протяженность составила 300-350 км (рис. 3в). Как видим, столица
Португалии, ее окрестности и примыкающее к
ней западное атлантическое побережье, по сути,
оказались расположенными в пределах краевой
зоны очаговой области, что и объясняет в этом
районе высокую интенсивность колебаний и, как
следствие, большие разрушения от сотрясений.
Большая продолжительность колебаний (до 8
минут), отмеченная при первом и втором толчках,
является следствием масштабности процесса.
Например, сильнейшие камчатские землетрясения
17.10.1737 г. и 4.11.1952 г. с МW » 9 ощущались в
виде трех интенсивных волн, продолжительностью
до 5 мин. каждая. Для землетрясений Европы такая
большая продолжительность интенсивных колебаний при землетрясении является не характерной.
Об источнике цунами. Направление распространения разрыва при катастрофе 1755 г. в северовосточном направлении объясняет имеющие место
особенности распределения высот цунами: его
малую интенсивность в направлении Лиссабона
и, наоборот, высокую интенсивность в перпендикулярном направлении – как в направлении
атлантического испанского побережья, так и в
сторону Америки. Эти данные показывают, что
причины цунами в лиссабонской бухте в ноябре
1755 г., в соответствии с гипотезой А.А. Никонова
(2005), следует связать именно с подводными
обвалами в пределах ее акватории.
Нарисованная нами схема процессов в очаге
Лиссабонского землетрясения, в принципе, отличается от схемы, построенной в работе (Никонов,
2005), в которой основные движения в очаге были
связаны с движениями вдоль Азоро-гиблартарского разлома. Для уточнения сейсмического
сценария возможной будущей катастрофы в районе
Лиссабона, очевидно, требуется проведение целого
комплекса дополнительных исследований.
О ПЕРИОДЕ ПОВТОРЕНИЯ КАТАСТРОФ
В РАЙОНЕ ЛИССАБОНА
В туристических справочниках содержатся
данные о землетрясении, неизвестного мировым
каталогам и спискам землетрясений. В (Португалия,
2006а, c. 159): «В V в. на южном берегу р. Саду
римляне основали рыбацкое поселение Цетобрига
- совр. Троя. В 412 г. его разрушило землетрясение.
Спустя 1000 лет здесь находилась королевская
резиденция, исчезнувшая во время катастрофы
1755 г.». Данные об этом землетрясении могут иметь
принципиальное значение при количественной
оценке величины сейсмической опасности.
Землетрясения, происходящие в районе
Лиссабона, как уже отмечалось выше, относятся
к западному окончанию субширотного альпийского сейсмического пояса. В пределах только
«средиземноморского» сегмента этого пояса
произошло большое количество катастроф. Из них
«наибольшую известность» получили землетрясение 536 г., в Сирии и Малай Азии (120 тыс.
погибших), Сицилийское землетрясение 1693 г. (60
тыс. человек), Лиссабонская катастрофа (Неймар,
1899, c. 324) и землетрясение в итальянском
г. Мессина в 1908 г. (120 тыс. человек).
Для кавказского сегмента этого пояса ранее
была получена оценка повторяемости сильнейших
в одном месте землетрясений, которая оказалась
близкой одному событию в 1000±700 лет (Викулин, 1992). Отметим, что именно такой силы
землетрясения и привели к переносу столицы
Армении из Ани сначала в Двин, а затем и в
Ереван (Никонов, 1989). Но, к счастью, этого не
произошло с Лиссабоном – нашелся человек
Себастьян-Жозе ди Карвалью, маркиз и министр
Помбал (1699-1782), который в той непростой
ситуации не только посмел перечить португальскому королю, но и в короткий срок восстановить столицу (Никонов, 2005; Португалия,
2006а, c. 63-64, 83; Португалия, 2006б, c. 22-23)!
Это - феномен не только в португальской
(Никонов, 2005), но и в мировой практике.
Примерно такая же по величине оценка по-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
81
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВИКУЛИН И ДР.
вторяемости сильнейших землетрясений следует
и из макросейсмических данных для центральной
части Альпийского сейсмического пояса: «21.07.365
г. землетрясение в Александрии унесло 50 тыс.
жизней и частично разрушило Фароссийский маяк, причислявшийся к семи чудесам света. Этот
маяк был построен в III в. до н.э. имел 180 м
высоты и представлял собою гигантскую мраморную башню, на вершине которой постоянно поддерживался огонь. Впоследствии маяк сильно пострадал от землетрясения 400 г. и был окончательно
«добит» землетрясением 1375 г. (т.е. через примерно
1000 лет – авт.). От него осталось только название
– фары» (Вокруг света, 2005).
Приведенные данные позволяют предположить, что величина повторяемости сейсмических
катастроф в одном месте в пределах всего западного сектора субширотного тактонического пояса
составляет примерно одно событие в 1000 лет. К
этим данным можно добавить, что характерные
сейсмические периоды
с близкой продолжительностью выявлены при анализе каталогов
землетрясений Китая
лет, Кавказа
%
'$
лет и Японии
#
лет
(Викулин, 2003).
Для подтверждения гипотезы о характерном
периоде повторения сильнейших катастроф в
пределах Альпийского пояса, к западному окончанию которого относится Португалия, требуется
проведения дальнейших исследований.
Приведенные на рис. 3в данные, показывают,
что сейсмотектонический процесс разрядки накопленных напряжений в очаге Лиссабонского
землетрясения, начавшийся 1 ноября 1755 г. около
10 час. утра, продолжался миграционной цепочкой
землетрясений в северо-восточном направлении в
течение более 150 лет вплоть до начала ХХ в. –
землетрясения 23 апреля 1909 г. (№ 15, табл.).
Последние сильные землетрясения в португальском районе произошли в конце XX – начале
XXI вв. – землетрясения 1969 и 2007 гг. (№№ 16,
17, табл.). Предпоследнее из этих двух событий
имело большую для района магнитуду МS=8 и оно
считается уменьшенным аналогом Лиссабонского
землетрясения 1.11.1755 г. (Никонов, 2005, c. 28).
По-видимому, можно принять, что подготовка
следующей катастрофы в португальском районе,
которую, как показали приведенные выше
данные, можно ожидать в 1755 + 1000 = 2755±700
году - началась.
ОБ ИСТОЧНИКАХ ПОЖАРА В ЛИССАБОНЕ
И РАДИОАКТИВНОСТИ ПОЧВЫ
Не выясненным остается вопрос о причинах
быстрого и интенсивного, начавшегося во многих
местах, по-видимому, практически одновременно,
82
возгорания большого по протяженности города, в
результате пожара выгоревшего дотла. Действительно, согласно (Клячко, 1999, c. 17):
«А. Гумбольдт в своем «Космосе» более 100 лет
спустя утверждал «со слов очевидцев», что столб
огня и дыма вырвался из появившейся в скале
Алвидрас, что на краю города, трещины. Более
поздний и очень серьезный исследователь этого
землетрясения сейсмолог Франсишку Луидж
Перейра де Соуза (известный сейсмолог Португалии
(Никонов, 2005)) приписывал пожар «радиоактивности почвы». Попытки людей остановить пожар
оказались неудачными». Пожар «свирепствовал» в
течении 5 суток, «развалины тлели еще столько
же». В результате - выгорел весь город (Неймар,
1899, c. 313-314; 17; Никонов, 2005, c. 25).
В работе (Клячко, 1999) данные о причинах
пожара и радиоактивности почвы оцениваются как
слухи.
Пожар, как одна из основных причин нанесенного землетрясением ущерба, как уже цитировалось выше, рассматривается всеми очевидцами
(Клячко, 1999; Неймар, 1899) и исследователями
(Болт, 1981; Гир, Шах, 1988; Клячко, 1999;
Неймар, 1899; Рихтер, 1963). В свете полученных
в работе данных и результатов обследования
очаговых областей последних катастрофических
землетрясений предположения А. Гумбольдта и Ф.
Л. Перейра де Соуза, фантастические, на первый
взгляд, тем не менее, находят вполне разумное
объяснение. Отметим, что не доверять выводам
Ф.Л. Перейра де Соузу, собравшему и проанализировавшему все известные данные о Лиссабонской
катастрофе и издавшему их в капитальном труде
(Никонов, 2005) нет оснований.
Согласно данным, представленным в (Войтов,
Попов, 1989), состояние проблемы состоит в
следующем.
Подземные водогазоносные системы, несмотря
на их кажущуюся региональную изолированность,
представляют собою единое целое. Следовательно,
возникающее в очаге землетрясения в ходе
деформации пород трещины, сколы, разрывы
неизбежно распространяются на всю систему.
Достигнув поверхности Земли, они проявятся в
изменении химического состава вод и газов,
интенсивности источников глубинных минеральных вод. Это означает, что геохимические и
гидродинамические признаки (а такие признаки
были установлены и для Лиссабонского землетрясения (Никонов, 2005)) могут являться важной
характеристикой происшедшей катастрофы.
Впервые связь между землетрясениями и
нарушениями в «работе» глубинных источников
еще в 1912 г. отметил основоположник русской
сейсмологии Б.Б. Голицын. Тогда же он предсказал
неизбежные газовые аномалии и изменения
химического состава вод в источниках, связанных
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НОВЫЕ ДАННЫЕ О ЛИССАБОНСКОМ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИИ
с землетрясениями (Голицын, 1960). В.И. Вернадский примерно в то же время, размышляя о
газовом обмене земной коры, сформулировал
представления о газовых струях, существующих
в геодинамически активных областях и несущих
к поверхности Земли и в атмосферу газы из
глубин (Вернадский, 1991). Одним из доказательств
этого предположения является радиоактивность
приземного слоя атмосферы.
Существенные изменения концентрации газов отмечены в очагах многих сильных землетрясений. При этом в очагах ряда сильных Газлийских
землетрясений в составе газа регулярно регистрировался водород, концентрация которого заметно
увеличивалась сразу после сейсмических ударов.
Зафиксирован и другой эффект – регистрация
- распада короткоживущих продуктов распада
радона в зоне глубинного Северо-Ферганского
тектонического разлома. Установлено, что радон
мог быть вынесен с глубины только потоком
других газов.
Выявлено содержание радия в воде одной из
скважин в зоне Предкопетдагского сейсмогенного
разлома.
Согласно (Ташкентское…, 1971, c. 188-198), в
очагах Ташкентского землетрясения и его афтершоков также наблюдалось заметное увеличение
концентрации радона, которое, как оказалось,
коррелирует с изотопным отношением урана
(U234/U238) в минеральных водах.
Как мы отмечали выше, Лиссабон располагался в пределах очаговой области землетрясения
1755 г. и на его территории при землетрясении
образовалось большое количество трещин, в том
числе и достаточно глубокие. По образовавшимся
трещинам из недр земли в достаточно большом
количестве мог поступать горючий газ (например,
водород), что и может объяснить как появление
многочисленных очагов возгорания, так и невозможности их тушения и, как следствие, к выгоранию города дотла. Выходящий из недр газ, как
показали приведенные данные, мог «тащить» с
собой и радиоактивные элементы, которые «осели»
в породе и которые через 100 лет после землетрясения мог обнаружить Ф.Л. Перейра де Соуз.
Анализу взаимосвязи между землетрясениями
и возникающими в результате них пожаров
посвящен раздел «Землетрясения и огонь» в работе
(Клячко, 1999, с. 57-58). В соответствии с
приведенными там данными, пожары, в результате
которых были нанесены самые большие ущербы,
сопровождали два сильнейших землетрясения.
Первое - землетрясение 1906 г. в Сан-Франциско,
в результате которого за три дня выгорел 521 квартал города площадью 12 км 2 (Клячко, 1999,
сс. 21, 57). Вторым таким «выдающимся» событием
является землетрясение Канто, в результате которого 1-3 сентября 1923 г. выгорело 40% террито-
рии японской столицы Токио и 80% территории
(18 км 2) расположенного рядом г. Иокогамы
(Клячко, 1999, с. 23-24). Эти и другие, отмеченные
в (Клячко, 1999, с. 57-58) случаи гигантских
пожаров, возникших в результате землетрясений,
происходили в результате разрывов газопроводов,
что в случае каждого пожара и приводило и к
одновременному возникновению большого
(многие десятки и сотни) количества очагов возгорания и, как следствие, к большим трудностям
при их тушении. Приведенные данные подтверждают предложенную нами гипотезу о выделении
из недр Земли по многочисленным образовавшимся (вскрывшимся) в результате землетрясения
разломам горючего газа, что и обеспечило и одновременность возникновения многочисленных
источников пожара по всему Лиссабону и его продолжительность.
Нарисованная картина, в рамках которой
объясняются возможные причины длительного
площадного пожара в Лиссабоне, подтверждается
полученными в последнее время многочисленными данными о существовании большого количества гео-гидро-химических предвестников
Лиссабонской катастрофы. Действительно, в ряде
населенных пунктов «задним числом» выявлены
предвестниковые изменения температуры изливающихся вод, дебита колодцев, химического состава воды (появление у нее неприятного запаха)
и др. (Никонов, 2005, c. 27). Некоторые из этих
явлений были отмечены и во время катастрофы 1
ноября 1755 г. (Неймар, 1899, c. 320).
ПОВОРОТЫ КАФЕДРАЛЬНОГО СОБОРА
В САЛАМАНКЕ
Новый и Старый Кафедральные Соборы
Саламанки, находясь рядом друг с другом, дают
представление о самых разных архитектурных
стилях - от позднего романского (XII-XIII веков),
в старом, до готическо-ренессанского, в новом,
строительство которого, начавшись в 1513 г.,
продолжалось более двух веков (Испания, 2007).
Новый собор демонстрирует великолепно
исполненное каменное кружево фасада и карнизы
филигранной работы. В течение многих веков
существования Нового Собора на его фасаде из
более чем ста фигурок отвалились и разбились
только несколько из них. И на это обратили
внимание сразу после землетрясения, случившегося
1 ноября 1755 г., что, несомненно, свидетельствует
в пользу утверждения: результатом откола фигурок является именно сейсмический толчок.
Больше никаких внешних нарушений на фасаде,
других стенах и башнях Нового Собора в результате
землетрясения не возникло.
Внутри Нового Собора также создается ощущение полного душевного спокойствия и близости
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
83
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВИКУЛИН И ДР.
чего-то возвышенного, что, среди прочего, достигается «мягкостью» света, проникающего через
многочисленные великолепные витражи, которые
при землетрясении совершенно не пострадали.
Однако по обоим торцам фасадной стены изнутри
Собора отчетливо видны трещины, протягивающиеся от верхней части стены вниз на более чем
10 метров (!), что позволяет визуально оценить
ширину трещин, составляющую при высоте стены
около 30 метров как минимум несколько сантиметров, возможно, до 10 см и более.
Приведенные данные позволяют охарактеризовать интенсивность колебаний в Саламанке
при землетрясении 1755 г. как VII-VIII балльные
по XII балльной шкале.
В то же время, согласно карты сейсмического
районирования, Саламанка оказывается расположенной в пределах VI балльной зоны колебаний
(Никонов, 2005, c. 28). Выше уже отмечалось, что
карта сейсмического районирования сотрясений,
вызванных Лиссабонским землетрясением 1755 г.,
составлена с учетом большого количества фактического макросейсмического материала и является
достаточно «точным» документом. Поэтому
значительное расхождение между нашей оценкой
и данными детального макросейсмического обследования сразу после землетрясения, следует искать
в некой «нестандартной» причине.
Такие значительные по величине (ширина трещин), масштабные (длина трещин) и несквозные
нарушения торцов фасадной стены Нового Собора,
на наш взгляд, разумным образом и достаточно
просто можно объяснить только одной причиной.
А именно – волны, возникшие в результате Лиссабонского землетрясения, в районе Саламанки
имели в большей степени «крутильную» поляризацию, нежели сдвиговую, что и привело к повороту
сначала в одну сторону, потом в другую всего
Нового Собора относительно его фасада. Такой
поляризацией волн, очевидно, легко можно объяснить и смещение с наклоном возведенной в 1163
г. башни Петуха Старого Собора, что можно увидеть на великолепном снимке в (Панченко, Семашко, 2006, c. 116). Именно поворотные колебания в совокупности с интенсивными вертикальными толчками могли привести к повреждению
ворот Кафедрального собора в Лиссабоне при
землетрясении.
Макросейсмические эффекты, связанные с
крутильными колебаниями, были выявлены после
многих землетрясений, происшедших как в «старые» времена, так и совсем недавно (Аносов и
др., 2004). И до настоящего времени существующие
нормативные документы не предусматривают
возможный учет крутильных колебаний при
оценке макросейсмических последствий землетрясений (Дроздюк, 2004).
84
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В работе приведены новые данные о Лиссабонском 1.11.1755 г. землетрясении.
1. Показано, что данные о высоте цунами в
лиссабонской бухте при катастрофе 1755 г., достигающие 6-15 м, являются завышенными. Незначительное по высоте (1-2 м) цунами, несомненно,
имевшее место, скорее всего, было вызвано подводными обвалами, происшедшими в пределах акватории бухты. Необходимо проведение дополнительных исследований с целью уточнения возможного сценария цунами в Лиссабоне при последующих землетрясениях.
2. Приведенные данные позволили сформулировать вывод о существовании сейсмической бреши
и чередовании «краевых» форшоков в месте расположения очага будущей катастрофы и миграции
афтершоков в 1755 г., что позволило уточнить
положение очага Лиссабонского землетрясения и
его размеры.
3. Приведены и проанализированы новые
данные о повторяемости катастроф типа Лиссабонской 1755 г. в пределах западного окончания альпийского сейсмотектонического пояса планеты.
Сформулировано предположение о значении возможного периода повторения таких катастроф в
регионе, равного одному событию в 1000 лет.
4. С учетом последних данных, полученных в
очаговых областях сильнейших землетрясений,
высказано предположение, что возможной причиной длительного площадного пожара в Лиссабоне
и выгорания его дотла, является поступление
горючих газов из земных недр через множество
образовавшихся при землетрясении разломов.
5. На примере Кафедрального собора в Саламанке сделан вывод о том, что одной из возможных причин повреждений зданий и сооружений
при Лиссабонском землетрясении могли являться
и крутильные колебания.
Полученные новые данные, несомненно, могут
оказаться полезными как при составлении
сценария возможных будущих катастрофических
землетрясений в регионе, так и при выработке
мер по уменьшению ущерба от них.
Конечно, история изобилует большим количеством совпадений. Большинство из них впоследствии получают свое объяснение. Некоторые,
например, «одновременное» существование двух
мощнейших научных центров в Древних ГрецииРиме и Китае (Диоген, 1979; Исаков, 2004) –
еще на долгое время останется загадочным. К числу
таких знаменитых и пока неразгаданных совпадений, требующих в дальнейшем своего объяснения, относятся и происшедшие в 1755 г. следующие
поистине великие для науки события.
Во-первых, учреждение 12 января Московского университета. Во-вторых, опубликование
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НОВЫЕ ДАННЫЕ О ЛИССАБОНСКОМ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИИ
Э. Кантом космогонической гипотезы. В-третьих,
опубликование С.П. Крашенинниковым (1755)
своей главной книги о Камчатке, содержащей,
среди прочего, в том числе и научное описание
самого мощного за последние несколько столетий
камчатского землетрясения 17.10.1737 г. с MW = 9.
И, в-четвертых - Лиссабонское землетрясение
1 ноября.
Авторы признательны В.А. Широкову за
конструктивное обсуждение всех вопросов,
затронутых в статье.
Список литературы
Àносов Г.И., Константинова Т.Г., Делемень И.Ф.
Некоторые сведения о крутильных деформациях при землетрясениях в связи с развитием
методов сейсмического микрорайонирования
и усиления зданий // Вихри в геологических
процессах. Петропавловск-Камчатский: ИВГиГ
ДВО РАН, 2004. С. 246-252.
Болт Б. Землетрясения. Общедоступный очерк. М.:
Мир, 1981. 256 с.
Вернадский В.И. Научная мысль как планетное
явление. М.: Наука, 1991. 271 с.
Викулин А.В. О понятии и величине сейсмического
риска // Вычислительные технологии. 1992. Т. 1.
№ 3. С. 118-123.
Викулин А.В. Физика волнового сейсмического
процесса. Петропавловск-Камчатский: ОМСП
ГС РАН, 2003. 150 с.
Викулин А.В. Волновая природа ротационного
упругого поля литосферы // Геодинамика и
напряженное состояние недр Земли. Труды
международной научной конференции. 10-13
окт. 2005. Новосибирск: ИГД СО РАН, 2006.
С. 401-419.
Викулин А.В., Водинчар Г.М., Мелекесцев И.В. и др.
Моделирование геодинамических процессов
окраины Тихого океана // Солнечно-земные
связи и предвестники землетрясений. Сборник
докладов IV международной конференции.
14-17 авг. 2007. с. Паратунка Камчатской обл.
Петропавловск-Камчатский: ИКИРР ДВО
РАН, 2007. С. 275-280.
Викулин А.В., Дроздюк В.Н., Семенец Н.В. Широков
В.А. К землетрясению без риска. ПетропавловскКамчаткий: «СЭТО-СТ», 1997. 120 с.
Войтов Г.И., Попов Е.А. Геохимический прогноз
землетрясений // Природа. Землетрясения –
уроки и проблемы. 1989. № 12. С. 60-64.
Вокруг Света. 2005. № 7 (2778). С. 42.
Гир. Дж., Шах Х. Зыбкая твердь. Что такое
землетрясение и как к нему подготовиться. М.:
Мир, 1988. 220 с.
Голицын Б.Б. Избранные труды. Т. 2. Сейсмология.
М.: Изд-во Академии наук СССР, 1960. 490 с.
Диоген Лаэртский. О жизни, учениях и изобретениях знаменитых философоф. М.: Мысль,
1979. 622 с.
Дроздюк В.Н. Кручение зданий при землетрясениях // Вихри в геологических процессах.
Петропавловск-Камчатский: ИВГиГ ДВО
РАН, 2004. С. 257-259.
Исаков А. Пионеры цивилизации. ПетропавловскКамчатский: «Новая Книга», 2004. 232 с.
Испания. Путеводитель. М.: «Авангард», 2007. 240 с.
Клячко М.А. Землетрясение и мы. СПб: РИФ
«Интеграф», 1999. 233 с.
Крашенинников С.П. Описание земли Камчатки. Т. 2.
СПб: Академия наук, 1755. 438 с.
Лобковский Л.И. Геодинамика зон спрединга,
субдукции и двухярусная тектоника плит //
М.: Наука, 1988. 251 с.
Ломоносов М.В. Слово о рождении металлов от
трясения земли // М.В. Ломоносов. Избранные
произведения в двух томах. Т. 1. Естественные
науки и философия. М.: Наука, 1986. С. 344360.
Моги К. Предсказание землетрясений. М.: Мир, 1988.
384 с.
Неймар М. История Земли. Т. 1. Общая геология.
СПб: Изд-во Книгоиздательского Товарищества «Просвещение», 1899. 761 с.
Никонов А.А. Земля землетрясений // Природа. 1989.
№ 12. С. 39-46.
Никонов А.А. «Ужасное потрясение» Европы.
Лиссабонское землетрясение 1 ноября 1755 г.
// Природа. 2005. № 11. С. 21-29.
Панченко Н., Семашко А. Саламанка – городуниверситет // Вокруг Света. 2006. № 2 (2785).
С. 114-129.
Португалия. М.: «Вокруг Света», 2006а. 292 с.
Португалия. М.: «Аякс-Пресс», 2006б. 96 с.
Рихтер Ч. Элементарная сейсмология. М.: Изд-во
Иностранной литературы, 1963. 670 с.
Соловьев С.Л. Основные данные о цунами на
тихоокеанском побережье СССР, 1737-1976 гг.
// Изучение цунами в открытом океане. М.:
Наука, 1978. С. 61-136.
Ташкентское землетрясение 26 апреля 1966 г.
Ташкент: «Фан», 1971. 672 с.
Duda S.J. Strain release in the Circum-Pacific belt,
Chile 1960 // J. Geophys. Res. 1963. V. 68.
P. 5531-5544.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
85
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВИКУЛИН И ДР.
NEW LISBOA 1.11.1755 EARTHQAKE DATA
A.V. Vikulin1,2,3, S.A. Vikulina4, L. Artigas5
1
Institute of Volcanology & Seismology of FED RAS, Russia, vik@kscnet.ru
2
Kamchatka State Technical University, Russia
3
Kamchatka State University, Russia
4
Kamchatka Branch, Geophysical Service RAS, Russia
5
Natalie Tours, Barcelona
Analysis of tsunami and of macroseismic data of Lisboa 1.11.1755, M=8.4-8.9 earthquake is made. It is
showed the height of 1755 tsunami in Lisboa Bay is overstated strongly. The location and the measurement
of general foci are assessed. It is showed the movements in foci of Lisboa earthquake taken place along of
north-eastwards system ruptures. Lisboa and its outskirts and westerly Atlantic coast of Portugal was
located on periphery of 1755 earthquake’ foci. The high amplitude of the ground surface oscillations and
big damage are explained of such foci location. New data on repeatability of strongest earthquakes over
the range western Alpine tectonic brunch are cited. It is showed the long-lasting (five days!) Lisboa fire
was related with the gas coming from the Earth by means of system ruptures.
86
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
УДК 581.9 (571.63): 582.542.1
СТРУКТУРА РАСТИТЕЛЬНОСТИ ТЕРМАЛЬНОГО ПОЛЯ КАК ОТРАЖЕНИЕ
ПРОСТРАНСТВЕННОЙ СТРУКТУРЫ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ ПРОЦЕССОВ
(НА ПРИМЕРЕ ТЕРМАЛЬНЫХ ПОЛЕЙ ПАУЖЕТСКОЙ
ГИДРОТЕРМАЛЬНОЙ СИСТЕМЫ)
© 2007 Т.Ю. Самкова
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, 683006;
e-mail: samkova@kscnet.ru
Структура растительности термальных полей рассматривается как сочетание мозаичных и
микропоясных комплексов. Установлены экологические ряды фитоценозов, упорядоченные вдоль
комплексного градиента интенсивности гидротермального воздействия. На основе многолетних
наблюдений рассмотрена временная динамика температурного поля. Количественно описаны
особенности различных местообитаний на территории термального поля. Предложена
экологическая модель микропоясного комплекса.
ВВЕДЕНИЕ
Характерной особенностью структуры
растительного покрова термальных полей является
зональное расположение растительности. Пристальное внимание к проблеме микропоясности
на термальных полях было привлечено в результате
исследований Х.Х. Трасса (1963), изучавшего
растительность термальных участков Долины
Гейзеров. Х.Х. Трасс описал пять микрозон
растительности вокруг горячего ключа в Долине
Гейзеров, указывая, что может быть выделено
несколько типов зональной комплексности (ключевая, склоновая, фумарольная и др.), каждой из
которых будут присущи свои комбинации растительных микрозон.
Изменения в характере растительности,
имеющие микрозональный характер, были
отмечены вблизи горячих источников в Новой
Зеландии и США (Bockheim, Ballard, 1975;
Vucetich, Wells, 1978; Wilson, Rodman et al., 1997).
Исследовалась растительность терм Японии
(Kagawa, 1940), Филиппин (Gates, 1914), США
(Smith, 1981), Гренландии (Halliday et al., 1974),
Новой Зеландии (Winterbourn, 1973) и других
районов.
В дальнейшем явление микропоясности
изучалось на многих группах термальных
источников Камчатки (Нешатаева, 1994; Плотникова, Трулевич, 1975; Рассохина, Чернягина,
1982; Самкова, 2001а, 2001б; и др.). Многие
исследователи отмечали зависимость распределения
растительных группировок на термальных полях
от температуры субстрата и расстояния от выходов
термальных вод, указывали на специфичность
фитоценозов термальных местообитаний и малую
общность видового состава растительного покрова
различных групп горячих ключей (Липшиц, 1936;
Нешатаева и др., 1997; Рассохина, Чернягина,
1982; Трасс, 1963). Однако, вопрос о главных
факторах, регулирующих распределение растительности на термальных полях, остается открытым.
Требует ясности вопрос о роли температурного
режима в распределении растительных группировок.
Отмечаемая исследователями зависимость распределения растительности от температуры почвы
наряду с вопросом, «могут ли столь несущественные разницы в температурах, как это наблюдается в различных зонах, быть причинными условиями» (Трасс, 1963, с.132), нуждаются в
объяснении. Необходимым этапом в исследовании
является построение экологической модели
последовательной смены фитоценозов в радиусе
действия термопроявления. Эта задача предполагает
выделение показателей, характеризующих
интенсивность гидротермального воздействия.
Целью работы являлось изучение влияния
гидротермальной деятельности на структуру
растительного покрова термальных полей. Эта цель
определила постановку и решение следующих
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
87
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
САМКОВА
Рис. 1. Район исследований: 1- термальные поля
задач: изучить флористический состав и строение
растительных сообществ термальных полей;
выявить разнообразие растительного покрова
термальных полей на ценотическом уровне;
определить особенности его пространственной
структуры; упорядочить виды и сообщества вдоль
оси интенсивности гидротермального воздействия;
выделить регулирующие факторы и оценить их
влияние на структуру растительного покрова;
установить связь между закономерностями
сложения растительного покрова и характеристиками местообитаний, обусловленными
гидротермальным процессом, с учетом сезонной
динамики.
Изучение растительности термальных полей
проводилось на Верхнем, Южном и ВосточноПаужетском термальных полях Паужетской
гидротермальной системы (Южная Камчатка)
(рис. 1) в период с 1990 г. по 2004 г. и в полевые
сезоны 2006-2007 гг.
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
РАЙОНА РАБОТ
Термальные поля с многочисленными
термопроявлениями обусловлены наличием на
глубине высокотемпературных подземных вод. В
результате пароотделения с поверхности гидротерм
на исследованных термальных полях наблюдаются
паровые струи, участки рассредоточенного парения
(«парящий грунт»), грязевые котлы и озерки,
возникшие вследствие внедрения пара в понижения, заполненные поверхностными водами. Эти
88
виды термопроявлений являются преобладающими
на исследованных термальных полях, и растительный покров изучался на участках, находящихся в
сфере влияния данных проявлений гидротермальной деятельности.
Особенности климата района исследований
– холодного и избыточно-влажного - определяют
близость холодных акваторий, интенсивная
циклоническая деятельность и горный рельеф
местности (Кондратюк, 1974). В основу климатической характеристики района положен материал,
полученный в результате проведенной автором
обработки данных метеопункта Паужетка за
семилетний период: с 1997 по 2003 гг.. На
основании этих данных построена климадиаграмма
метеопункта Паужетка (рис. 2). Метеопункт
Паужетка расположен в 700 м на север от Верхнего
термального поля и имеет географические
координаты: 51°27’ с. ш., 156°48’ в. д. Среднегодовая
температура в рассматриваемый период по данным
метеопункта составила 2.2°C. Самый холодный
месяц – февраль. Средняя многолетняя температура
февраля -8.5°С. Средняя многолетняя температура
июля +13.5°С. На протяжении 1997–2003 гг.
годовое количество осадков варьировалось в
пределах 1354.2 – 1921.7 мм, составив в среднем
1554.8 мм в год. Максимальное количество осадков
выпадало в период с октября по декабрь (рис. 2).
Минимум осадков пришелся на июнь. Основная
масса осадков - в виде снега. На открытой
площадке мощность снежного покрова достигала
209 см (март 1999 г.). В оврагах высота снежного
покрова составляла 5 и более метров. В пос. Паужетка
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СТРУКТУРА РАСТИТЕЛЬНОСТИ ТЕРМАЛЬНОГО ПОЛЯ
На северо-западном склоне Камбального
хребта, к которому приурочены исследованные
термальные поля, выражены три основных
высотных пояса: лесной, стланиковый и
горнотундровый. Лесной пояс образован небольшими массивами каменноберезовых (из Bеtula
ermanii Cham.) лесов, встречающихся на северозападном склоне Камбального хребта в диапазоне
высот 105–315 м над ур. моря. Стланиковый пояс
прослеживается на высотах от 100 м до 800-900 м
над ур. моря и представлен сообществами ольхового
(Alnus fruticosa Pall.) и кедрового (Pinus pumila
(Pall.) Regel) стлаников. Горнотундровый пояс
(900-1000 м над ур. моря) образован сообществами
горных кустарничковых тундр. Луговая растительность представлена долинными крупнотравными
гигромезофитными (шеломайниковыми) лугами,
пойменными вейниковыми лугами и разнотравными мезофитными лугами лесного пояса
(названия синтаксонов по (Нешатаева, 2006). В поясе
стлаников небольшими участками встречаются
субальпийские луга.
МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Рис. 2. Климадиаграмма пос. Паужетка. Условные
обозначения: 1 – месяцы; 2 – кривая среднемесячных
температур; 3 – кривая осадков, штриховкой показано
количество месячных осадков, не превышающее
100 мм, полностью закрашена часть диаграммы,
соответствующая количеству месячных осадков более
100 мм; 4 – время года, когда среднесуточная минимальная температура ниже 0°C; 5 – месяцы, в течение
которых лишь абсолютная минимальная температура
может быть ниже 0°C (возможны заморозки).
снег выпадал уже в последней декаде октября и
держался до конца мая – начала июня. Средняя
продолжительность залегания снежного покрова
в пос. Паужетка составила 213 дней.
В районе исследований распространены
слоисто-охристые и слоисто-пепловые вулканические почвы (Соколов, 1973). Как показано
И.Л. Гольдфарбом (2005), на территории
термальных полей в зависимости от интенсивности
и длительности гидротермального воздействия
происходит либо трансформация отдельных
свойств вулканических почв, либо формирование
новых почвенных тел с особой системой
горизонтов. Выделяют (Гольдфарб, 2005) три
группы почв: 1) на пирокластических субстратах
(без морфологических признаков гидротермального
изменения); 2) на частично преобразованных
гидротермальным процессом субстратах; 3) на
полностью преобразованных (гидротермальных)
субстратах. На исследованных термальных полях
представлены почвы всех трех групп.
Работа на экологических профилях.
Выделение и изучение пространственных
экологических рядов растительных сообществ
проводилось путем заложения экологических
профилей (Юнатов, 1964). Под экологическими
рядами понимают сочетания фитоценозов,
упорядоченные вдоль комплексного градиента,
опосредствованного в пространстве (Миркин и др.,
2002, с. 196).
На Верхнем, Южном и Восточно-Паужетском термальных полях было заложено более
20 профилей. Линия профиля пересекала участок
термоаномалии. Вдоль профильного хода
протягивалась рулетка. Работа на профиле
заключалась в следующем: 1) учитывались все
виды растений, произрастающие в полосе
трансекта шириной 40 см; 2) выделялись
растительные сообщества, пересекаемые профильным ходом, устанавливались их границы,
и измерялась их протяженность; 3) проводились
описания растительных сообществ; 4) характеризовались температурные условия экотопа:
вдоль линии профиля через равные промежутки
(1.0 м) измерялась температура корнеобитаемого
слоя почвы (на глубине 5 см). Результаты
наблюдений на профилях были представлены в
виде диаграмм. Один из таких профилей, а
именно профиль 1-07, заложенный на Верхнем
термальном поле, представлен на рис. 3.
Ввиду небольшой площади сообществ и
фрагментов сообществ, распространенных на
территории термального поля, сообщества
описывались в естественных границах. Границы
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
89
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
САМКОВА
Рис. 3. Экологический профиль 1-07. Расположение профиля показано на рис. 4. 1-19 – точки наблюдений
(через 1 м).
а. Распределение видов сосудистых растений: 1 - Fimbristylis ochotensis; 2 - Agrostis pauzhetica; 3 - Digitaria ischaemum;
4 - Acetosella vulgaris; 5 - Lycopus uniflorus; 6 - Festuca rubra; 7 - Potentilla stolonifera; 8 - Artemisia opulenta; 9 Hypericum kamtschatikum; 10 - Anaphalis margaritacea; 11 - Cirsium kamtschaticum; 12 - Thalictrum minus
б. Распределение мхов: 1 - Campylopus umbellatus; 2 - Polytrichastrum longisetum var. anomalum; 3 - Rhytidiadelphus
squarrosus; 4 - Rhodobryum roseum
в. Экологический ряд сообществ (фрагментов сообществ): 1 –полевицево-фимбристилисово-моховое; 2 –
росичковое; 3 – лапчатково-моховое; 4 - лапчатково-полынно-моховое; 5 – полынное; 6 – анафалисное;
7 - разнотравно-бодяковое.
г. График температуры почвы на глубине 5 см (в °C). Замеры 27.08.07 г. Пунктирными линиями обозначены
границы сообществ.
д. Топографический профиль.
90
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СТРУКТУРА РАСТИТЕЛЬНОСТИ ТЕРМАЛЬНОГО ПОЛЯ
Рис. 4. Расположение точек микроклиматических
наблюдений и профиля 1-07: 1 – горизонтали,
проведены через 2 м; 2 – точки наблюдений;
3 – скважины; 4 – экологический профиль 1-07.
определялись визуально в поле, по доминантам.
В ходе геоботанического описания выявлялся
флористический состав травяного яруса,отмечались проективное покрытие (в процентах),
средняя высота, фенофаза и жизненность
каждого вида. Проективное покрытие видов
учитывалось на площадках 50 х 20 см, одно
сообщество характеризовало несколько учетных
площадок, чтобы получить представление о
варьировании этого показателя по линии
трансекта.
Поскольку классификация растительности
термальных местообитаний еще не разработана,
названия сообществ даны по доминантам.
Виды сосудистых растений определены
автором (Определитель…, 1981). Латинские названия
сосудистых растений даны по “Каталогу флоры
Камчатки (сосудистые растения)” (Якубов,
Чернягина, 2004). В ходе изучения растительности
отбирались образцы мхов. Эти образцы были определены Е.А. Игнатовой (МГУ). Названия мохообразных даны по М.С. Игнатову и Е.А. Игнатовой
(2003, 2004).
Режимные наблюдения за температурой корнеобитаемого слоя проводились на Верхнем
термальном поле Паужетской гидротермальной
системы в периоды с марта 1997 г. по август 1998 г.
и с октября 2000 г. по сентябрь 2001 г. В ходе
наблюдений были перерывы, нет данных за
сентябрь, октябрь 1997 г., май 1998 г., декабрь
2000 г..
Микроклиматические исследования производились методом маршрутных микроклиматических
съемок. Наблюдения велись на 10 стационарных
точках, расположенных на территории термального
поля и за его границами (рис. 4). Критерием выбора
местоположения точек наблюдения служила
степень распространенности растительных
сообществ на территории термального поля и в
его окрестностях. Пункты наблюдений размещались
в типичных растительных сообществах. При этом
точки № 1, № 2, № 3 были приурочены к
сообществам с большой степенью сходства
видового состава.
На этих точках проводились замеры температуры почвы срочным термометром на глубине 5
см с периодичностью 1 раз в месяц. Наблюдения
проводились в 13 часов (один из основных
климатологичеких сроков).
В результате проведенных наблюдений
максимальное количество измерений для одной
точки составило 27 (точка № 5). Точку №7
характеризовало 25 измерений. В точках с наличием
снежного покрова общее количество измерений
составило 26 (точки № 1, 2, 3, 6), а точку № 4
характеризовало 22 измерения. Из-за мощного
снежного покрова количество измерений в точках
№ 8, 9, 10 сокращено до 13.
Результаты наблюдений были представлены
в виде графиков (рис. 5).
Для того чтобы определить степень различий
по микроклиматическим показателям обследуемых
участков, полученные полевые данные необходимо
было сравнить с результатами одновременных
наблюдений на метеопункте Паужетка, расположенном в 700 метрах к северу от Верхнего
термального поля (рис. 1). Для сравнения
использовалась среднесуточная температура
воздуха (рассчитанная по данным метеопункта
Паужетка) в дни маршрутных микроклиматических съемок.
Выбор среднесуточной температуры воздуха
для сравнения с результатами измерений
температуры корнеобитаемого слоя почвы
продиктован следующими причинами. Известно
(Лархер, 1978), что суточные колебания
температуры прослеживаются в верхних слоях
почвы примерно до глубины 50 см, что делает
возможным сопоставление температур воздуха и
почвы. В общем случае в верхних слоях почвы
ход суточных изменений температуры почвы
повторяет ход суточных изменений температуры
воздуха с некоторым смещением во времени. Кроме
этого, на суточные колебания температуры почвы
оказывает влияние растительность. По данным
(Лархер, 1978), сомкнутая растительность,
защищая почву от сильного притока и оттока
радиации, выравнивает температурные условия в
почве. Вследствие этих факторов – «запаздывания»
суточных колебаний температур почвы относительно суточных изменений температуры воздуха
и влияния растительности – одновременность,
требуемая для сопоставления метеорологических
данных, приобретает относительный характер.
Полевые измерения проводились на участках с
различной степенью задернованности почвы и
сомкнутости растительного покрова. Соответственно, суточный ход температуры почвы в разных
местообитаниях имел свои особенности. Относи-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
91
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
&
%
!
$
"
#
!
) *
+
#
САМКОВА
'(
) *
#-. /
)*
+
#
,
!
"#
$ !
%
&
'(
,
) *
#-. /
Рис. 5. Графики температуры воздуха и почвы на глубине 5 см в точках микроклиматических наблюдений
(точки 1 – 10): а - в период с марта 1997 г. по август 1998 г.; б – в период с октября 2000 г. по сентябрь 2001
г. Расположение точек наблюдений показано на рис. 4.
тельно сгладить эти различия и соблюсти требование одновременности сравниваемых данных
можно было путем использования для сравнения
среднесуточной температуры воздуха.
Среднесуточная температура воздуха рассчитывалась как средняя арифметическая максимальной и минимальной температур, зафиксированных в течение суток метеопунктом
Паужетка.
Дальнейшая проверка правильности выбора
сравниваемого показателя путем вычисления
корреляции между среднесуточными температурами
воздуха и температурами почвы в точке № 9
(расположенной за пределами термального поля)
показала, что корреляция между этими данными
составила 0.973. Высокий коэффициент корреляции подтвердил правомочность примененного
подхода.
Коэффициенты корреляции между измеренными температурами почвы и среднесуточными
температурами воздуха были подсчитаны далее для
каждой точки. Расчеты производились в программе
Excel.
Для каждой точки была подсчитана разность
между температурой корнеобитаемого слоя почвы
(xп) и среднесуточной температурой воздуха (xв)
в каждый день наблюдений:
92
x = xп - xв
(1)
Различия между точками по этому показателю
(x) связаны с отепляющим воздействием
гидротермальной деятельности. Поэтому при
дальнейших расчетах и интерпретации результатов
данный показатель использовался под рабочим
названием «величина отепляющего воздействия».
Для каждой точки была подсчитана средняя
величина отепляющего воздействия, которая
определялась как средняя арифметическая из
значений этой величины для каждого дня
измерений:
(2)
В качестве обобщающего показателя вариации
величины отепляющего воздействия определялось
среднее квадратическое отклонение S:
(3)
В результате вышеописанной обработки
данных был получен ряд показателей, характеризующий каждую точку наблюдений. Ранжирование
точек по величинам этих показателей привело к
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СТРУКТУРА РАСТИТЕЛЬНОСТИ ТЕРМАЛЬНОГО ПОЛЯ
2
.
! . 20 !#
# ! #
2 +#
- #
*
#0 ( 2 #-. / +
8
,8
8
8 ,
8
,8
8
8
8
8
8
,8
,8
8
8
8
8
8
# 2
.
#
4#5662'2
!#
'22
#1 .! + 27
3#.#
* 2 .
*
#0 (+ #
3 2 2
*2 2*
"#*
## 1
) *
#0 (+ #
* ! 2*
#0 !
Таблица 1. Температурные характеристики местообитаний.
,8
8
8
8
8
8
8
8
8
8
8
8
8,
8,
## 1
## 1
#
#
8
8
8
8
8
8
## 1
9 - #
#
(
8
8
8
8
,8
8
## 1
#
8
8
8
объединению точек с близкими значениями показателей в группы. Исходя из того, что температурные характеристики являются наиболее ясным
показателем интенсивности гидротермального
воздействия, полученные группы точек рассматривались как зоны, различающиеся по степени
интенсивности гидротермального процесса.
В итоге полученные данные были сведены в
таблицу (табл. 1).
РЕЗУЛЬТАТЫ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ
Значительная пространственная неоднородность среды на территории развития гидротермального процесса определяет большое
фитоценотическое разнообразие.
Структура растительности исследованных
термальных полей представляет собой сочетание
мозаичных и микропоясных комплексов: на
мозаичном фоне разбросаны отдельные участки
микропоясного строения (рис. 6).
Участки микропоясного строения представляют различные формы поясной комплексности:
концентрические, эксцентрические, которые,
располагаясь на близких расстояниях, создают
картину полицентрической комплексности.
Линейные размеры микропоясных комплексов варьируются в широких пределах: от
нескольких метров до нескольких десятков метров.
Наиболее часто встречаются микропоясные
комплексы, центральная зона которых составляет
4–5 метров.
,8
8
8
8
8
8, ,
8
8
8
8
8,
8,
8
Комбинации сообществ, образующих микропоясные комплексы, неоднократно повторяются
на территории термального поля и характерны для
всех трех исследованных полей: Верхнего,
Восточно-Паужетского и Южного.
На рис. 3 представлен экологический профиль
1-07, проложенный через микропоясный комплекс
на Верхнем термальном поле. Микропоясный
комплекс приурочен к участку рассредоточенного
парения.
Распределение видов сосудистых растений по
профилю представлено на рис. 3а. Популяции
растений распределяются микрозонально. Последовательность внедрения сосудистых растений на
территорию термопроявления (участок рассредоточенного парения) следующая: Fimbristylis
ochotensis (Meinsh.) Kom.-Agrostis pauzhetica
Probat.-Digitaria ischaemum (Schreb.) Muehl.Lycopus uniflorus Michx.-Acetosella vulgaris (Koch)
Fourr.-Potentilla stolonifera Lehm. ex Ledeb. -Festuca
rubra L.- Artemisia opulenta Pamp. и т.д.
Рис. 3б иллюстрирует распределение видов
листостебельных мхов. Анализ распределения
показывает, что мхи также образуют микрозоны;
наиболее характерные виды образуют ряд:
Campylopus umbellatus (Arn.) Paris - Rhytidiadelphus
squarrosus (Hedw.) Warnst.
В центральной части микропоясного комплекса среди видов мхов доминирует Campylopus
umbellatus (Arn.) Paris с проективным покрытием
5-40 %. Далее зону Campylopus umbellatus сменяет
зона Rhytidiadelphus squarrosus (проективное
покрытие – 40–70 %). Этот вид мха образует
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
93
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
САМКОВА
Рис. 6. Микропоясный комплекс на Верхнем термальном поле.
достаточно протяженные рыхлые покровы,
окаймляющие центральные зоны термопроявлений.
С появлением сомкнутого травяного яруса на
периферии микропоясного комплекса моховой
ярус изреживается (проективное покрытие 1-30%).
Здесь встречаются Rhytidiadelphus squarrosus
(Hedw.) Warnst., Brachythecium erythrorrhizon
B.S.G., Rhodobryum roseum (Hedw.) Limpr. и др.
Рис. 3в иллюстрирует распределение растительных сообществ по профилю 1-07. В таблице 2
приведено проективное покрытие видов.
Сообщества микропоясного комплекса
характеризуются резкими границами. С удалением
от центра микропоясного комплекса наблюдается
тенденция к размыванию границ между сообществами. На периферии поясного комплекса ясно
Таблица 2. Проективное покрытие видов сообществ микропоясного комплекса
#
## 1
"#*
)
#
#
#0 ! 2-*
2
+ #! ( 2 ;<=
62*
2' #
2 2 2 # #
*#/# #
# 20!# #
0 !# #
*#/# #
: 0 !# #
# ( #
*#/# #
6 2
#
,
,
,
>
!
"
/2+
;<=
94
# ! 2
#
#! ( 2
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СТРУКТУРА РАСТИТЕЛЬНОСТИ ТЕРМАЛЬНОГО ПОЛЯ
9# 20!# # *#/# #
: 0 !# # *#/# #
?# (
#
4#*
! (
2. # *
9# 20!# #
0 !# # *#/# #
.2
# .
2
# 2
2' # 62* 2 2 2 # # *#/# #
2
# 2
?#
?# (
: 0 !# # # (
?# (
?# (
#
## 1
- #
!
0 !# #
#
#
0 !# #
## 1
#
#
- #
(/
(/
#
#
#
Рис. 7. Обобщенный экологический ряд сообществ.
отграниченные друг от друга, другими словами,
дискретные сообщества центральной части
микропоясного комплекса сменяются сообществами, связанными с соседними непрерывными переходами.
Согласно рис. 3г, изменения в растительном
покрове сопряжены с изменением температуры
почв. Максимальные температуры отмечаются в
центре микропоясного комплекса под полевицевофимбристилисово-моховым сообществом (43-57°C).
По мере удаления от центра термоаномалии
температура почв снижается. Под росичковым
сообществом температура почв изменяется в
диапазоне 34-37°C с одной стороны микропоясного комплекса и в диапазоне 37-40°C с другой
стороны. Под лапчатково-моховым сообществом
температура почв варьируется в пределах 33-38.5°C
и 35.5- 36°C, соответственно; под лапчатковополынно-моховым в диапазоне 30-32°C и 28.5–
35.5°C, соответственно. Далее температура
продолжает последовательно снижаться, составляя
25°C под полынным сообществом, 21 - 23.5°C
под анафалисным сообществом и 19.5°C под
разнотравно-бодяковым сообществом (рис. 3в, г).
Изменение температуры почв отражает
вариации интенсивности гидротермальной деятельности. Смена растительности определяется не
отдельным фактором, а сочетанием факторов,
которые синхронно изменяются в пространстве,
т. е. комплексным градиентом среды а именно,
градиентом интенсивности гидротермальной
деятельности.
Воздействуя на все компоненты ландшафта,
гидротермальная деятельность коренным образом
меняет условия существования растений.
Изменяется весь комплекс абиотических факторов,
в том числе: микроклиматические (термический
режим, влажность и состав приземного слоя
воздуха), эдафические
(механический и
химический состав почв, их физические свойства)
и орографические факторы. Как следствие,
изменяются и биотические факторы (влияние
растений-сообитателей, микробиологическая
активность, микогенные и зоогенные факторы).
Определение роли каждого фактора заслуживает
отдельного обстоятельного рассмотрения и
вследствие этого не затрагивается в данной работе.
Здесь рассматривается связь растительности и
интенсивности гидротермального воздействия.
Последовательно сменяющие друг друга
сообщества рассмотренного выше микропоясного
комплекса (рис. 3в, сообщества 1-2-3-4-5-6-7)
образуют экологический ряд. Сопоставление этого
и других экологических рядов, составляющих
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
95
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
САМКОВА
поясные комплексы на исследованных термальных
полях, позволило выявить обобщенный экологический ряд сообществ (рис. 7). В каждом
экологическом ряду, выделяемом на местности,
могли отсутствовать некоторые сообщества, а на
основе сравнения этих рядов определялось место
каждого сообщества в обобщенном ряду.
Отсутствие тех или иных сообществ в
экологическом ряду связано со следующими
факторами.
1. Линейные размеры очага термоаномалии.
При небольших размерах очагов термопроявлений
вокруг них наблюдаются отдельные экземпляры
растений, распределение которых подчиняется
приведенной выше последовательности внедрения
видов растений на эту территорию.
2. Интенсивность гидротермальной деятельности в центре поясного комплекса. В центре
поясного комплекса могут находиться лапчатковые
или полынно-лапчатково-моховые сообщества. На
Верхнем термальном поле такие случаи нередки.
Случаи обнаружения этих сообществ среди
сообществ разнотравных лугов в окрестностях
Верхнего термального поля служили признаком
наличия в этом месте гидротермального воздействия, что подтверждалось дальнейшими исследованиями почвенного профиля под этими сообществами.
3. Условия увлажнения. Рассматриваемый здесь
тип микропоясности характеризует мезоморфные
условия. В гигромезоморфных условиях реализуется
другой эколого-фитоце-нотический ряд. Например,
в гигромезоморфных условиях пониженной части
Верхнего термального поля выявлен экологический ряд сообществ:
полевицево-фимбристилисово-моховое
сообщество;
росичково-полевицевое сообщество;
полынное сообщество;
лапчатково-полынно-кровохлебковое
сообщество;
ирисово-кровохлебковое сообщество;
лангсдорфовейниковое сообщество.
4. Расстояние между отдельными очагами
термоаномалии. В случае близкого расположения
отдельных очагов создается картина полицентрической комплексности, характерная для
Верхнего термального поля. В результате
перекрывания зон действия отдельных очагов
термопроявлений структура растительности
приобретает мозаичный характер с отдельными
участками микропоясного строения. При этом
каждый элемент мозаики занимает определенное
место в обобщенном экологическом ряду
сообществ.
Подтверждением последнего предположения
стали результаты режимных микроклиматических
наблюдений в разных местообитаниях.
96
Микроклиматические наблюдения велись на
точках, рассредоточенных по территории
термального поля и в его окрестностях и
приуроченных к различным растительным
сообществам, относящимся к разным территориальным объединениям фитоценозов на территории термального поля. В результате были получены следующие данные.
Последовательность сообществ и разделение
на зоны, осуществленные по микроклиматическим
показателям. Анализ табл. 1, полученной в
результате обработки данных микроклиматических
наблюдений, показывает, что по сумме показателей (максимальные и минимальные температуры, годовая амплитуда температур почвы,
значение корреляции между температурами почв
и воздуха, средняя величина отепляющего
воздействия, среднее квадратическое отклонение)
можно выделить несколько групп местообитаний,
соответствующих зонам интенсивности гидротермального процесса. Внутри каждой зоны
местообитания характеризуются сходными
условиями температурного режима (табл. 1). I зона
включает экстремально прогретые местообитания,
лишенные растительности (точка 7), II зона –
экстремально прогретые местообитания с
растительным покровом (точка 5), III зона –
прогретые местообитания (точки 1, 3, 2), IV –
умеренно прогретые (точки 6, 4), V зона – слабо
прогретые местообитания (точки 8, 10) и VI зона
– практически непрогретые местообитания
(точка 9). Полученная в результате ранжирования
точек по микроклиматическим показателям
последовательность сообществ (табл. 1) соответствует обобщенному экологическому ряду (рис. 7).
Важно уточнить, что точки наблюдений были
рассредоточены по территории поля и за его
пределами и характеризовали сообщества, не
смежные в большинстве случаев и входящие в
состав различных объединений уровня выше
фитоценоза. Таким образом, упорядочивание видов
и сообществ вдоль оси интенсивности гидротермального воздействия (прямая ординация) и
определение экологических условий местообитаний, рассредоточенных по территории
термального поля, привели к одному результату,
явились разными ракурсами одной сущности:
связи определенных сообществ с определенными
параметрами, характеризующими интенсивность
гидротермального воздействия.
Экологическая интерпретация параметров.
Выделенные параметры - коэффициенты
корреляции между температурами почвы и
среднесуточными температурами воздуха, разность
между температурами почвы и среднесуточными
температурами воздуха, среднее квадратическое
отклонение – могут быть экологически проинтерпретированы.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СТРУКТУРА РАСТИТЕЛЬНОСТИ ТЕРМАЛЬНОГО ПОЛЯ
Установлено, что между измеренными
температурами почвы и среднесуточными
температурами воздуха существует положительная
корреляция, величины которой для разных точек
варьируются в пределах 0.580 – 0.973 (табл. 1).
Максимальные величины корреляции характерны
для зоны VI (точка 9): 0.973. Минимальные
величины корреляции отмечены для зон I и II:
0.596 и 0.580, соответственно. Последовательное
уменьшение величин корреляции по мере
увеличения интенсивности гидротермального
воздействия на местообитания свидетельствует об
уменьшении роли экзогенного фактора и
возрастании роли эндогенного фактора в
функционировании самых прогретых ландшафтов.
Низкие значения корреляции в центральных
участках термоаномалии соотносятся с азональным
характером растительности в этих местах.
Азональный характер фитоценозов в центральных участках термоаномалии, характеризуемых точкой № 2, обусловлен значительным
своеобразием видового состава. Fimbristylis ochotensis
(Meinsh.) Kom., Agrostis pauzhetica Probat.,
произрастающие в прогретых местах на Верхнем
термальном поле, встречаются на Камчатке только
в термальных местообитаниях (Красная книга
Камчатки, 2007).
Распространенные в прогретых местах виды
листостебельных мхов отличаются чрезвычайной
редкостью. Характерный для наиболее прогретых
участков исследованных термальных полей
Campylopus umbellatus (Arn.) Paris в пределах
России встречается только здесь (Игнатова,
Самкова, 2006). Встречающийся вместе с ним
Campylopus atrovirens De Not в пределах России
известен также только с термальных полей
окрестностей пос. Паужетка. Для Campylopus
pyriformis (Schultz) Brid. это – вторая находка на
Дальнем Востоке. Trematodon longicollis Michx.,
найденный около парогазового выхода на Верхнем
термальном поле, впервые обнаружен на Камчатке
(Игнатова, Самкова, 2006).
Азональный характер растительности,
специфичность видового состава фитоценозов в
центральных участках термоаномалии свидетельствуют о жесткой связи между режимом среды
и редкими видами растений, которая обусловливает индикаторную роль последних.
Разность между температурой почвы и
среднесуточной температурой воздуха, обусловленная влиянием гидротермальной деятельности,
рассматривалась автором как величина отепляющего воздействия. Установлено, что средние
значения этого показателя для каждой точки
составили ряд по убыванию от точки № 7 до точки
№ 9 (табл. 1). В результате выноса тепла в центре
термоаномалии температура субстратов превышает
температуру воздуха в среднем на 37.2°C (табл. 1,
Рис. 8. Изменения средней величины отепляющего
воздействия по зонам.
точка № 7). Для шеломайникового сообщества за
пределами поля (табл. 1, точка № 9) эта величина
составила 2.9°C. Остальные точки по этому
показателю расположились в пределах указанного
диапазона температур (табл. 1). При этом каждой
точке, следовательно, местообитанию каждого
конкретного сообщества соответствовало свое
значение величины отепляющего воздействия.
Анализ изменений величин отепляющего
воздействия показал, что для сообществ одной
зоны характерны близкие значения (табл. 1). В то
же время между зонами наблюдается разрыв по
этому показателю. Дискретность классов параметров среды тем выше, чем более прогретым
является местообитание. Например, есть значительная разница между величинами отепляющего
воздействия в зоне II (точка № 5) и в зоне III
(точки №№ 1, 3, 2), хотя характеризуемые ими
сообщества находятся близко друг от друга в
обобщенном экологическом ряду и могут
соседствовать на местности. Аналогичный разрыв,
только меньшего размера, существует между зоной
III (точки №№ 1, 3, 2) и зоной IV (точки №№
4, 6). По мере удаления от центральных участков
термоаномалии к периферии разрыв между
величинами показателя постепенно сокращается.
Изучение распределения величин отепляющего
воздействия привело к выявлению типа кривой,
связывающей значения этого показателя для
разных зон. Это распределение соответствует
логарифмической кривой (рис. 8): по направлению
к центру термоаномалии данный показатель
возрастает в геометрической прогрессии.
В результате вырисовывается картина
пространственной структуры температурного поля
очага термоаномалии (рис. 9). Вокруг центра
термоаномалии образуются дискретные зоны,
характеризующиеся определенными физическими
параметрами среды. Если в центре величина
отепляющего воздействия составляет x, то
следующая зона характеризуется величиной x/2,
затем следует зона с величиной отепляющего
воздействия, равной x/4 и т.д. (рис. 9). Абсолютные
значения разности между величинами показателя
для соседних зон возрастают к центру термоано-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
97
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
САМКОВА
BA
B
AB
AAA
Рис. 9. Схематическая модель микропоясного
расположения экотопов растительных сообществ
(зоны II-VI), дифференцированных по степени
отепляющего воздействия (х), в радиусе действия
термопроявления. Условные обозначения: 1 –
зона II с максимальной величиной отепляющего
воздействия (~36°C); 2 – зона III с величиной
отепляющего воздействия вдвое меньше максимальной (~18°C); 3 – зона IV с величиной
отепляющего воздействия вчетверо меньше
максимальной (~9°C); 4 - зона V с величиной
отепляющего воздействия в восемь раз меньше
максимальной (~4.5°C); 5 - зона VI с величиной
отепляющего воздействия в шестнадцать раз
меньше максимальной (~2.3°C).
AA
#
@
@
#@ #@
#@
@
@
малии, соответственно, близ центра термоаномалии
наблюдается ясно выраженная дискретность
классов параметров среды. К периферии термоаномалии разность значений показателей для соседних
зон снижается, и дискретность классов параметров
среды становится менее явно выраженной.
Предложенная схема дискретных зон интенсивности гидротермального воздействия вокруг
очага термоаномалии объясняет, почему «столь
несущественные разницы в температурах, как это
наблюдается в различных зонах» (Трасс, 1963, с.
132) влекут смену сообществ. Температура почв и
грунтов по направлению от центра к периферии
термоаномалии меняется во всех направлениях
непрерывно, никаких скачков температуры нет;
между точками, имеющими разные температуры,
непременно имеются точки со всеми промежуточными температурами. Однако значения
градиентов могут меняться скачкообразно. По
направлению от центра к периферии термоаномалии происходит неоднократное скачкообразное
снижение градиента температуры, наглядным
подтверждением этому служит ход температурной
кривой (рис. 3г). Согласно закону Фурье, удельный
тепловой поток (или интенсивность теплового
потока) прямо пропорционален градиенту
температуры. Исходя из этого, изменяющимся
значениям градиента соответствуют дискретные
классы значений интенсивности теплового потока,
или зоны интенсивности гидротермального
воздействия. Изменения в растительном покрове
вдоль градиента температуры почв также
происходят не непрерывно, а скачкообразно. Смена
зон интенсивности гидротермального воздействия
влечет за собой смену растительных сообществ.
Структурному строению очага термоаномалии
соответствует структура растительного покрова на
его территории. С дискретными классами пара98
метров среды связаны дискретные растительные
сообщества – сообщества с ясно очерченными
границами. По мере того, как ослабевает
интенсивность гидротермального воздействия, и
дискретность классов параметров среды становится
менее различимой, структуру растительного
покрова начинают определять другие факторы.
Регулирующая роль переходит от физических
факторов среды к биотическим. Картина ясно
отграниченных друг от друга, дискретных
растительных сообществ, составляющих микропоясный комплекс, сменяется картиной постепенного изменения видового состава растительности в пространстве – континуума растительности.
В качестве обобщающей характеристики
размеров вариации величины отепляющего воздействия было определено среднее квадратическое
отклонение (табл. 1). Анализ полученных
результатов показал, что среднее квадратическое
отклонение последовательно уменьшается от
прогретых центральных частей термоаномалии к
периферии, составляя ряд в пределах 9.7–1.3°C.
В статистике среднее квадратическое отклонение
является мерилом надежности средней. Приведенный здесь показатель имеет экологическую
интерпретацию, являясь мерилом нестабильности
условий местообитаний. Исходя из этого, условия
среды в центральных частях термоаномалии
предстают как крайне нестабильные, флюктуирующие. По мере удаления к периферии
стабильность условий среды возрастает.
Неустойчивость условий среды является
лимитирующим фактором, который может
препятствовать внедрению в сообщества,
расположенные ближе к центру термоаномалии,
растений соседних, более удаленных зон.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СТРУКТУРА РАСТИТЕЛЬНОСТИ ТЕРМАЛЬНОГО ПОЛЯ
Таким образом, комплексный градиент
интенсивности гидротермальной деятельности
включает в себя, в числе прочих, следующие оси
факторов, синхронно изменяющихся в пространстве: ось температуры, ось дискретность классов
среды – непрерывность, ось неустойчивость
условий среды – стабильность, параллельно
которым формируется градиент растительных
сообществ.
Интегральные характеристики зон.
В соответствии с полученными результатами
вдоль градиента интенсивности гидротермальной
деятельности можно выделить шесть зон (табл. 1).
I зона характеризуется максимальными
температурами почвы, превышающими летальные
границы существования многоклеточных организмов. Непереходимой границей для высокодифференцированных растительных клеток считается
температура немного выше 60°C (Лархер, 1978).
Условия среды крайне нестабильные, здесь
наблюдаются наибольшие флюктуации. Растительный покров отсутствует.
II зона характеризуется высокими температурами почвы (до +65 °C), близкими к летальным
границам существования многоклеточных
организмов, большой годовой амплитудой
температур почвы (48 ° C), высокой нестабильностью условий среды. В результате
отепляющего влияния гидротермальной деятельности среднее превышение температур почвы над
температурами воздуха составляет 36.2 °C. Снежный
покров отсутствует на протяжении всего года.
Типичное растительное сообщество: полевицевофимбристилисово-моховое. Во флористическом
составе чрезвычайно высока доля редких видов
(Fimbristylis ochotensis, Agrostis pauzhetica, Campylopus
umbellatus, Campylopus atrovirens, Campylopus
pyriformis, Trematodon longicollis). Зона соответствует
центральным участкам микропоясных комплексов.
III зона характеризуется достаточно высокими
температурами почвы (до +39 °C), нестабильностью
условий среды. Средняя величина отепляющего
воздействия гидротермальной деятельности
составляет 18.8 ° C. В холодное время года
наблюдается маломощный снежный покров в
течение непродолжительного времени (менее
месяца). Типичные сообщества: лапчатковое,
полынно-лапчатково-моховое. Зона может
находиться в центре микропоясного комплекса.
IV зона - умеренно прогретая: максимальная
температура почвы +28.5°C. Средняя величина
отепляющего воздействия гидротермальной
деятельности составляет 9.2 °C. Маломощный
снежный покров наблюдается в течение 1-3 месяцев.
Типичные сообщества: полынное, кровохлебковое
(в гигромезоморфных условиях).
V зона - слабо прогретая: максимальная
температура почвы +22.0°C. Средняя величина
отепляющего воздействия гидротермальной
деятельности составляет 4.9°C. Мощный снежный
покров лежит в течение 4-6 месяцев. Типичными
являются сообщества разнотравных лугов.
VI зона характеризуется температурным
режимом почв, соответствующим климатическим
условиям. Средняя разность температур почвы и
воздуха составляет 2.9°C. Мощный снежный покров
лежит в течение 4-6 месяцев. Распространены
шеломайниковые сообщества, сообщества
разнотравных лугов.
Выделенный шестичленный ряд сменяющих
друг друга зон отражает последовательность смены
экологических режимов в радиусе действия
термопроявления, имеющую общий характер и
применимую при анализе структуры растительности
других термальных полей. Исходя из установленных закономерностей, аналогичные зоны,
только отличающиеся видовым составом в
соответствии со спецификой флоры окружающей
термопроявления территории, могут быть
выделены в дальнейшем на различных термальных
полях Камчатки. Это открывает новые возможности для анализа структуры растительности
термальных полей.
ВЫВОДЫ
1. На термальных полях вдоль комплексного
градиента интенсивности гидротермального воздействия выявлены экологические ряды растительных сообществ. Дискретность растительного покрова и своеобразие сообществ возрастают
по направлению градиента интенсивности гидротермального воздействия.
2. Каждому элементу экологического ряда
сообществ соответствует свой температурный
режим. Существует стойкая экологическая
приуроченность определенных растительных
сообществ к определенному режиму среды.
3. Изучение сезонной динамики температурного поля под различными растительными
сообществами позволило количественно описать
особенности местообитаний, образующих непрерывный ряд от самых прогретых до соответствующих зональным климатическим условиям.
4. Комплексный градиент интенсивности
гидротермальной деятельности включает в себя
следующие оси факторов: ось температуры почвы,
ось неустойчивость условий среды – стабильность,
ось дискретность классов среды – непрерывность,
параллельно которым формируется градиент
растительных сообществ. Дискретность растительного покрова на территории, охваченной
гидротермальным процессом, является отражением
дискретных классов значений интенсивности
теплового потока.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
99
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
САМКОВА
5. Кривая изменений величины отепляющего
воздействия гидротермальной деятельности имеет
вид логарифмической кривой: по направлению к
центру термоаномалии данный показатель
возрастает в геометрической прогрессии. Гипотетическая пространственная двухмерная структура
очага термоаномалии представляет собой набор
концентрических зон, характеризующихся
определенными параметрами, одним из которых
является рассчитанный показатель величины
отепляющего воздействия. Предложенная модель
описывает отдельные аспекты того, что происходит в местообитаниях под действием гидротермальных процессов. Сведение результатов
различных исследований открывает путь к более
полной экологической модели.
6. Мозаика сообществ отражает мозаику
условий среды. Выявленные закономерности
связи видовых популяций, растительных
сообществ и факторов среды между собой
открывают возможность определения по
растительности интенсивности и стадии развития
гидротермального процесса.
Список литературы
Гольдфарб И.Л. Влияние гидротермального процесса
на почвообразование (на примере Камчатки).
Автореферат дисс. … канд. геогр. наук. М., 2005. 24 с.
Игнатов М.С., Игнатова Е.А. Флора мхов средней
части европейской России. Т. 1. Sphagnaceae Hedwigiaceae. М.: КМК, 2003. С. 1-608.
Игнатов М.С., Игнатова Е.А. Флора мхов средней
части европейской России. Т. 2. Fontinalaceae Amblystegiaceae. М.: КМК, 2004. С. 609-944.
Игнатова Е.А., Самкова Т.Ю. Campylopus umbellatus
(Arn.) Par. (Leucobryaceae, Musci) –новый вид
для России // Arctoa. 2006. № 15. С. 215 – 218.
Кондратюк В.И. Климат Камчатки. М.:
Гидрометеоиздат, 1974. 204 с.
Красная книга Камчатки. Том. 2. Растения, грибы,
термофильные микроорганизмы /Отв. ред. О.
А. Чернягина. Петропавловск-Камчатский:
Камч. печ. двор., 2007. 341 с.
Лархер В. Экология растений. М.: Мир, 1978. 384 с.
Липшиц С.Ю. К познанию флоры и растительности
горячих источников Камчатки // Бюлл.
МОИП, отд. биол.. 1936. Т. 45. № 2. С. 143-158.
Миркин Б.М., Наумова Л.Г., Соломещ А.И.
Современная наука о растительности. М.:
Логос, 2002. 264 с.
Нешатаева В.Ю. Растительные группировки
окрестностей горячих ключей // Растительность Кроноцкого государственного
заповедника (Восточная Камчатка).Труды
Ботанического института РАН. 1994. Вып. 16.
С. 195-201.
Нешатаева В.Ю. Растительность полуострова Кам100
чатка. Автореферат дисс. … докт. биол. наук. С.Петербург: СПбГЭТУ “ЛЭТИ”, 2006. 62 с.
Нешатаева В.Ю., Чернядьева И.В., Нешатаев В.Ю.
Растительный покров территории НижнеКошелевских термальных источников (Южная
Камчатка) // Бот. журнал. 1997. Т. 82. №.11. С. 65-79.
Определитель сосудистых растений Камчатской
области. М.: Наука, 1981. 410 с.
Плотникова Л.С., Трулевич Н.В. Зависимость
флористического состава бассейна р. Паужетки
от геотермальных источников // Бюл. Главн.
бот. сада АН СССР. 1975. Вып. 98. С. 49-52.
Рассохина Л.И., Чернягина О.А. Фитоценозы
термалей “Долины Гейзеров” // Структура и
динамика растительности и почв в заповедниках РСФСР. М.: ЦНИЛ Главохоты
РСФСР, 1982. С. 51-62.
Самкова Т.Ю. Структура растительности термального поля: индикационный аспект // Современный вулканизм: прогноз, динамика и связанные с ним процессы в недрах Земли и окружающей среде. Материалы конференции молодых исследователей и специалистов. Петропавловск-Камчатский, 22-23 ноября 2000 г.
Петропавловск Камчатский, 2001а. С.87-89.
Самкова Т.Ю. Экологический анализ пространственного размещения растительных
сообществ на территории геотермального поля
// Социоэкономические и экологические
проблемы устойчивого развития территорий
с уникальными и экстремальными природными условиями: Материалы международной
конференции. Петропавловск-Камчатский,
2001б. С. 174-176.
Соколов И.А. Вулканизм и почвообразование (на
примере Камчатки). М.: Наука, 1973. 224 с.
Трасс Х.Х. О растительности окрестностей горячих
ключей и гейзеров долины реки Гейзерной
полуострова Камчатки // Исследование
природы Дальнего Востока. Таллин: Изд-во
АН ЭстССР, 1963. С. 112-146.
Юнатов А.А. Типы и содержание геоботанических
исследований. Выбор пробных площадей и заложение экологических профилей // Полевая
геоботаника. М. – Л.: Наука, 1964. Т. 3. С. 9-36.
Якубов В.В., Чернягина О.А. Каталог флоры Камчатки (сосудистые растения). Петро-павловскКамчатский: “Камчатпресс”, 2004. 165 с.
Bockheim J.G., Ballard T.M. Hydrothermal soils of
the crater of Mt. Baker // Soil Sci. Soc. Am. Proc.
1975. Vol. 39. Р. 997-1001.
Gates F.C. Swamp vegetation in hot springs areas at
Los Banos, Laguna, P.I. // Philipp. J. Sci. 1914.
Vol. 9. № 6. P. 495-516.
Halliday G., Kliim-Nielsen L., Smart I. H.M. Studies
on the flora of the north Blosseville Kyst and on
the hot springs of Greenland // Medd. Gronland.
1974. Vol. 199. № 2. 49 p.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СТРУКТУРА РАСТИТЕЛЬНОСТИ ТЕРМАЛЬНОГО ПОЛЯ
Kagawa T. Vegetation on the areas around «Sinyu»
hot-springs on Mt. Hakkoda // Ecol. Rev. 1940.
Vol. 6. P. 227-247.
Smith C. W. Bryophytes and lichens of the Puhimau
Geothermal Area, Hawaii Volcanoes National Park
// The Bryologist. 1981. Vol. 84. № 4. P. 457-466.
Vucetich C.G., Wells N. Soils, agriculture, and forestry
of Waiotapu region, central North Island, New
Zealand // New Zealand Soil Bureau Bulletin.
1978. Vol. 31. P. 11-88. Wilson M.A., Rodman A.W., et al. Acid sulfate hydro-
thermal soil development from rhyolite flow and
tuff: Yellowstone National Park, Wyoming,
U.S.A. // Soil Micromorphology: studies on soil
diversity, diagnostics, dynamics. Proceedings of
the X International Working Meeting on Soil
Micromorphology. Moscow-Wageningen, 1997.
P. 219-231.
Winterbourn M. J. Ecology of the Copland River
warm springs. South Island, New Zealand // Proc.
N. Z. Ecol. Soc. 1973. Vol. 20. P. 72-78.
STRUCTURE OF VEGETATION OF THE THERMAL FIELD AS REFLECTION OF
SPATIAL STRUCTURE OF HYDROTHERMAL PROCESSES (BY THE EXAMPLE OF
THERMAL FIELDS OF PAUZHETKA HYDROTHERMAL SYSTEM)
T.Yu. Samkova
Institute of volcanology and seismology FEB RAS, Petropavlovsk-Kamchatsky, 683006
The structure of vegetation of thermal fields is considered as mosaic structure with distinct sections of
belt structure. Ecological series of phytocoenosises formed along a complex gradient of intensity of
hydrothermal influence are established. Time dynamics of a temperature field is considered on the basis
of long-term supervision. Features of various habitats in territory of a thermal field are quantitatively
described. The ecological model of a zone complex is offered.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
101
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007. №2. ВЫПУСК №10
УДК 551.763
ПЕРВАЯ НАХОДКА УГЛИСТЫХ ПОРОД В МЕЛОВЫХ ПАЛЕООКЕАНИЧЕСКИХ
КОМПЛЕКСАХ ВОСТОЧНОЙ КАМЧАТКИ
© 2007 Д.П. Савельев1, А.В. Ландер2, Н.В. Пронина3, О.Л. Савельева1
1
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН.
Петропавловск-Камчатский, 683006, e-mail: savelyev@kscnet.ru
2
Международный институт теории прогноза землетрясений и математической геофизики РАН, Москва,
3
МГУ им. М.В. Ломоносова, Москва.
В меловом палеоокеаническом комплексе п-ова Камчатский Мыс впервые найдены и описаны
углистые породы. Высокая массовая доля водорода в керогене говорит о происхождении
органического вещества этих пород из фитопланктона. Появление углистых прослоев среди яшм
и известняков может быть связано с одним из океанских аноксических событий, происходивших
в меловое время.
102
хи
й
ок
еа
н
полуостров
Камчатский
мыс
Ти
В составе аккреционных образований Восточной Камчатки, кроме комплексов остро-водужного
генезиса, присутствуют меловые и палеогеновые
комплексы, сформировавшиеся в условиях океана.
Одним из таких комплексов является офиолитовая
ассоциация п-ова Камчатский Мыс. В составе ассоциации описаны гипербазиты, габброиды, долериты, базальты и вулканогенно-осадочные образования (Хотин, Шапиро, 2006). Вулканогенно-осадочные породы, слагающие верхнюю часть офиолитового разреза, объединены в смагинскую свиту,
возраст которой определен как альб-сеноман по
комплексам радиолярий из яшм (Зинкевич и др.,
1985; Бояринова и др., 1999). Часть исследователей
считает, что океанические образования – потоки
базальтов, гиалокластиты, яшмы, известняки и
пакеты ритмичного переслаивания кремнистых и
карбонатных пород – слагают олистолиты и тектонические пластины в туфосилицитовом матриксе
более молодого, сантон-кампанского возраста
(Зинкевич и др., 1993; Федорчук и др., 1989).
Наличие известняков среди осадочных пород и
щелочных базальтов OIB-типа среди вулканитов
позволяет предположить, что формирование толщи
в альб-сеноманское время происходило на поверхности подводной вулканической возвышенности
(возможно гайоте).
Авторами статьи при проведении полевых
работ в 2005 г. на п-ове Камчатский Мыс среди
карбонатно-кремнистых пород смагинской свиты
найдены породы, определенные как угли. Положение района исследований показано на рис. 1.
Рис. 1. Положение района исследований.
Разрез с углистыми прослоями описан в левом
борту левого притока р. Каменной, географические
координаты 56 0 03.353 / с.ш., 163 0 00.376/ в.д.
Привязка описанного разреза приведена на геологической схеме в статье, посвященной генезису
кремнисто-карбонатных пакетов (Савельева, 2006,
рис. 1). В 2006 г. в той же точке наблюдения детально
описан разрез пачки переслаивания яшм и извест-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПЕРВАЯ НАХОДКА УГЛИСТЫХ ПОРОД В МЕЛОВЫХ ПАЛЕООКЕАНИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСАХ
няков, содержащий два прослоя углистых пород.
Ранее такие породы не описывались не только в
составе смагинской свиты, но и в других океанических и островодужных меловых образованиях
Восточной Камчатки.
Разрез, содержащий углистые прослои, сложен
ритмичным чередованием красно-бурых радиоляриевых яшм и розовых известняков, часто также
содержащих кремнистую примесь. Мощности ритмов (яшма + известняк) варьируют от 2 до 10 см,
обычно мощность яшмовых прослоев в 1.5-2 раза
больше, чем известняковых. В прозрачных шлифах
яшмы представляют собой криптокристаллический
кварц-халцедоновый агрегат, в который погружены замещенные халцедоном остатки радиолярий.
Известняки характеризуются пелитоморфными
структурами, содержат радиолярии, единичные
планктонные фораминиферы. Терригенная и пирокластическая примесь в породах отсутствует. Контакты между яшмой и известняком резкие, без
постепенного перехода, но иногда в пограничных
частях встречаются столь же резко выделяющиеся
прослои смешанного кремнисто-карбонатного состава; реже наблюдаются слойки мощностью до
3 см, представляющие собой тончайшее (1–2 мм)
переслаивание яшм и известняков с многочисленными остатками радиолярий. Иногда на границе
ритмов или внутри ритмов (чаще в известняках)
встречаются микропрослойки, обогащенные оксидами железа и марганца. Такие прослои содержат
обычно большое количество (20–40%) радиолярий.
В разрезе описаны два маломощных пласта углистых пород. Нижний прослой углей имеет мощность
2 см, в 4 м выше по разрезу – второй прослой –
5-7 см мощности. Вблизи углистых прослоев кремнисто-карбонатные породы «выбеливаются» - теряют свою красноватую окраску, известняки
приобретают светло-серый цвет, а кремнистые прослои становятся зеленовато-серыми или темносерыми до черных. В угольных прослоях и в соседних кремнях наблюдаются глобулы и кристаллы
пирита (на выветрелых поверхностях слой кремней,
подстилающих верхний угольный пласт, ржавобурый за счет окисления пирита).
Пачка яшм и известняков смята в изоклинальные складки с размахом крыльев до 20 м
(рис. 2). Углистые прослои залегают внутри пачки
согласно, с ровными контактами с подстилающими
и перекрывающими слоями (рис. 3 на 3 странице
обложки). В замке складки наблюдается двукратное
увеличение мощности углей за счет нагнетания
материала при складкообразовании из-за его
большей пластичности по сравнению с яшмами.
Макроскопически угли представляет собой
слоистую углистую породу практически черного
цвета, обогащенную минеральным веществом.
Относительно чистые угольные прослои – также
высокозольны, но, тем не менее, являются углем
с характерным блеском и кливажем. При микроскопическом изучении также видна слоистая текс-
Рис. 2. Смятая в изоклинальную складку пачка яшм и известняков с прослоями углей.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
103
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ÑÀÂÅËÜÅÂ È ÄÐ.
тура. Породы интенсивно тектонизированы, с
этим, видимо, связан большой разброс показателя
отражения, что не дает возможности однозначно
определить параметры катагенетического преобразования углей. Химический анализ углистых пород
показал их высокую зольность – около 50 %. Высокая массовая доля водорода в керогене (H – 7.82%,
C – 76.07% после обеззоливания) говорит о происхождении органического вещества из фитопланктона. По содержанию и составу керогена породы
могут быть названы сапропелевым углем или сапропелевым горючим сланцем (по различным
классификациям) (Месторождения ..., 1988).
Состав и структура пород свидетельствует о
формировании описанной известняково-яшмовой
ассоциации на океанской возвышенности вдали
от терригенного сноса и без привноса пирокластической примеси. Ритмичное чередование кремнистых и карбонатных пород может быть связано с
периодическими колебаниями климата, вызывающими периодичное увеличение био-продуктивности планктона (Савельева, 2006). Возникновение
углистых прослоев можно объяснить наиболее интенсивными вспышками биопродуктивности фитопланктона. Накопление органического вещества
может быть связано с одним из океанских аноксических событий, следы которых зафиксированы
на некоторых подводных возвышенностях Тихого
океана (Басов, Вишневская, 1991). Наибольшее
содержание Cорг. в меловых океанических осадках
в Тихом океане обнаружено на плато Манихики
– до 30.5% (SITE 317..., 1976). В изученных нами
образцах величина Cорг. достигает 39% (в необеззоленных образцах), что свидетельствует об уникальности обстановки накопления пород.
Работа выполнена при поддержке гранта ДВО
РАН (проект № 06-III-A-08-333) и гранта РФФИ
№ 07-05-00080.
Список литературы
Басов И.А., Вишневская В.С. Стратиграфия верхнего
мезозоя Тихого океана. М.: Наука, 1991. 200 с.
Бояринова М.Е., Вешняков Н.А., Коркин А.Г.,
Савельев Д.П. Объяснительная записка к государственной геологической карте Российской
Федерации масштаба 1:200 000. ВосточноКамчатская серия, листы O-58-XXVI, XXXI,
XXXII. СПб., 1999. 267 с.
Зинкевич В.П., Казимиров А.Д., Пейве А.А. и др. Новые
данные о тектоническом строении полуострова
Камчатский Мыс (Восточная Камчатка) //
Докл. АН СССР. 1985. Т. 285. № 4. С. 954–958.
Зинкевич В.П., Константиновская Е.А.,
Цуканов Н.В. и др. Аккреционная тектоника
Восточной Камчатки. М.: Наука, 1993. 272 с.
Месторождения горючих сланцев мира / Отв. ред.
В.Ф. Череповский. М.: Наука, 1988. 263 с.
Савельева О.Л. Происхождение ритмичной слоистости в карбонатно-кремнистых пакетах из
смагинской свиты полуострова Камчатский
Мыс // Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле.
2006. № 1(7). С. 121–128.
Федорчук А.В., Вишневская А.С., Извеков И.Н.,
Румянцева Ю.С. Новые данные о строении и
возрасте кремнисто-вулканогенных пород
полуострова Камчатский Мыс (Восточная
Камчатка) // Изв. вузов. Геология и разведка.
1989. № 11. С. 27–33.
Хотин М.Ю., Шапиро М.Н. Офиолиты Камчатского
Мыса (Восточная Камчатка): строение, состав,
геодинамические условия формирования //
Геотектоника. 2006. № 4. С. 61–89.
SITE 317: Manihiki Plateau. Initial Reports of the
Deep Sea Drilling Project. Washington, 1976. V. 33.
P. 161–300.
THE FIRST FIND OF COAL ROCKS IN CRETACEOUS
PALEOOCEANIC COMPLEXES OF THE EASTERN KAMCHATKA
D.P. Savelyev1, A.V. Lander2, N.V. Pronina3, O.L. Savelyeva1
1
Institute of Volcanology and Seismology FED RAS, 683006, Petropavlovsk-Kamchatsky, savelyev@kscnet.ru
2
International Institute of Earthquake Prediction Theory and Mathematical Geophysisc RAS, Moscow
3
Lomonosov Moscow State University, Moscow
Coal rocks were discovered and described for the first time in the Cretaceous oceanic complex of
Kamchatsky Mys Peninsula (Kamchatka, Russia). The origin of the coal rocks can be related to one of
the Cretaceous Oceanic Anoxic Events.
104
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007. №2. ВЫПУСК №10
УДК 551.214(265)
ПРОГНОЗНАЯ ГИС МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ КОБАЛЬТМАРГАНЦЕВЫХ
КОРОК ГАЙОТА БУТАКОВА (МАГЕЛЛАНОВЫ ГОРЫ, ТИХИЙ ОКЕАН)
© 2007 А.М. Асавин1, Е.И. Чесалова2, М.Е. Мельников3
1
Институт геохимии и аналитической химии им. В.И.Вернадского РАН, Москва; e-mail: alex@geokhi.ru
2
Государственный геологический музей им. В.И. Вернадского РАН, Москва; e-mail: lena@sgm.ru
3
ФГУГП «Южморгеология», Геленджик; e-mail: m_e_melnikov@mail.ru
На основе технологии построения и анализа электронных карт исследовано распределение
залежей кобальт-марганцевых рудных корок. Построены эмпирические зависимости мощности
этих корок от глубины, pH среды, особенностей форм рельефа поверхности гайота. Используя
ГИС технологии и выявленные закономерности построена прогнозная модель формирования
кобальт-марганцевых рудных корок для гайота Бутакова Магеллановых гор Тихого океана. Модель
подтверждает существующую гипотезу о преимущественно гидрогенном происхождении кобальтмарганцевых рудных корок и то, что главным фактором определяющим активность
формирования корок являлось положение кислородного минимума в вертикальном разрезе
водной толщи.
ВВЕДЕНИЕ
После открытия железомарганцевых руд на поверхности подводных гор прошло более ста лет. За
это время учеными разработаны основные представления о термодинамике процессов гидрохимических реакций в морской воде, выявлены
геохимические отличия кобальт-марганцевых рудных корок (КМК) подводных гор от железомарганцевых конкреций (ЖМК) морского дна,
исследован минеральный состав руд. Достаточно
детально изучена стратификация распределения
растворенных металлов, кислорода, углекислоты
и органического вещества в океане до глубин
свыше 5000 м., над подводными горами в различных климатических зонах Мирового океана.
К крупнейшим исследованиям КМК подводных гор можно отнести работы Г.Б. Батурина,
С.И. Андреева, Л.И. Аникеевой, А.В. Дубинина и
др. (Аникеева др. 2002; Батурин, 1993, 2004;
Батурин, Дубинчук, 1989; Дубинин, 2006;
Железомарганцевые…, 1984; Железо-марганцевые …
1990; Кобальтобогатые … 2002; Bonatti et al., 1972;
Hein et al., 2000; Koppers et al. 2003).
В последние годы ФГУГП «Южморгеология»
ведет детальные геологоразведочные работы по
Государственным контрактам с Федеральным
агентством по недропользованию МПР на
Магеллановых горах (Тихий океан). За это время
получены результаты бурения рудных залежей,
проведены геофизические работы и съемки
морского дна (Мельников, 2005; Рашидов, 2006;
Рашидов и др. 2003)
Прежние представления о повсеместном
развитии КМК сменилось реальным видением
ситуации. Выявлено сложное концентрическизональное или пятнистое расположение наиболее
продуктивных участков, показана сильная
зависимость мощности руд от геоморфологических
особенностей, оценено влияние подстилающего
субстрата. Для КМК построена схема стратификации
слоистых корок. Установлена геохимическая
зональность в составе руд, часто дискордантная
по отношению к их мощности. В настоящий момент
в связи с накоплением большой первичной
информацией о развитии руд на гайотах и
активной разведкой этих руд в океане разработка
численной модели формирования рудных залежей
на подводных горах чрезвычайно актуальна.
Уровень фундаментальных исследований создает
предпосылки для разработки таких моделей.
Мы рассмотрели распределение железомарганцевых корок на примере гайота Бутакова
(МЖ 39) Магеллановых гор Тихого океана (рис. 1).
На основе детальных карт рудных зон был
проведен расчет зависимости распространения
КМК от морфологии поверхности гайота,
глубины, величины pH. Работа основана на новых
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
105
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АСАВИН И ДР.
Рис. 1. Обзорная схема районов района расположения гайота Бутакова (МЖ39).
ГИС-методах анализа пространственных данных
и общей целью работы являлась разработка
численной модели, позволяющей прогнозировать
развитие железомарганцевых рудных корок на
подводных горах. ГИС технологии позволяют
совместить результаты численного трехмерного
моделирования с рассчитанными по теоретическим
функциональным зависимостям полями различных
параметров, определяющих пространственные
закономерности формирования корок. Данное
исследование является попыткой оценить вклад
ведущих процессов на основе реально наблюдаемых эмпирических закономерностей развития
рудных тел на поверхности гайота, оценить какие
из них являются главными в формировании
рудных корок, а какие второстепенными.
ИСХОДНЫЕ ДАННЫЕ
Батиметрические карты гайота были построены по данным широкополосной съемки эхолотом
Simrad ЕМ12 S-120 в рейсах НИС «Геленджик» в
1999-2003. Это карты являются основной
топографической основой крупномасштабного
(1:200000) ГИС проекта по рудоносности
подводных гор. На карты были нанесены данные
по бурению скважин на поверхности гайота,
106
отбору проб драгами и результаты подводного
фотопрофилирования. В результате этих работ
удалось построить детальные карты железомарганцевого оруденения подводных гор с
выделением зон развития неконсолидированных
осадков и участками отсутствия корок, распределения мощностей корок и металлов в них.
Систематизация данных (Мельников, 2005)
позволила нам в данном ГИС проекте проследить
границы распространения рудных корок на
поверхности гайота и выделить участки развития
корок разной толщины. ГИС проект выполнен с
помощью программы ARC/INFO v.9.0.
Руды формируются в несколько этапов, что
фиксируется их стратификацией, наличием
перерывов и несогласий между слоями. Наиболее
мощные корки сформировались в течение
нескольких десятков млн. лет. На Рис. 2
представлена фотография образца где показана
типовая стратификация корки. Стратификация
детально рассмотрена в работах (Мельников, 2005;
Мельников, Пуляева, 1994; Пуляева, 1999) и
отражает эволюцию седиментогенеза и историю
формирования кобальтмарганцевого оруденения в
Тихом океане.
Построенная трехмерная карта гайота представлена на Рис. 3. Показано развитие разных по
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПРОГНОЗНАЯ ГИС МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ КОБАЛЬТМАРГАНЦЕВЫХ КОРОК
Рис. 2. Образец слоистой гидрогенной корки. Цифрами показаны слои КМК: римскими - классификация
слоев по Мельников и Пуляева 1994; Пуляева 1999,
арабскими - по Кобальтбогатые…, 2002.
мощности типов рудных корок на поверхности
гайота. Каждый из выделенных типов состоит из
комбинации различных по возрасту слоев и
приурочен к определенному участку гайота –
границам вершины, склона, центральной всхолмленной части или плоской краевой части. На
вершинной плоской части гайота расположено
много безрудных участков. Нами использовалось
следующее ранжирование корок по мощности отражающая как наличие или отсутствие древних
слоев и их мощность. Всего выделено 5 градаций:
1. До 1 см мощности (обычно это только
корки III слоя)
2. От 1 до 4 см мощности (это корки обычно
сложенные только слоем III или слоями II и III )
3. От 4 до 7 см мощности (это обычно корки
с отсутствием в разрезе одного или двух слоев)
4. От 7 до 10 см мощности (корки с полным
разрезом, состоящим из четырех слоев)
5. Свыше 10 см мощности (корки с полным
разрезом и повышенными мощностями отдельных
слоев, а также иногда с присутствием древних
реликтовых слоев.
Соответствие данной градации с градацией по
возрасту (то есть стратификацией) достаточно
сложное и требует отдельного исследования в
будущем. В данной работе хотелось бы подчеркнуть, что классификация слоев корок, используемая в ФГУП «Южморгеология» является именно возрастной и базируется на стратиграфических
и палеонтологических признаках (литологические
типы слоев, несогласия, минералогический и палеонтологический состав), в то время как классификация используемая во ВНИИОкеангеология
более детальная и, в большей степени, опирается
на структурные и минералогические характеристики слоев (плотные, сухаристые, с преоб-
ладанием тобоидов и т.п.). Для задач данного
исследования важна именно мощность коркового
слоя, а не ее минералогическая, или возрастная
типизация, поэтому мы использовали простые
размерные критерии (мощность корки).
Кроме того, мы использовали классификацию
поверхности гайота по уклону дна. Этот геоморфологический параметр в ряде работ определяется
как важнейший для формирования корок (Аникеева и др. 2002; Кобальтбогатые…, 2002). Его
ранжирование мы пробовали выполнить в различных вариантах, однако, полагаясь на точность
измерения, мы остановились на шаге 5 0, как
наиболее эффективном. Таким образом, было
выделено 6 классов уклона склона подводной горы
- 0-50, 5-100, 10-150, 15-200, 20-250, 25-900.
Помимо уклона дна было проведено геоморфологическое районирование гайота по степени
расчлененности рельефа. С этой целью в скользящем окне было просчитано количество положительных и отрицательных вторичных форм рельефа, в результате чего была построена карта оценка
распределения экстремумов отражающая степень
расчлененности рельефа (рис. 4).
МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ РУД
В настоящее время общепринятым механизмом
описывающим образование КМК является
гидрогенная отсадка вещества из морской воды
(Батурин 1993; Дубинин, 2006; Дубинин, Батурин.
1994; Кобальтбогатые…, 2002; Banakar et al., 2007;
Hein et al., 2000). При этом определяющим
фактором реализации реакций осаждения
растворенных в морской воде рудных компонентов
является окислительно-восстановительная
стратификация океанической толщи по глубине
(Кобальтбогатые…, 2002; Glasby et al., 1999; Johnson
et al. 1996; Lewis, Luther, 2000; Verlaan et al., 2004).
В результате химических реакций (главным
образом обусловленных режимом углекислоты и
растворением органических остатков жизнедеятельности микроорганизмов в океанической воде)
возникает кислородный минимум, меняется pH
среды. Осуществляется наиболее интенсивное
протекания процессов окисления марганца и железа
и соответственно отложение железомарганцевых
корок обогащенных полиметаллами и редкими
элементами. Таким образом, зная положение
кислородного минимума можно рассчитать, где
именно на поверхности гайота будет происходить
отложения руд. Однако определение положения
уровня этого горизонта составляет достаточно
сложную задачу. На изменение вертикального
положения горы и соответственно палео глубины
поверхности гайота в геологическом времени
оказывают влияние локальные тектонические
движения, глобальные изменении уровня океана,
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
107
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АСАВИН И ДР.
Рис. 3. Трехмерная карта гайота Бутакова с границами развития железомарганцевых корок различной толщины.
108
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПРОГНОЗНАЯ ГИС МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ КОБАЛЬТМАРГАНЦЕВЫХ КОРОК
Рис. 4. Геоморфологическая карта развития вторичных форм рельефа – расчлененности поверхности гайота.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
109
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АСАВИН И ДР.
изменения режима кислорода и оксидов углерода
при эволюции Земли. Часть этих факторов можно
учесть, однако слабая изученность конкретной
геологической истории развития гайота не позволяет с достаточной точностью, заранее определить глубину положения кислородного минимума. Скорее наоборот, изучая положение горизонтов наиболее мощных корок на поверхности
гайота, мы можем оценивать палео уровень кислородного минимума в прошлом. В тоже время можно
надеяться, что накопление фактов в результате
изучения подводных гор и эволюции океана,
позволит в будущем с большей точностью оценивать окислительно-восстановительный режим
древних океанов.
В настоящее время ряд исследователей большое внимание обращает на влияние подводных
течений вокруг подводных гор (Горяинов и др.
1986; Зырянов, 1995; Михайлик и др. 2006; Masaki
Kawabe et al., 2005; Turnewitsch et al., 2004).
Действительно, подводные наблюдения указывают
на существование сильных течений сложной формы.
Скорость течений по-видимому может достигать
10-20 км/ч (Зырянов 1995; Turnewitsch et al. 2004).
В результате такой гидродинамической активности
уровень кислородного минимума также может смещаться по вертикали относительно уровня вдали
от подводных гор. По мнению указанных исследователей течения вокруг подводных гор образуют
спиральные вихревые потоки направленные снизу
вверх (гидродинамических вихрей Тейлора-Хогга)
(Зырянов, 1995). В результате этих потоков уровень
кислородного минимума может исчезнуть или
сдвинуться на меньшую глубину. Это также может
отразиться на изменении активности отложений
КМК, их составе (Вyrne et al., 1988; Donat,
Bruland, 1995) то есть уменьшении их мощности
на определенных участках и горизонтальных
уровнях гайота. Однако в настоящий момент работ
посвященных этим вопросам мало и эти явления
изучены явно не достаточно.
МЕТОДИКА АНАЛИЗА
КАРТОГРАФИЧЕСКИХ ДАННЫХ
С ПОМОЩЬЮ ГИС МЕТОДОВ
Суммарный эффект рассмотренных процессов,
прежде всего, будет выражен в изменении глубины
на которой расположены наиболее мощные корки
и безрудные горизонты. Другими словами на
графиках зависимости мощности рудных слоев от
глубины океана должен существовать максимум,
отражающий наиболее оптимальные условия
формирования рудных горизонтов.
Попытки найти расположение такого максимума предпринимались на базе исследования геологических горизонтальных разрезов через гайот
(Горяинов и др. 1986; Мельников, 2005,).
110
Однако ГИС методы позволяют более полно
использовать не только линейные разрезы, но и
площадные параметры развития рудных зон, что
позволяет получить более представительные и
точные зависимости мощности корок от месторасположения на поверхности гайота. Методика
построения зависимостей заключается в расчете
площадей пересечения полигонов различных
«сеточных» параметров (т.е. параметров, величина
которых представлена в ГИС проекте в виде
изолиний значений по площади равномерного
опробования). Рассчитывается площади ограниченные изолиниями выбранного интервала
значений, которые образуют замкнутые полигоны
на карте. Слои, которые представляют параметры,
которые мы исследуем на предмет взаимосвязи,
клиппируются в пакете ARC/INFO, и рассчитываются площади пересечения полигонов одного
параметра по отношению к другому. В результате
мы получаем строгую зависимость одного
параметра от другого. Например, зависимость
толщины рудной корки от глубины океана может
быть представлена в виде графика площадей
полигонов корок с одной мощностью располагающихся на полигонах соответствующих интервалов глубин: 1.5-2 км, 2-2.5 км, 2.5-3 км и
т.д. То есть по оси абсцисс откладываются площади
корок одной толщины, попадающие в определенный интервал глубин, который в виде значений
отложен на оси ординат.
Эта методика позволяет заменить качественное
представление о связи мощности корок с глубиной
океана или другими управляющими обстановкой
рудоотложения параметрами на количественные
функции, фактически рассчитываемыми по ГИС
картам. Точность оценки построенной зависимости
можно увеличить за счет увеличения числа классов
(сужения интервалов значения параметра).
Результаты расчетов зависимости мощности корок
от угла наклона склонов представлены в табл. 1. В
табл.2 представлены данные расчета по интервалу
глубин. Мы использовали относительные внемасштабные единицы измерения площади для
упрощения дальнейшего анализа и возможности
сопоставления с данными других авторов. Для этого
площадь всего гайота пересчитывалась на площадь
занимаемую рудными интервалами и рассчитываемая площадь приводилась к относительной доли
рудной площади к безрудной части. Следует
отметить, что при увеличении числа классов
поверхности (по величине угла склона гайота) вид
зависимости не менялся, поэтому мы остановились
на данной классификации, как наиболее
оптимальной. Точность расчета площадей для гайота
Бутакова была достаточно высокой, поскольку
детальность съемки на различных участках по
изобатам достигала 20 м. Точность оценки площади
была значительно выше, чем точность определения
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПРОГНОЗНАЯ ГИС МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ КОБАЛЬТМАРГАНЦЕВЫХ КОРОК
Таблица 1. Расчет площадей занимаемых рудными участками разного типа.
!
"
$
#
%
&
"
)
*
+
)
/
)
/.
)
.
)
0
)
'
1 %
-
!
+
, +-
. +.
/ +/
+/
//+
. +
,,+
-+/
+.
+/
+/
../ +
./+-
, +
/ +
+
.,+
,.+.
-+.
-+
-..+
.+/
+,
-+
+/
+
+
/-, +
.
+
+-
/- +
+- -
' (
.
+
.+,
+,
.+/
/-+
.+
+/
+,
+
/ +/ -+
/.
/ / +
/-+
/, ,+/
/ -.+/
/+
"
23
!
!
/
/
+
- ,.+
/
"
Таблица 2. Расчет площадей занимаемых рудными участками разного типа.
4
5
+
+.
+
+
+
+
+
/+
/+
+
+
+
+.
+
+
+
+
+
/+
/+
!
"
%
)
3
#
3
*
/
&
"
- -
//
//
/
.
)
/.
. -
)
.
)
0
)
'
1 %
/
-
!
"
23
!
!
"
-
/,
/
-,,-
,
.,
, /
/
' (+
-
)
.
$
/
..
,,
.
.
- .
-
.
/
-
/.
.
-
.
/-.,
/-
,/-
. /
-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
,
,
/
/
-/
-
. ,
111
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АСАВИН И ДР.
границы рудных интервалов, поскольку частота
опробывания рудной зоны проводилась по сетке
примерно с полукилометровым шагом.
Данные представленные в таблицах 1, 2 и на
рисунках 5, 6 показывают, что для корок разного
типа форма графика зависимости их распространенности от глубины океана и угла наклона склона
гайота сильно различаются. На графиках можно
выделить распределения с хорошо выраженным
максимумом и кривые близкие к линейной
функции. Площади распространения корок разного
типа приурочены к разным глубинам, максимумы
на графиках рис. 5 не совмещаются. Это по
видимому, можно объяснить сменой положения
кислородного минимума во времени. Зависимость
от угла наклона склона опосредованно включает
в себя и глубину океана как, определяющий
параметр, поэтому ее роль выделить достаточно
сложно. Управляющие факторы необходимо
рассматривать совместно для построения общей
функции описывающей распространенность корок
разного типа на поверхности гайота.
ГИС МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ
РУДНЫХ ТЕЛ
Полученные данные и разработанная методика
ГИС расчета позволяют нам перейти к построению
прогнозной количественной модели формирования
рудных покровов на поверхности гайота. При
моделировании мы ставим задачу найти эмпирическую функцию определяющую многопараметрическую зависимость мощности рудного слоя от
глубины океана, наклона склона горы, величины
pH или иных факторов. В качестве начальных
учитываемых параметров в модели были выбраны
угол наклона склонов и значение pH.
Прямое введение в функцию глубины не
использовалось, поскольку pH уже является
функцией глубины. В работе (Kenneth et al., 1996)
показано, что в Тихом океане форма зависимость
рН от глубины во всех изученных районах близка
к классической. На кривых наблюдается два
минимума. Один в районе 1.5-2 км связан с
реакцией разложения органического углерода и
второй ниже критической глубины карбонат
накопления. По усредненной кривой изменения
величины рН от глубины (Кобальтбогатые…, 2002)
мы построили аппроксимирующее уравнение.
Расчет был выполнен с помощью пакета MATLAB
v. 4.0 в виде многочлена третей степени (pH –
значение в морской воде; D - глубина в метрах) –
,+
6
+
+
+
-
6
6
+
+
/+ /
.+ .
,
+
+ .
6
6
Коэффициент корреляции уравнения составляет 0.98 для 95% значимости. Данное уравнения
затем было использовано в пакете ARC/INFO v. 9.0
112
для расчета значений рН на поверхности гайота
(рис. 7). Расчет выполнялся по покрытию
батиметрии. Генерация таких «расчетных» картслоев позволяет проводить анализ двумерной
корреляции различных расчетных параметров
связанных наблюдаемыми характеристиками
теоретической зависимостью. В данном случае
анализ подобных корреляций позволяет выявить
генетические связи между окислительной обстановкой на поверхности гайота и развитием коры
железомарганцевых руд. Такой анализ может быть
выполнен как просто визуально – на основе
совпадения или несовпадения границ аномалий
на картах исследуемых параметров, так и более
строго на основе расчета площадей пересечения
полигонов. Целью построения модели является
расчет по значениям известных (глубина океана)
и расчетных параметров (pH) в заданной точке
величины мощности рудной коры на поверхности
гайота. В результате моделирования строится
результирующая карта прогнозного признака OPI
(ore-predicted-indicator), форма аномалий которого,
должна совпадать с формой рудных зон. Подбираются весовые множители в функции управляющих параметров, такие чтобы полученная
функция наилучшим способом описывала распределение рудных тел.
В используемой нами простой линейной формуле расчета OPI весовой множитель при значении
pH равен пяти, что отражает большой вклад pH
при расчете поискового признака. Существенный
вклад также вносит изрезанность рельефа. На рис. 8
показана расчетная карта значений OIP на поверхности гайота Бутакова. Сходство этой карты с
картой распространенности корок и их мощностей
доказывает, что нам удалось построить достаточно
близкую к реальности прогнозная модель формирования руд. Наибольшую сложность представляет оценка вклада угла наклона поверхности гайота. Из результатов проведенных расчетов
(табл. 1, рис. 6) следует, что КМК разной толщины
по-разному распределяются на поверхности в
зависимости от угла наклона. Распространенность
маломощных корок (менее 1 см) и корок толщиной 7-10 см сильно зависит от угла наклона. На
графиках хорошо выражен максимум для этих м
типов корок, тогда как остальные, менее развитые
на гайоте разновидности корок, распределены
довольно равномерно. Такая не «симметричность»
в распределении корок, по-видимому, отражает
смену гидродинамического режима при формировании более древних и молодых корок. Поскольку
в данной модели мы строили единую функцию
для всех типов корок, то результирующие
коэффициенты функции OPI для угла наклона
склона, в основном определяются формой залежей
наиболее широко представленных на гайоте
Бутакова молодых типов корок.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПРОГНОЗНАЯ ГИС МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ КОБАЛЬТМАРГАНЦЕВЫХ КОРОК
Рис. 5. Развития рудных полей на поверхности гайота в зависимости от глубины океана.
Рис. 6. Неоднородность развития рудных полей на поверхности гайота с различными углами наклона.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
113
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АСАВИН И ДР.
Рис. 7. Карта расчетной величины рН на поверхности гайота.
114
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПРОГНОЗНАЯ ГИС МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ КОБАЛЬТМАРГАНЦЕВЫХ КОРОК
Рис. 8. Карта расчетной величины OIP(суммарного признака рудоностности) наложенная на карту
мощности рудных корок.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
115
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АСАВИН И ДР.
ВЫВОДЫ
Расчет с помощью ГИС методов площадей
занимаемых КМК на поверхности гайота выявил
неравномерное концентрически зональное
расположение рудных зон, чередующихся с
безрудными участками.
Максимум распространенности корок
различной мощности расположен на разных
глубинах. Наиболее мощные корки (7-10 см и
более) характеризуются четким максимумом
развития в интервале глубин 2-2.3 км. Максимум
распространения для менее мощных корок (1-4 см
и меньше) выражен слабее и располагается на
больших интервалах глубин – 3.5-4 км.
Несмотря на ряд допущений, полученная ГИС
модель достаточно хорошо описывает распространенность рудных полей на поверхности гайота,
что свидетельствует о ведущей роли в формировании руд стратификации океанических вод по глубине, окислительно-восстановительному режиму
и при активном влиянии на образование руд геоморфологических характеристик подводной горы.
Работа выполнена при финансовой поддержке
гранта РФФИ № 06-05-08069офи и контракта
№634-2007/ГЕОХИ.
Список литературы
Аникеева Л.И., Андреев С.И., Александров П.А. и др.
Платиноносность железомарганцевых образований Мирового океана // Платина России.
Т. 3. М.: ЗАО «Геоинформмарк», 2002.
С. 338-345.
Батурин Г.Н. Руды океана. М.: Наука, 1993. 304 с.
Батурин Г.Н. Фосфатонакопление в океане. М.:
Наука, 2004. 465 с.
Батурин Г.Н., Дубинчук В.Т. Микроструктуры
железомарганцевых конкреций океана. Атлас
микрофотографий. М.: Наука, 1989. 288 с.
Горяинов И.Л., Грамберг И.С., Прожогин А.Г.
Зависимость состава и строения залежей
железомарганцевых конкреций от их
ориентировки по отношению к придонному
течению // ДАН. 1986. Т. 289. № 6 С. 1488-1492.
Дубинин А.В., Батурин Г.Н. Редкоземельные
элементы в стандартных образцах глубоководных образцах глубоководных железомарганцевых руд и красной глины //
Океанология. 1994. Т. 34. № 2 С. 228-231.
Дубинин А.В. Геохимия редкоземельных элементов
в океане. М.: Наука, 2006 339 с.
Железомарганцевые конкреции Мирового океана
/ Отв. ред. Ю.Б. Казмин Л.: Недра, 1984. 175 с.
Железомарганцевые корки и конкреции подводных гор Тихого океана / Отв. ред. Лисицин
А.П. М: Наука, 1990. 228 с.
Зырянов В.Н. Топографические вихри в динамике
116
морских течений. М. Академия Наук, 1995. 239с.
Кобальтобогатые руды Мирового океана / Отв.
ред. академик РАЕН С.И. Андреев. СПб.:
ВНИИОкеангеология, 2002. 167 с.
Мельников М.Е. Месторождения кобальтоносных
марганцевых корок. Геленджик: ФГУГП ГНЦ
«Южморгеология», 2005. 231 с.
Мельников М.Е., Пуляева И.А. Железомарганцевые
корки поднятия Маркус-Уэйк и Магеллановых гор Тихого океана: строение, состав,
возраст // Тихоокеанская геология.
1994. № 4. С. 13-27.
Михайлик Е.В., Ханчук А.И., Хершберг Л.Б. Роль
топографических вихрей Тэйлора-Хогга в
формировании железомарганцевых конкреций
по периферии Магеллановых гор Тихого
океана // Тихоокеан. геология. 2006. Т. 25.
№ 1. С. 14-17
Пуляева И. А. Этапы формирования железомарганцевых корок Магеллановых гор Тихого
океана. Автореф. дисс. … канд. геол.-мин. наук.
С-П., 1999. 25 с.
Рашидов В.А. Магеллановы горы (Тихий океан):
состояние геологической изученности //
Вестник СВНЦ ДВО РАН. 2006. № 2. С. 13-20.
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.
Banakar V.K., Hein J. R., Rajani R.P., Chodankar A.
R. Platinum group elements and gold in ferromanganese crusts of the Afanasiy-Nikitin
Seamount, Equatorial Indian Ocean: Sources and
fractionation // J. of Earth System Science 116
(1): 3-13 Feb 2007.
Bonatti E., Kraemer T., Rydell, H.. Classification and
genesis of submarine iron–manganese deposits /
/ Ferromanganese Deposits on the Ocean Floor
/ National Science Foundation, 1972. Ed. Horn
D. P. 149–165.
Вyrne R.H., Kump L.R., Cantrel, K.J. The influence of
temperature and pH on trace metal speciation in
seawater // Mar. Chem. 1988. V. 25 P. 163-181.
Donat, J.R., Bruland W.K. Trace Elements in the Oceans
// Trace Elements in Natural Waters. Ed. Salbu,
B., Steinnes, E. CRC Press. Boca Raton FL, 1995.
P. 247-281.
Glasby G.P., Schulz H.D. eH-pH Diagrams for Mn,
Fe, Co, Ni, Cu and As under Seawater
Conditions: Application of Two New Types of
EH, pH Diagrams to the Study of Specific
Problems in Marine Geochemistry //Aquatic
Geochemistry. 1999. № 5. P. 227–248.
Hein J R, Koschinsky A, Bau M. et al. Cobalt rich
ferromanganese crusts in the Pacific // (Handbook
of marine mineral deposits. Ed. Cronan D.S. C R
C Press NY, 2000. Mar. Sci. Ser. P. 239-280.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПРОГНОЗНАЯ ГИС МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ КОБАЛЬТМАРГАНЦЕВЫХ КОРОК
Johnson K.S., Coale K.H., Berelson W.M., Gordon R.M.
On the formation of the manganese maximum
in the oxygen minimum //Geochimica et Cosmochimica. Acta. 1996. V. 60. №. 8. P. 1291-1299.
Kenneth S.J., Kenneth H.C., Berelson W.M.,
Gordon R. M. On the formation of the manganese
maximum in the oxygen minimum // Geochimica
et Cosmochimica Acta, V. 60, I. 8, 1996. P. 12911299.
Koppers A.P., Staudigel H., Pringle M.S., Wijbrans J.R.
Short-lived and discontinuous intraplate volcanism
in the South Pacific: Hot spots or extensional
volcanis // Geochemistry Geophysics Geosystems.
2003. V. 4. № 10. P. 1-49.
Lewis B.L., Luther G.W. III Processes controlling the
distribution and cycling of manganese in the
oxygen minimum zone of the Arabian Sea //
DSRP II. 2000. V. 47. № 7-8. P. 1541-1561.
Masaki Kawabe, Daigo Yanagimoto, Shoji Kitagawa,
Yoshifumi Kuroda. Variations of the deepwestern
boundary current in Wake Island Passage // Deep
Sea Research. Part I: Oceanographic Research
Papers, 2005. V. 52. I. 7. P. 1121-1137.
Turnewitsch R., Chapman D.C., Reyss J.-L. et al.
Evidence for a sedimentary fingerprint of an
asymmetric flow field surrounding a short seamount
// Earth and Planetary Science Letters. 2004. V. 222.
P. 1023–1036.
Verlaan Ph.A., Cronan D.S., Morgan Ch.L. A comparative
analysis of compositional variations in and between
marine ferromanganese nodules and crusts in the
South Pacific and their environmental controls
// Progress in Oceanography. 2004. V. 63.
P.125-158.
APPLICATION THE GIS MODEL FOR CoMn DEPOSIT ON THE BUTAKOVA GUYOT
(MAGELLAN SEAMOUNTS, PACIFIC OCEAN)
A.M. Asavin1, H.I. Chesalova2, M.Ye. Melnikov3
1
Institute of Geochemistry and Analytical Chemistry, 117945, Moscow, Kosigina str.19
2
Vernadsky State Geological Museum RAS
3
Scientific-Research and Project Institute of Geophysical methods of Oceanic Exploration FGUP YJMORgeologia,
Krymskaya Str.,18, Gelendzhik, Krasnodarsk Krai, 353470, Russia
The distribution of the deposits of cobaltmanganese ore crusts is investigated by the GIS technology.
Are built the empirical dependence of the activity of ore process on the depth, pH of the water,
geomorphology of the relief of the surface of guyot. Using GIS of technology and revealed regularities
in the work it is built the forecast model of the formation of cobaltmanganese ore crusts for the guyot
Butakova Magellan seamountains of Pacific Ocean. Model confirms hypothesis about the predominantly
hygrogenic origin of cobaltmanganese ore crusts and that the fact that the position of the oxygen
minimum in the elevation of water layer was that determining the activity of the formation of crusts
by major factor.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
117
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Дискуссии
УДК 550:551
КРИТИЧЕСКИЙ ОБЗОР ПРЕДСТАВЛЕНИЙ ПО ГЛАВНЫМ ГЕОДИНАМИЧЕСКИМ
НАПРАВЛЕНИЯМ СОВРЕМЕННОЙ ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ НАУКИ В КОНТЕКСТЕ
ИНФОРМАТИВНОСТИ ОСНОВНЫХ РЕКЛАМНЫХ НАУЧНЫХ ИЗДАНИЙ РОССИИ
(часть вторая)
© 2007 А. Ю. Антонов
Институт геохимии СО РАН им. А. П. Виноградова, 664033, Иркутск, ул. Фаворского, 1а;
e-mail: anant@igc.irk.ru
Предлагается обзор и продолжение критического анализа основных положений концепции
глубинных «термохимических плюмов» в связи с положениями концепции плейт-мобилизма и
альтернативной ей концепции «Расширения Земли». Оценка степени информативности основных
рекламных российских научных изданий сделана исходя из опубликованных научных материалов
в Российском реферативном журнале за 2004-2005 гг. Сделан вывод о недостаточной
информативности данного рекламного издания.
ВВЕДЕНИЕ
КРАТКИЙ ОБЗОР КРИТИКИ КОНЦЕПЦИИ
ПЛЕЙТ-МОБИЛИЗМА
Предлагаемая статья является второй частью
обзора материалов по наиболее важным и проблематичным разделам фундаментальной геологической науки и теснейшим образом связана
с опубликованной несколько ранее первой частью, посвященной «плюмовой» геодинамике (Антонов, 2007). При этом, данная статья касается
весьма актуального критического анализа материалов в отношении основных положений концепций «плюмовой» геодинамики, плейтмобилизма и альтернативной последней – концепции
«Расширения Земли». Здесь же произведена
оценка степени информативности Российского
реферативного журнала (РЖ) и т.д. за искомый
период 2004-2005 г.г. (табл. 1-2).
Таблица 1. Соотношение опубликованного
материала по соответствующим тематикам в РЖ
России за 2004-2005 гг.
!
118
"
Сначала следует кратко остановиться на том,
насколько сильны в настоящее время позиции
концепции плейт-мобилизма в понимании эволюции Земли. Использование данной концепции
в литературных публикациях пока преобладает,
однако, исходя из их анализа видно, что проблемных статей по этой теме стало крайне мало. В
тех же статьях, в которых авторы касаются этой
проблемы, обычно используется лишь весьма
ограниченный круг нескольких почти стандартных ее положений, совершенно не вдаваясь в то,
насколько соответствуют предлагаемые данные не
только данной концепции, но и другим точкам
зрения. Соответственно, при этом совершенно
забывается о том, что все эти положения до сих
пор являются весьма спорными. Странно лишь,
что такое отношение до сих пор все равно приветствуется в большинстве геологических организаций, тем самым тормозя развитие других не
менее актуальных направлений глубокого понимания геодинамики Земли. Не трудно догадаться,
что именно поэтому, данная концепция, так и не
будучи убедительно доказанной, в научном плане
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КРИТИЧЕСКИЙ ОБЗОР ПРЕДСТАВЛЕНИЙ ПО ГЛАВНЫМ ГЕОДИНАМИЧЕСКИМ НАПРАВЛЕНИЯМ
Таблица 2. Процентное соотношение количества опубликованных работ по соответствующим
тематикам в РЖ России за 2000-2005 гг.
# $% &
- .
"
$
.
/
$
. ' ( ,!*
0 1
324
' ( )*
' ( ,+*
2
( ' ( ,)*
' ( ",*
практически не развивается. В тоже время, критика
этой концепции сейчас приняла очень крупные
размеры, и за последние 2 года в зарубежной и
российской печати было опубликовано ~ 60
критических статей по этой теме, т.е. по ~ 2.5
статьи в каждый месяц. Этого во все прошедшие
годы не наблюдалось, что является очень высоким
показателем. Именно поэтому, в данном кратком
обзоре основная роль отводится не работам, просто
касающихся плейт-тектонической концепции, но
именно критике ее положений, имеющей
основополагающее значение для развития
геологических наук.
Данной критике посвятили работы исследователи > 20 организаций со всей России, в том
числе на 13 международных и всероссийских
конференциях. 12 крупных статей появилось в
центральных зарубежных журналах. По этой же
теме в России было защищено 2 докторские
диссертации (Разницин, 2003; Стеблов, 2004) и
сформировано 4 сборника научных статей. К
последним относятся: 1) Геодинамика тектоносферы зоны сочленения Тихого океана с Евразией (1997); 2. Спорные аспекты тектоники плит
и возможные альтернативы (2002); 3. Комплексное
изучение бассейна Атлантического океана (2003);
4. Океанизация Земли - альтернатива неомобилизма
(2004).
Кроме вышеотмеченных статей в сборниках
среди работ по данной тематике имеются как
общекритические (Ахкозов, 2004; Гаврилов,
Васильев, 2004; Ермаков, 2002; Макаров, 2003;
Москалева и др., 2002; Пучков, 2004; Сурчилов,
2003; Успенский, 2003; Шолпо, 2003 а,б, 2004,
а,б; Sarkar, 2000; Stratinski et al., 2003; Toomey et
al., 2002; Vogel, 2003), так и посвященные конкретным аспектам концепции плейт-мобилизма. В
качестве же ее главных противоречий можно
выделить следующие: 1) в сейсмически активных
районах областей субдукции мощность переходной
зоны между границами основных полиморфных
переходов в мантии на глубинах 410 и 660 км
должна быть не более 240-260 км, но увеличивается до 300 км (Тараканов, 2002 а,б); 2)
под континентами обнаружены глубокие (до 300400 км) «корни», а астеносфера, как единый
ослабленный слой, не обнаружена. При этом
+
"
!
"! )
"
"
,
"
"
"
"
!
"
"
+
"
"
!
толстая субконтинентальная кора (включая
мелководные докайнозойские отложения с гранитогнейсами т.д.) охватывает большие площади
океанов, особенно в Атлантическом океане, где
даже под гребневой частью Срединного хребта
развит раннедокембрийский мантийно-коровый
фундамент (Павленкова, 2002; Трухалев и др.,
2004). Все это указывает на то, что океаны
образовались в результате погружения континентов
в мезозое-кайнозое (Резанов, 2004); 3) наличие
«Трансзональных лимеаментов», составляющих
«глобальную сеть планетарной трещиноватости»
(Бе-лый, 2 0 0 3 ) ; 4 ) с т р у к т у р а ч е ш у й чатых
аккре-ционных призм соответствует не надвигам,
а го-ризонтальным поддвигам в противоположном
направлении движению литосферных плит. Кроме
того, синхронность формирования рифтограбенов
и горст-аккреционных систем указывает на их
тесную генетическую связь и не позволяет
рассматриватъ их как независимые террейны
(Уткин, 2003); 5) отсутствие коровых источников
расплавов, которые происходят от плавления
субдуцирующей плиты и мантийного клина в
Центральной Америке (Verma, 2002); 6)
установление тектонической расслоенности и
мощнейшей почти повсеместной деформированности океанической литосферы Атлантического и Индийского океанов, коренным
образом меняющей представление об ее жесткости
и тектонической инертности (Разницин, 2003); 7)
выявление «Горячих пальцев» в мантийном клине
с глубины почти 150 км под главными современными вулканическими центрами Северо-Восточной
Японии (Tamura et al., 2002); 8) обоснование
комплекса структурной неоднородности дна
Атлантического океана, гетерогенности его
асейсмических поднятий и несогласия магнитных
полей последних с линейными магнитными
аномалиями Срединно-Атлантического хребта
(Захаров, 2003); 9) высокие температуры равновесия большинства алмазов и эклогитовых включений в них (Stachel et al., 2003), не совместимые
с образованием алмаза в процессах субдукции
холодных океанических слэбов; 10) жесткий
«скелет» мантийных разломов Охотского моря,
исключающий возможность каких-либо серьезных горизонтальных перемещений отдельных
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
119
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АНТОНОВ
блоков земной коры (Сычев, 1997); 11) присутствие газгидрата на глубине выше 1000 м , а не
в 100-200 м зоне его стабильности, указывающее
на именно глубинный источник углеводородов
(Majorowicz, 2003); 12) подтверждение того, что
«подвижные пояса» – это не области торошения
и хаотической мозаичной структуры фрагментированной коры (что утверждают плейттектонисты), а наоборот типично общеосесимметричные и моновергентные структуры (Шевченко, 2004); 13) нахождение Рюкю-КурилоКамчатской системы глубоководных желобов и
Западно-Индийского срединно-океанического
хребта в рамках единой и симметричной ЧукотскоАнтарктической системы разломов, а так же
близость их параметрических характеристик,
свидетельствуют о подобии и общности природы
этих структур и, соответственно, о том, что
островные дуги и глубоководные желоба можно
рассматривать как элементы резко асимметричных
рифтов с наклонной сейсмофокальной плоскостью (Гаврилов, 2003 а,б); 14) выявление
корреляции магматических комплексов Северных
Курил с глубиной до зоны Беньофа, определяющаяся тем, что именно зона Беньофа (наклонная
система разломов) является источником поступления ювенильных флюидов с больших глубин
(Володькова, 2003); 15) отсутcтвие совпадения
вулканического фронта для большинства островных дуг с участками, где в субдукционной пластине отмечена полная смешиваемость между силикатным расплавом и водой (Keppler, 2004); 16) вывод
об унаследованном развитии Урала от доуралид к
уралидам, ведущий к пересмотру стандартной
продолжительности «цикла Вилсона», одного из
постулатов тектоники литосферных плит (Самыгин, Руженцев, 2004); 16) положение магнитных
полюсов Земли (Шмонов, 2000, 2003), в настоящее время во многом определяется двуглавостью
Северного магнитного полюса и глубиной залегания магнитных масс. Следовательно, использование
палеомагнитных данных для перемещения литосферных плит на тысячи км, по крайней мере, не
корректно.
Субдукция литосферы у островных дуг не
подтверждается характером смещений в очагах
землетрясений (Резанов, 2004). Получены отрицательные результаты термального моделирования в связи с субдукцией океанической плиты
под северо-американскую мел-палеогеновую
орогению (English et al., 2003), При измерении
динамики поверхности Юго-Восточной Азии
(Wheeler, White, 2002) и плотностном моделировании в зоне перехода от Филиппинской плиты
к Азиатской не подтвердился довод о том, что
океаническая кора тонкая и «тяжелая», а континентальная толстая и «легкая» (Гильманова, Подгорный 2003). Также не подтвердился и плейт120
мобилистический прогноз при оценке значения
тепловых потоков в погружающихся плитах
(оказавшихся ниже ожидаемых (Stem, 2003)) и
направления дрейфа литосферных плит Земли в
северном полушарии (оказавшихся противоположными (Israpilov, 2001). При этом, с точки
зрения тектоники плит весьма трудно объяснить
кайнозойские деформации континентов, наличие
разных деформационных зон на контактах плит
и их размеры (тысячи км шириной) и др. (Wang
Liang-Shu et al., 2004). К тому же, расселение морских аммоноидей в мезозое (на основании чего
были построены многие климатические карты)
гораздо логичнее объяснить глобальными морскими течениями, а не дрейфующими континентами (Найдин, 2004; Худолей, 2003).
Особо отметим, что при рассмотрении временной зависимости рельефа в модели конвекции
кора - мантия на этапе нисходящего мантийного
потока, устойчивая кора не претерпевает значительной внутренней деформации, проседает и
т.д. (Pysklywec, Shahnas, 2003), т.е. субдукция
литосферной плиты субдукция может происходить только тогда, когда перед ее фронтом ранее
начнется мощное прогибание земной поверхности. Но… обычно это – необходимый элемент
рифтинга под воздействием глубинного диапира
(плюма). Все же вместе это является очевидным
противоречием.
К этому же добавим, что наблюдающиеся в
строении Земли глoбaльные регулярности хорошо
сочетаются с космической «Волновой теорией»,
но не сочетаются с тектоникой плит (Федоров,
2001 а,б), все исходные постулаты которой не
подтвердились (Резанов, 2004). При этом, последняя находится в непримиримом противоречии с надежно установленным феноменом
упорядоченной организации структуры планеты с отчетливо выраженной симметрией и антисимметрией куба. Покрывшись же громоздкой
постройкой дополнительных гипотез и допущений, она выглядит сегодня чудовищным
монстром (Шолпо, 2003 а,б). Здесь же подчеркнем
и совершенно справедливое мнение (Попов, 2003)
о том, что популярные модальные представления
о мантийной конвекции и субдукции не могут
использоваться как аргументы в научной дискуссии, так как сначала необходимо убедиться в
реальности этих процессов.
В связи со сказанным необходимо коснуться
и массы последних разработок по палемагнетизму
(Шмонов, 2001). Они уже сейчас резко ограничили область применения этого метода и, следовательно, прямо указывают на необходимость
чуть ли не полного пересмотра ранних глобальных
плейт-мобилистических реконструкций и на
явное смещение «приоритетов» в исследовании
Земли. При этом, отметим успешное применение
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КРИТИЧЕСКИЙ ОБЗОР ПРЕДСТАВЛЕНИЙ ПО ГЛАВНЫМ ГЕОДИНАМИЧЕСКИМ НАПРАВЛЕНИЯМ
альтернативной модели интерпретации палеомагнитных данных (Ржевский, 2003), исходящей
из того, что палеомагнитные векторы своими
направлениями обязаны наличию именно тектонических трещин в исследуемых горных породах и их ориентировке в пространстве.
В связи с отмеченным совершенно не случайно все чаще в публикациях выражается недоумение по поводу того, что в основу тектоники
плит легли преимущественно геофизические
данные, результаты которых далеко не всегда
однозначны и зависят от многих допущений, о
чем они обычно умалчивают (Шолпо, 2004 а,б).
К тому же, даже самая «модная» в настоящее время «плюмово-конвекционная» тектоника, предложенная Н.Л. Добрецовым и А.Г. Кирдяшкиным
(1994) и как бы логично вмещающая в себя
тектонику движения литосферных плит, несмотря на массу интересных работ ее последователей,
убедительно не доказана (Предовский, 2003), и в
ее отношении тоже все чаще появляется критика.
Так, например, в некоторых из работ (Анфилогов,
2004) прямо указывается на то, что допустимость
использования критериев подобия, разработанных для процессов тепломассопереноса в
жидкостях к твердому веществу мантии остается
недоказанной, а соответственно, гипотеза мантийных плюмов является альтернативой конвективному механизму тектоники плит. Естественным же источником напряжений, обеспечивающих движение вещества в плюме, являются
фазовые переходы на глубинах от 300 до 1000 км
и плавление на глубине 100-600 км.
Кроме отмеченной, среди «плюмовых» появились и другие модели, например, исходящие из
того (Скрипий, 2003), что главным элементом
тектоники Земли является древнейшее Тихоокеанское поднятие нижней мантии, чья нижняя
раздутая часть располагается на поверхности
земного ядра, а поверхностная шапка выступает
в кольце зон Беньоффа под молодой корой. Мантия там обладает астеносферными свойствами и
может считаться «нижнемантийный диапиром».
При этом, в районе Анд и т.д. в результате «коробления» литосферы происходит не поддвигание
плит, а надвигание участков континента (прямо соответствующее «Эдукционной модели»
Ю.В. Чудинова (1985).
КОНЦЕПЦИЯ «РАСШИРЕНИЯ ЗЕМЛИ»
Среди имеющихся публикаций >50 из них,
т.е. по ~2 статьи в месяц (!), прямо посвящены
доводам в пользу концепции Расширяющейся
Земли. Это очень высокий показатель, так как в
настоящее время эта концепция – чуть ли не
главная оппозиция плейт-мобилистическим
воззрениям. В силу требований к объему статей
в журнале, здесь этой проблеме мы смогли посвятить лишь самый краткий анализ.
Так, по данной тематике опубликовали свои
работы исследователи >10 российских организаций от Москвы до Южно-Сахалинска (в том
числе на 9 международных конференциях), защищено 2 докторские диссертации (Антонов, 2004:
Федоров, 2003) и сформировано 3 сборника научных статей. К последним относятся: 1) Ежегодник-99: Информационный сборник научных
трудов Института геологии и геохимии. УрО РАН
(2000); 2) Труды НИИ геологии Саратовского
государственного университета (2002); 3) Проблемы геофизики XXI века (2003). Крупные работы по этой теме, например, «Плитовая тектоника Земли – миф» (Maxlow, 2005), появились и
в центральных зарубежных изданиях.
Особо подчеркнем, что концепции «Расширения Земли» были посвящены по меньшей мере
две крупнейшие зарубежные международные
конференции. В то же время, материалы по одному из них («Новые концепции в глобальной
тектонике», Колорадо, США (Jacob, 2003), даже
частично еще не опубликованы в РЖ, а по
второму, наиболее крупному в 2001 году (Why…,
2003) – в РЖ был опубликован лишь перечень
тем, авторы и участвовавшие организации, но…
авторефератов сообщений практически не было...
На этом следует остановиться особо.
Так, по проблемам концепции Расширения
Земли на данном совещании прозвучало > 23
сообщений от исследователей > 9 стран всего
мира, включая США и Россию. При этом, подчеркнем, что все 3 российских сообщения на данном совещании были сделаны исследователями
совсем не геологических организаций России, а
именно из Вычислительного центра ДВО РАН (г.
Хабаровск), а также из ИПМ ДВО РАН и ТИГ
ДВО РАН ( г. Владивосток), т.е. самых удаленных
от центра страны. В то же время, на совещании
было четко сформулировано, что Физики поддерживают гипотезу расширения Земли и что
Расширение Земли — здравая идея для нового
тысячелетия. На этом же совещании рассматривались: различные гипотезы расширяющейся
Земли, реконструкция палеогеографических
глобусов, примеры планетарного расширения
Земли, в том числе по эволюции восточной окраины Азии, происхождение гор на расширяющейся Земле, значение гранитных пород для роста
коры и расширения Земли, количественная
оценка расширения Земли от архея до наших дней
и т.д. Особо же здесь подчеркнем темы следующих
сообщений, а именно: «Гипотеза расширяющейся Земли с точки зрения космических причин»,
«Путь от возникновения планет к расширению
Земли», «Вязкое расширение Земли», «Проблема
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
121
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АНТОНОВ
изменения плотности Земли в свете спутниковых данных».
Учитывая опубликованные рефераты докладов данного совещания можно отметить лишь
следующее. Так, спорное происхождение горной
цепи Гималаев (Sanchez), является хорошим
примером роста коры и его соотношения с расширением Земли. Это горное сооружение можно рассматривать как южную часть орогеннодуговой системы, возникшей при сильном сжатии
при образовании, разрастании и изостатическом
аплифте крупной овальной массы гранитов (в
настоящее время Тибетское плато) в течение
нескольких эпизодов, начиная с докембрия.
Значительное надвигание ее к югу ошибочно
трактуется как следствие субдукции, а в действительности обусловлено увеличением объема
Тибетского плато и существованием на севере
более мощной и устойчивой коры, чем к югу от
плато. В докладах изложены и иные примеры
проявления расширения Земли. В одном из них
(Pickford Martin) предлагается модель изменений плотности внешнего жидкого ядра с 9.9 до
5.6 г/см3 и перестройки его вещества в вещество
мантии, происходящей с увеличением объема в
1.78 раза. Этот процесс и обеспечивает общее
расширение Земли с формированием нижней
мантии, отсутствовавшей в Земле вплоть до
юрского периода. В другом из докладов (Perin
Shоn) излагается гипотеза о существовании на
расширяющемся со скоростью до 77.8 мм/год
теле Земли некоего структурного экватора (гемисферного кольца), существующего по крайней
мере с палеозоя. Здесь концентрируются зоны
спрединга, континентальные плиты, но никогда – зоны субдукции. Кроме того, в одном из докладов (А.П. Кулакова), материалы которого ранее
несколько раз докладывались на международных
совещаниях в России (Кулаков, 2002; Kulakov,
2002) наглядно показано, что главными мегаморфоструктурами восточной окраины Азии являются гигантские кольцевые морфоструктуры
диаметром от 2000 до 6000 км и трансрегиональные зоны разломов протяженностью 1-3 км.
Кольцевые мегаморфоструктуры имеют эндогенную природу, сформировались в докембрии и
испытали затем неоднократную тектоно-магматическую активизацию. Ведущим фактором
морфоструктурной эволюции Восточной Азии
(как и окраин Евразии, Северной и Южной Америки, Африки, Австралии) являлся длительный
геологический процесс растяжения коры, который наиболее интенсивно проявился в мезозоекайнозое и привел к деструкции и тектоническому проседанию континентальных окраин,
сформировав их современный облик. Таким
образом, глобальный длительный геологический
процесс растяжения континентальных окраин был
122
обусловлен геологической эволюцией нашей
планеты. Наиболее удовлетворительно он может
быть объяснен гипотезой расширения Земли.
Из материалов по данной тематике, опубликованных в российской печати, отметим следующие. Так, было выявлено (Коковкин, 2002), что
характерной особенностью Тихоокеанского
подвижного пояса, отражающей специфику его
эволюционирующей морфоструктуры, является
«скольжение» возраста геологических событий с
общим омоложением из глубины континента к
его окраине, что коррелируется с величиной
теплового потока, мощностью коры и с ее проницаемостью. При этом, характер омоложения
событий у современной границы континента
отражает инверсию континентального корообразования в конце новейшего этапа. Последняя
связана, вероятно, с локальной фазой расширения планеты, приведшей к частичной деструкции ранее сформированной коры.
В другой работе (Иванкин, Худяков, 2002)
доказывается концепция растущей Земли, отражающей в своем структурном вещественном
развитии общую организацию материи познаваемой части Мироздания и его Солнечной системы. С этих позиций авторы пытаются представить физическую картину окружающего нас
мира, его пространственные и временные характеристики, роль электромагнитных явлений
и строения физических полей в становлении
геологического и геоморфологического пространства планеты. Кроме того, в ходе сравнительного геолого- геоморфологического анализа впадин-синеклиз мира и т.д. (Худяков, 2003, 2004 а,б;
Яшков, Коломиец, 2003), был получен вывод о
бывшем единстве изучаемых континентов и
последующим их разобщении в палеозое-мезозое
с различной мезо-кайнозойской геоморфологической историей как усложняющихся со временем, самоорганизующихся систем. Все это
позволяют рассматривать Землю как растущий
живой организм с экспоненциальным ростом ее
объема, размеров и гравитационной плотности в
течение фанерозоя и особенно в позднем мезозое
и кайнозое, с очень активной самоорганизацией
континентов и океанов, в том числе значительной океанизации континентальных равнинных
окраин при абсолютном росте объемов океанической коры и увеличении объемов вод Мирового океана. При этом, на основании математических расчетов и формул (Scalera, 2004), была
исследована связь гравитации и расширяющейся
Земли, рассмотрены вариации формы Земли во
времени и ее гравитационного поля, не связанные
с приливами, обоснованы предположения об
увеличении массы Земли и изменения скорости
ее вращения. Кроме того, был предложен один из
вариантов возможных пределов изменения
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КРИТИЧЕСКИЙ ОБЗОР ПРЕДСТАВЛЕНИЙ ПО ГЛАВНЫМ ГЕОДИНАМИЧЕСКИМ НАПРАВЛЕНИЯМ
среднего радиуса Земли в геологическом прошлом
(Короновский и др., 2003), получены металлогенические следствия геотектонической гипотезы
расширяющейся Земли (Радюкевич, 2004) в связи
с многократным увеличением ее поверхности с
архея.В тоже время на основании согласованности геофизических и палеонтологических
данных об зволюции Земли (Карташов, 2004)
было высказано предположение о том, что гипотеза расширения Земли хотя и позволяет разрешить противоречия между фиксистскими и
мобилистскими концепциями развития Земли,
но слабым ее местом является отсутствие однозначного ответа на вопрос о причинах расширения. Однако, на основании доводов автора
можно полагать, что если расширение планеты и
другие глобальные эволюционные эффекты
действительно имеет место, то их причины носят
нелокальный характер, а могут быть связаны с
космологической эволюцией.
Здесь же отметим результаты значительного
геодинамического исследования А.Ю. Антонова
(2004), проведенного на базе единого геологического и петролого-геохимического анализа
магматических образований ~50 мезо-кайнозойских магматических ареалов мира всех основных типов, включая островодужные. Так, в нем
показано, что механизм зарождения, тектономагматической эволюции и рудной специализации во всех структурах Земли, скорее всего,
является универсальным, а его наиболее вероятная модель – процесс мантийного диапиризма.
Некоторые же региональные особенности проявления этого механизма, включая значительную вариацию состава продуктов магматизма,
наиболее четко ассоциируются с различными
параметрами генерирующих первичные базитовые магмы мантийных диапиров (плюмов), а
именно их величиной и скоростью воздымания,
уровнем поднятия и углом наклона, а также вызванного ими плавления в различной степени
преобразованного вмещающего диапир субстрата.
Данная модель позволяет полностью обойтись без
субдукции литосферных плит. В тоже время,
компенсация объемов литосферы за счет субдукции литосферных плит, приводящей к сохранению размеров планеты, в данном случае происходить не может и, следовательно, все это возможно только при соответствующем расширении
размеров планеты.
В отношение к сказанному еще раз подчеркнем, что полностью материалы не только
вышеотмеченных важнейших для современной
науки международных совещаний, но и многие
книги, особенно из стран, не относящихся к крупным державам, например, Польши, у нас до сих
пор и не опубликованы, и даже не отмечены в РЖ.
Соответственно, возникает вывод о том, что наша
страна недостаточно проявляет интерес к исследованиям мирового значения, тем самым отставая
от них. В то же время, даже почти все материалы
Российских совещаний сейчас переводятся на
английский язык и являются доступным объектом
мировой гласности. Характерно, что этот же вывод следует и из ряда российских публикаций, в
которых совершенно однозначно высказывается
неудовлетворенность геологическими исследованиями и их рекламированию в некоторых
странах и прежде всего у нас в стране.
Наглядным подтверждением последнего неблаговидного вывода является и представленный
в таблице 2 статистический анализ публикаций в
Российском Реферативном журнале Так, из него
совершенно определенно следует, что в РЖ за
2004-2005 гг. значительно большая часть рефератов соответствует не литературе ближайшего
времени (2004 гг.– 21-32%) и (2005 гг.- 1-5%), т.е.
в сумме лишь 22-37%, а именно 2000 (2-5%), 2001
(3-14%), 2002 (14-18%) и 2003 (33-54%) годов. При
этом, в среднем количество рефератов 2005 года
соответствует таковому совсем далекого 2000 года!
Соответственно, современная как мировая, так и
отечественная научная информация в центральном рекламном издательстве запаздывает в
своем предназначении практически на 2 года, что,
конечно, не может не огорчать. К тому же, не
понятно, почему даже эта, так сказать, «скудная»
информация не всегда публикуется в свободном
доступе по «интернету», а в основном требует
обязательной соответствующей доплаты, в отличии от хотя и ограниченной, но зарубежной
информации.
В заключение статьи хочется подчеркнуть
мнение, высказанное уже на многих международных совещаниях о том, что в настоящее время,
несмотря на определенные достижения в области
физического моделирования и появления новейших перспективных гипотез, многие из их
положений (что касается и наиболее «модных»
концепций) носят лишь качественный характер,
и предполагаемые ими процессы в большинстве
случаев не имеют убедительной количественной
оценки. Соответственно, все эти гипотезы сейчас
могут считаться рабочими, и почти каждая из них
может и должна стать объектом серьезного глубокого исследования и обсуждения.
Список литературы
Антонов А.Ю. Геохимия и петрология фанерозойских магматических образований, различные геодинамические обстановки магматизма и мантийный диапиризм. Автореф. дис. … док. геол.-мин. наук. Иркутск,
2004, 48 с.
Антонов А.Ю. Критический обзор представлений
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
123
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АНТОНОВ
по главным геодинамическим направлениям
современной геологической науки в контексте информативности основных реклам-ных
научных изданий России (часть первая) //
Вестник Краунц. Науки о Земле. 2007. № 1.
Вып. 9. С. 133 - 144.
Анфилогов В.И. Гипотеза мантийных плюмов как
альтернатива конвективному механизму
тектоники плит // Металлогения древних и
современных океанов-2004. Достижения на
рубеже веков: Материалы 10 Научной студенческой школы, Миасс, 20-25 апр., 2004.
Т. 1. Миасс: Изд-во ИМин УрО РАН. 2004.
С. 19-22.
Ахкозов Ю.Л. Базальтовый слой континентальной
коры как проблема геотектоники // Геол..мiнерал. в iнк. 2004. № 1. С. 99-109.
Белый В.Ф. Структурные зоны северо-западного
простирания - актуальная проблема тектоники кайнозоид Северо-Востока Азии // Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин Севера Пацифики:
Матер. Всерос. совещ., посв. 90-летию академика И.А. Шило. Магадан, 3-6 июня, 2003.
Магадан: Изд-во СВКНИИ ДВО РАН. 2003.
Т. 1. С. 147-149.
Володькова Т.В. Особенности тектоно-магматических процессов на островах Парамушир
и Шумшу по данным аэрогеофизической
съемки // Тектоника, глубинное строение и
геодинамика Востока Азии: 4 Косыгинские
чтения, Хабаровск, 21-23 янв., 2003. Хабаровск:
Изд-во ИТиГ ДВО РАН, 2003. С. 292-302.
Гаврилов А.А. Чукотско-Антарктический линеамент // Вопросы геоморфологии и тектоники Западной Пацифики. Владивосток:
Дальнаука, 2003 а. С. 21-36.
Гаврилов А.А. Некоторые общие особенности
строения, развития и происхождения горных сооружений (Тихоокеанский сегмент
Земли) // Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин Севера
Пацифики: Матер. Всерос. совещания, посв.
90-летию академика Н.Л. Шило, Магадан, 3
6 июня, 2003. Магадан: Изд-во СВКНИИ
ДВО РАН. 2003 б. Т. 1. С. 188-192.
Гаврилов А.А., Васильев Б.И. Геоморфология
активных зон перехода // Геоморфология.
2004. № 2. С. 82-89.
Геодинамика тектоносферы зоны сочленения
Тихого океана с Евразией // Геофизические
поля и моделирование тектоносферы. Ин-т
мор, геол. и геофиз. ДВО РАН. Южно-Сахалинск: Изд-во ИМГиГ ДВО РАН. 1997.
Т. З. С. 169-190.
Гильманова Г.3., Подгорный В.Я. Плотностная
модель литосферы зоны перехода от Филиппинской плиты к Азиатской, на примере ост124
ровной дуги Рюкю // Тектоника, глубинное
строение и геодинамика Востока Азии: 4 Косыгинские чтения, Хабаровск, 21-23 янв.,
2003. Хабаровск: Изд-во ИТиГ ДВО РАН,
2003. С. 238-258.
Добрецов Н.Л., Кирдяшкин А.Г. Глубинная геодинамика. Новосибирск: Наука, 1994. 300 с.
Ежегодник-99: Информационный сборник научных трудов Ин-т геол. и геохимии. УрО
РАН. Екатеринбург: Изд-во ИГиГ УрО РАН,
2000. С. 97-104.
Ермаков В.А. Тектоника островных дуг: критика
современных представлений и новая концепция // Строение, геодинамика и металлогения Охотского региона и прилегающих
частей Северо-Западной Тихоокеанской
плиты. Материалы Межд. Научного симпозиума, Южно-Сахалинск, 24-28 сент., 2002.
Южно-Сахалинск: Из-во ИМГиГ ДВО РАН,
2002. Т. 1. С. 197-199.
Захаров Л.А. Асейсмичные поднятия дна Атлантического океана: особенности строения и
распределения // Комплексное изучение бассейна Атлантического океана. Калининград:
Изд-во Калинингр. гос. ун-таа, 2003. С. 142-148.
Иванкин В.Я., Худяков Г.И. К теории развития
растущей Земли. // Тр. НИИ геол., Сарат. гос.
ун-та. 2002. № 10. С. 132-154.
Карташов А.С. О согласованности геофизических
и палеонтологических данных об зволюции
Земли // Экологические и гидрометеорологические проблемы больших городов и
промышленных зон: Международная научная
конференция, Санкт-Петербург, 15-17 окт.,
2002. СПб: Изд-во РГГМУ, 2004. С. 130-136.
Комплексное изучение бассейна Атлантического
океана // Калининград: Изд-во Калинингр.
гос. ун-таа, 2003. С. 142-148.
Коковкин А.А. Эволюция мезозойско-кайнозойского морфогенеза в области сочленения
Тихоокеанского и Центрально-Азиатского
подвижных поясов; опыт синтетического
ретроспективного моделирования на синергетической основе. // Строение, геодинамика
и металлогения Охотского региона и прилагающих частей Ceв.-Зап. Тихоокеанской
плиты: Матер. Межд. Научн. симпозиума.
Южно-Сахалинск, 24-28 сент., 2002. ЮжноСахалинск: Изд-во ИМГиГ ДВО РАН. 2002.
Т. 1. С. 61-64.
Короновский И.В., Копаев А.В., Герасимов И.А.,
Киквадзе Г.М. О возможных пределах изменения среднего радиуса Земли в геологическом прошлом // Геотектоника. 2003. № 5.
С. 89-94.
Кулаков А.П. Охотский регион: особенности и
закономерности морфоструктурной эволюции // Строение, геодинамика и метал-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КРИТИЧЕСКИЙ ОБЗОР ПРЕДСТАВЛЕНИЙ ПО ГЛАВНЫМ ГЕОДИНАМИЧЕСКИМ НАПРАВЛЕНИЯМ
логения Охотского региона и прилегающих
частей Сев.-Зап. Тихоок. плиты. Матер. Межд.
Научн. симпозиума. Южно-Сахалинск. 24-28
сент., 2002. Южно-Сахалинск: Изд-во ИМГиГ
ДВО РАН. 2002. Т. 1. С. 212-215.
Макаров В.П. Некоторые методологические
проблемы геохронологии // Докл. Научный
семинар «Система планета Земля», Москва,
3-5 февр., 2003. Экспресс-инф. Геол. изуч.
недр и водопольз. Геоинформцентр. 2003.
№ 7-8. С. 38-39.
Москалева В.Н., Шарпенок Л.Н., Марковский В.А.,
Кухаренко Е.А. Рифтогенез как глобальный
процесс, инициирующий развитие складчатых областей и платформ // Рифты литосферы: эволюция, тектоника, магматические,
метаморфические и осадочные комплексы,
полезные ископаемые. Матер. Межд. научн.
конференции. 8 чтения А.Н. Заварицкого.
Екатеринбург. 30-31 мая, 2002. Екатеринбург:
Изд-во ИГиГ УрО РАН, 2002. С. 28-30.
Найдин Д.П. Об «островной стадии» субконтинента Индостан // Океанизация Земли - альтернатива неомобилизма: Калининград: Издво Калинингр. гос. ун-та, 2004. С. 206-218.
Океанизация Земли - альтернатива неомобилизма. Сборник научных статей Калинингр. гос.
ун-та / Орленок В.В. (ред.). Калининград:
Изд-во Калинингр. гос. ун-та, 2004. 268 с.
Павленкова Н.И. Структура земной коры и
верхней мантии и глобальная тектоника //
Спорные аспекты тектоники плит и возможные альтернативы. М.: Изд-во ОИФЗ РАН,
2002. С. 64-83.
Попов В.С. Sm-Nd и Rb-Sr изотопная систематика верхнемантийных и коровых резервуаров // Зап. Всерос. Минерал. о-ва. 2003. 132.
№ 4. С. 38-49.
Предовский А.А. Есть ли альтернатива у новой
глобальной тектоники (тектоники литосферных плит)? // Материалы Всерос. научнотехн. конференции «Наука и образование200З». Мурманск, 2-16 апр., 2003. Мурманск:
Изд-во МГТУ, 2003. Ч.5. С. 92-93.
Проблемы геофизики XXI века. Сборник научных
трудов. Кн. 1. Объед. Ин-т физ. Земли РАН.
М.: Наука, 2003. С. 212-220.
Пучков В.Я. Плюм- и плейт-тектоника: 33 года
вместе // Металлогения древних и современных океанов-2004. Достижения на рубеже
веков. Материалы 10 Научной студенческой
школы, Миасс, 20-25 апр., 2004. Миасс: Издво ИМин УрО РАН. 2004. Т. 1. С 22-25.
Радюкевич Н.М. Металлогенические следствия
геотектонической гипотезы расширяющейся Земли // Регион. геол. и металлогения.
2004. № 22. С. 59-62.
Разницин Ю.Н. Тектоническая расслоенность
литосферы молодых океанов и палеоокеанических бассейнов. Автореф. дис. … док. геол.-мин.
наук. Москва, 2003. 49 с.
Резанов И.А. Почему следует негативно отнестись
к плейттектонике? // Океанизация Земли –
альтернатива неомобилизма: Калининград:
Изд-во Калинингр. гос. ун-та, 2004. С. 9-54.
Ржевский Ю.С. Альтернативная модель интерпретации палеомагнитных данных // Вестн.
СПб. ун-та. 2003. Сер. 7. № 4. С. 102-106.
Самыгин С.Г., Руженцев С.В. Модель тектонического развития области сочленения палеоконтинентального и палеоокеанического секторов Южного Урала // Геология и минеральные ресурсы европейского северовостока России. Матер. 14 Геол. съезда Республики Коми, Сыктывкар, 13-16 апр., 2004.
Сыктывкар: Геопринт. 2004. Т. 2. С. 47-49.
Скрипий А.А. О складчатых поясах в новой модели
тектоники Земли // Научная конференция
«Эволюция внутриконтинентальных подвижных поясов: тектоника, магматизм, метаморфизм, седиментогенез, полезные ископаемые». Екатеринбург, 3-4 июня, 2003.
Чтения А.Н. Заварицкого. Екатеринбург:
Изд-во ИгиГ УрО РАН, 2003. С. 70-73.
Спорные аспекты тектоники плит и возможные
альтернативы. Москва: Изд-во ОИФЗ РАН,
2002. С. 64-83.
Стеблов Г.М. Крупномасштабная геодинамика
на основе космической геодезии. Автореф.
дис. … док. физ.-мат. наук. Москва, 2004, 29 с.
Сурчилов В.А. Геодинамическая эволюция северо-востока Азии с позиций неоконтракционизма // Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин Севера
Пацифики: Матер. Всерос. совещания, посвященного 90-летию академика Н.А. Шило,
Магадан, 3-6 июня, 2003. Магадан: Изд-во
СВКНИИ ДВО РАН. 2003. T. 1. С. 32-36.
Сычев П.М. Основные этапы геологического
развития Охотского моря и прилегающих
районов // Геодинамика тектоносферы зоны сочленения Тихого океана с Евразией:
Сборник. Южно-Сахалинск: Изд-во ИМГиГ
ДВО РАН. 1997. Т. З. С. 169-190.
Тараканов Р.3. Новый взгляд на природу сейсмофокальной зоны и связанные с ней процессы в области перехода от континента к
океану (альтернатива внедренной литосферной плите) // Строение, геодинамика и металлогения Охотского peгиона и прилегающих частей Северо-Западной Тихоокеанской
плиты: Матер. Межд. научного симпозиума,
Южно- Сахалинск, 24-28 сент., 2002. ЮжноСахалинск: Изд-во ИМГиГ ДВО РАН.
2002, а. Т. 1. С. 133-136.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
125
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АНТОНОВ
Тараканов Р.3. Увеличение мощности переход-ной
зоны между высокоскоростными гра-ницами
410 и 660 км при пересечении их сейсмофокальной зоной // Строение, геодинамика и металлогения Охотского региона и
прилагающих частей Сев.-Зап. Тихоокеанской плиты: Матер. Межд. Научн. симпозиума. Южно-Сахалинск, 24-28 сент., 2002.
Южно- Сахалинск: Изд-во ИМГиГ ДВО РАН.
2002, б. Т. 2. С. 251-254.
Труды НИИ геологии Саратовского Государственного Университета. Кафедра геоморфологии и геоэкологии СГУ. 2002. 162 с.
Трухалев А.К., Погребицкий К.Е., Шулятин О.Г.
Базит- гипербазитовые породы фундамента
Срединно-Атлантического хребта: геологические и геодинамические аспекты // Океанизация Земли - альтернатива неомобилизма.
Калининград: Изд-вo Калинингр. гос. ун-та.
2004. С. 122-136.
Успенский Е.П. Некоторые вопросы геотектоники
и современные подходы к решению // Изв.
вузов. Геол. и разведка. 2003. № 2. С. 78-83.
Уткин В.П. Ректадукционная модель кинематики
крупных блоков литосферы с синхронным
проявлением конседиментационного базальтоидного вулканизма и базит-гипербазитового интрузивного магматизма. Напряженнодеформированное состояние и сейсмичность
литосферы // Тр. Всероссийского совещания
«Напряженное состояние литосферы ее деформации и сейсмичность», Иркутск, 26-29
авг. 2003. Новосибирск: Изд-во СО РАН;
Новосибирск: Филиал Гео. 2003, С. 201-204.
Федоров А.Е. Популярные геотектонические
гипотезы и наблюдающиеся в строении Земли
регулярности // Система «Планета Земля»
(«Нетрадиционные вопросы геологии»). IX
научный семинар. Геологический факультет
МГУ, Москва. 2-3 февр. 2001: Материалы М.:
POO «Гармония строения Земли я планет»,
2001, а. С. 77-91.
Федоров А.Е. Кубическая организация Земли и
атмосфера // Система «Планета Земля» («Нетрадиционные вопросы геологии»): IХ научный семинар, Геологический факультет
МГУ. Москва, 2-3 февр., 2001: Материалы.
М.: РОО «Гармония строения Земли и планет», 2001, б. С. 92-97.
Федоров П.И. Кайнозойский вулканизм в зонах
растяжения на восточной окраине Азии. Автореф. дис. … док. геол.-мин. Москва, 2003, 55 с.
Худолей К.М. Биогеография Земли в начале
поздней юры (оксфордский век) с позиций
фиксизма и мобилизма // Регион. геол. и
металлогения. 2003. № 18. С. 21-34.
Худяков Г.И. К глобальной синергетике структур
растущей Земли. // Самоорганизация и ди126
намика геоморфосистем: Материалы 27 Пленума Геоморфологической комиссии РАН, 25
авг.-2 сент., Томск, 2003. Томск: Изд-во Инта оптики атмосф. СО РАН. 2003, с. 43-56.
Худяков Г.И. О морфогенетических соотношениях
структур центрального типа и линейных дислокаций растущей Земли. // Недра Поволжья
и Прикаспия. 2004 а, № 40, с. 12-24.
Худяков Г.И. Эволюция эндогенных и экзогенных
геоморфологических структур растущей
Земли. // Рельефообразующие процессы:
теория, практика, методы исследования:
Матер. 28 Пленума Геоморфологической
комиссии РАН, Новосибирск. 20-24 сент.,
2004. Новосибирск, 2004 б. С. 277-278.
Чудинов Ю.В. Ключ к проблемам глобальной
тектоники // Проблемы геофизики XXI века.
Кн. 1. Объед. Ин-т физ. Земли РАН. М.:
Наука, 2003. С. 212-220.
Шевченко В.И. Строение и геодинамика некоторых подвижных поясов: плейттектоническая и геосинклинальная концепция //
Океанизация Земли - альтернатива неомобилизма: Сборник научных статей. Калининград: Изд-во Калинингр. гос. ун-та. 2004.
С. 234-250.
Шмонов Г.А. Терминаторная тектоника - альтернатива тектонике литосферных плит //
Система «Планета Земля» («Нетрадиционные вопросы геологии»). VIII-научный семинар. Геологический факультет МГУ,
Москва, 3-4 февр., 2000. Материалы. М.:
РОО «Гармония строения Земли и планет»,
2000. С. 45-46.
Шмонов Г.А. О некорректности использования
палеомагнитных данных при анализе движений литосферных плит // Cистема «Планета Земля» («Нетрадиционные вопросы
геологии»). IX научный семинар. Геологический факультет МГУ, Москва, 2-3 февр.,
2003: Материалы. М.:РОО «Гармония строения Земли и планет», 2001. С. 63-68.
Шмонов Г.А. Новый взгляд на магнитное поле
Земли и некорректность тектоники литосферных плит // Докл. (Научный семинар
«Система планета Земля», Москва, 3 5 февр.,
2003). Экспресс-инф. Геол. изуч. недр и
водопольз. Геоинформ. центр. 2003. № 7-8.
С. 39-40.
Шолпо В.Н. Эмпирические обобщения и парадигмы в геотектонике // Бюл. Моск. о-ва
испыт. природы. Отд. геол. 2003, а. Вып. 78.
№ 5. С. 3-14.
Шолпо В.Н. Эстетика в науке // Докл. (Научный
семинар «Система планета Земля», Москва,
3-5 февр., 2003). Экспресс-инф. Геол. изуч.
недр и водопольз., Геоинформцентр. 2003, б.
№ 7-8. С. 23-24.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КРИТИЧЕСКИЙ ОБЗОР ПРЕДСТАВЛЕНИЙ ПО ГЛАВНЫМ ГЕОДИНАМИЧЕСКИМ НАПРАВЛЕНИЯМ
Шолпо В.Н. Прогрессивная роль противоречий
(обзор статей сборника ИФЗ РАН «Спорные
аспекты тектоники плит и возможные альтернативы») // Отеч. геол. 2004, а. № 2. С. 37-40.
Шолпо В.Н. Роль эмпирических обобщений и
гипотез в геотектонике // Отеч. геол. 2004, б.
№ 2. С. 41-49.
Яшков И.А., Коломиец А.И. Палеогеоморфология впадин-синеклиз Южной Америки и
Африки // Геологи 21 века: Тезисы Всероссийской научной конференции студентов,
аспирантов и молодых специалистов, Саратов:21-26 марта, 2003. Саратов: Изд-во СА
ЕАГО. 2003, с. 20-21.
English J.M., Johnston S.Т., Wang K. Thermal
modelling of the Laramide orogeny testing the
flat-slab subduction hypothesis // Earth and
Planet. Sci. Lett. 2003. V. 214. № 3-4. P. 619-632.
Israpilov М.I. The lithospheric plate drift inversion in
the holocene // Литосфера. 2001. № 15. P. 87-97.
Jacob K.-H. New concepts in global tectonics
(MCGT). Erzmetall 2003. V. 56. № 1. P. 35-38.
Keppler H. The properties of subduction zone fluids //
Докл. (10 International Symposium on Experimental Mineralogy Petrology and Geochemistry,
Frankfurt, 4-7 Apr., 2004). Lithos. 2004. V. 73.
№ 1-2. P. 56.
Kulakov A.P. Destruction and tectonic subsidence of
the eastern margin of Asia – the global geological
process // Reports of the International Workshop
on the Global Change Studies in the Far East,
Vladivostok, 7-9 Sept., 1999. V. 2. Vladivostok:
Dalnauka, 2002. P. 130-144.
Majorowicz J.A., Osadetz K.G. Natural gas hydrate
stability in the East Coast offshore // Canada.
Natur. Resour. Res. 2003. V. 12. № 2. P. 93-104.
Maxlow J. Terra non Firma Earth Plate Tectonics
is a Myth. Softcover edition. Printed in Poland,
2005. 156 p.
Maxlow J. Terra non Firma Earth Plate Tectonics is
a Myth. Softcover edition. Printed in Poland,
2005. 156 p.
Pysklywec Russell N. f Shahnas M, Uosein. Timedependent surface topography in a coupled
crust-mantle convection model // Geophys. J.
Int. 2003. V. 154. № 2. P. 268-278.
Sarkar A.N. Tectonic classification of Indian Peninsular shield — review of fifty yeras of progress and
proposal for a new scheme // Gaol. Surv. India.
2000. Spec. Publ. № 55. P. 35-49.
Scalera G. Gravity and expanding Earth // Закономерности строения и эволюции геосфер: 6
Международный междисциплинарный научный симпозиум, Хабаровск, 23-25 сент.,
2003 Хабаровск: Изд-во ИТиГ ДВО РАН,
2004. С. 303-311.
Stachel Т., Aulbach S., Brey G.P. et al.. Diamond
formation and mantie metasomatism: a trace
element perspective // 8 International Kimberlitti Conference. Victoria, June 22-27, 2003:
Program with Abstracts. Victoria: Nat. Resour.
Can, 2003. P. 41.
Stem Carol A. Heat flow and flexure at subduction
zones // Geophys. Res. Lett. 2003. V. 30. № 23.
P. 4/1-4/4.
Stratinski Carol, Stan Rodica, Pyte Adrian. Geotectonic
hypotheses at the beginning of the 21 st century.
P. 259-273.
Tamura Yoshihiko, Tatgvmi Yoshiyuki, Zhao Dapeng
et al. Hot fingers in the mantle wedge, new insights
into magma genesis in subduction zones //
Earth and Planet. Sci. Lett. 2002. V. 197. № 1-2.
P. 105-116.
Toomey D.R., Wilcock W.S.D., Conder J.A. et al.
Asymmetric mantle dynamics in the MELT region
of the East Pacific Rise // Earth and Planet. Sci.
Lett. 2002. 200. № 3-4. P. 287-295.
Verma Surendra P. Absence of Cocos plate subductionrelated basic volcanism in southern Mexico: a
unique case on Earth? // Geology. 2002. V. 30.
№ 12. P. 1095-1098.
Vogel K. Earth expansion and plate tectonics — from
Alfred Wegeners theory of continental drift to
Earth expansion // Why Expanding Earth ?: A
Book in Honour of Ott. Christoph Hidyenberq:
Proceedings of the 3 Lautenthaier Montanistisches Colloquium, Lautenthal, May 26, 2001.
Roma: Inst. Naz. Geofis. e Vulcanol.; Berlin:
Techn. Univ. Berlin, 2003. P. 79-83.
Wang Liang-Shu, Liu Shao-wen, Li Cheng et al.. Diqiu
kexue jinzhan // Adv. Earth Sci. 2004. V. 19. № 3.
P. 382-386.
Wheeler Paul, White Nicky. Measuring dynamic
topography: An analysis of Southeast Asia // Tectonics. 2002. V. 21. № 5. P. 4/1-4/26.
Why Expanding Earth?: A Book in Honour of Ott
Christoph Hilgenberg: Proceedings of the 3
Lautenthaler Montanistisches Colloquium,
Lautenthal, May 26, 2001. Roma. Inst. Naz.
Geofis. et Vulcanol.: Berlin: Techn. Univ. Berlin,
2003. 214 p.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
127
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АНТОНОВ
CRITICAL SURVEY OF PRESENTATION FOR GENERAL GEODINAMIC DIRECTIONS
OF THE MODERN GEOLOGY SCIENCE IN THE INFORMATION CONTEXT OF THE
RUSSIAN MAIN PROMOTIONAL SCIENTIFIC PUBLICATIONS
(PART 2)
А. Yu. Аntonov
Vinоgradov Institute of Geochemistry, Sibirian Branch, RAS,ul. Favorskogo 1a, Irkutsk, 664033 Russia
e-mail: anant@igc.irk.ru
The review and continuation of the critical analysis of general sections of deep thermo-chemical plums
conception are given in connection with a shore critical analysis of the «plate-tectonics» conception principles
opposite the alternative arguments of the «Earth expression» conception. There are used the data published
in 2004-2005 in Russian cited journal. The analysis of Russian cited journal showed insufficient expression
as well as evident limitatijn in connection with the lighting of the foreign literature.
128
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
УДК 551.214
САМЫЙ КРУПНЫЙ В МИРЕ АЛЛОХТОН И ПРОБЛЕМА АТЛАНТИДЫ
© 2007 И.В. Мелекесцев
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский
Показано, что проблема гипотетической Атлантиды еще далека от разрешения. Предложенный
А.М. Городницким (2006) вариант размещения Атлантиды на вершине подводной горы Ампер
тоже маловероятен. Предполагается, что более реальным может быть вариант размещения
Атлантиды на острове в пределах высоко сейсмичной шельфовой зоны западного побережья
Пиренейского полуострова, для которой характерны гигантские сейсмотектонические
аллохтоны, обвалы и оползни. Крупнейший из обнаруженных аллохтонов имеет размер основания
180х300 км. Во время одной из сейсмических катастроф фрагмент шельфа с островом-Атлантидой
обрушился в море.
В недавно вышедшей статье (Городницкий,
2006) в очередной раз рассмотрена проблема
гипотетической Атлантиды, несмотря на многие
десятки (если не сотни) уже вышедших публикаций, в том числе и монографий на эту тему.
В точном соответствии с указанием древнегреческого философа Платона (428-348 гг. до н.э.),
А.М. Городницкий разместил Атлантиду на
предполагаемом бывшем острове в Атлантическом
океане. В настоящее время это уплощенная
вершина подводной горы Ампер (координаты
центральной части 35° 03' с.ш., 12° 54' з.д.,
минимальная глубина – 59 м), расположенной
примерно в 380 км к ЮЗ от мыса Сан-Винсенти
– юго-восточной оконечности Пиренейского
полуострова.
Дело в том, что Платон со ссылкой на афинского законодателя и государственного деятеля
Солона (между 645-640 гг. до н.э. – около 559 г. до
н.э.) – своего прадеда, которому при посещении
храма богини Нейт в древней столице Египта Саисе
жрецы сообщили, что 9 тыс. лет назад в
Атлантическом океане за Геркулесовыми Столбами
(т.е. за Гибралтарским проливом) находился
большой остров. С этого острова открывался путь
«ко всему противолежащему материку, которым
ограничивался Истинный Понт» (цитируется по
(Городницкий, 2006, с. 80)). Существовавшее там
могучее государство владело всей Ливией, вплоть
до Египта, и Европой – до Апенинского полуострова. Оно даже воевало с Пра-Афинским
государством на полуострове Пелопонес.
По описанию Платона, на острове был крупнейший порт Древнего моря с огромной гаванью,
где размещалось более 1200 кораблей. Акрополь
города, где находились храм Посейдона и царский
дворец, окружали три рва, заполненные водой.
Центральный остров с акрополем окружала
каменная стена. Здания и эта стена были выстроены
из камня белого, черного и красного цветов.
Указывалось на наличие ключей с холодной и
горячей водой. По уровню цивилизации атланты
превосходили народы сопредельных территорий.
Считается, например, что они знали секрет
выплавки орихалка – медного сплава, близкого
по составу к латуни. У них была письменность, а
свои законы они записывали на колоннах из
орихалка. И все это во времена мезолита, когда у
современных людей были лишь каменные орудия,
и сами они занимались собирательством, охотой,
прибрежным рыболовством.
Государство Атлантов воевало с могучим ПраАфинским государством на полуострове Пелопонес, с другими народами по обе стороны
Геркулесовых Столбов. Сколько времени оно
существовало, не указывается. Однако описывается
как государство атлантов погибло: начались
страшные землетрясения и потопы, а в результате
– «в один день и бедственную ночь» остров
Атлантида исчез, погрузившись в море, древний
же город Пра-Афины «разом провалился в землю»
(цитируется по Городницкий, 2006, с. 80).
Как в древности, так и в современную эпохи,
всегда были сторонники и противники существования Атлантиды. Одним из первых критиков
был, в частности, Аристотель (384-322 г. до н.э.)
– ученик Платона, а сторонником – живший
позднее известнейший географ Страбон (64 г. до
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
129
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МЕЛЕКЕСЦЕВ
н.э.- 23 г.). Огромный остров Атлантида изображен
на карте из труда 1665 г. «Миндус Субтерануес».
Правда, последующие исследования существование
этого острова не подтвердили.
Не найдя ничего похожего на Атлантиду в
Атлантическом океане, многие исследователи
второй половины XX в. выдвинули гипотезу о
существовании Атлантиды не в Атлантическом
океане за Геркулесовыми Столбами, а в Средиземном море, на острове Санторин (Тира). Главным
поводом для появления такой гипотезы послужили
сведения о последствиях катастрофического
эксплозивного извержения на о. Санторин в
восточной части Средиземного моря 1650 ± 50 г.
до н.э. (Simkin, Siebert, 1993) или 1430-1400 г. до
н.э. (Melekestsev, Miller, 1997). Автором гипотезы
был греческий археолог А. Галанопулос. Позднее
ее сторонниками стали И.А. Резанов, Е.Е. Милановский, Жак Ив Кусто и др.
В результате колоссального по силе извержения было выброшено более 60 км3 пирокластики
(это в 10 раз больше объема пирокластики знаменитого извержения Везувия 79 г. и в 3 раза –
извержения Кракатау 1883 г.), центральная часть
острова оказалась уничтоженной, а на ее месте
возникла кальдера размером 10х11 км и глубиной
свыше 300 м, мгновенно заполнившаяся морской
водой. Извержение сопровождалось мощным
землетрясением и гигантским цунами. На площади
в несколько миллионов квадратных километров
выпал вулканический пепел. На прибрежных
территориях современного Египта, Израиля,
Ливана пеплопад продолжался, вероятно,
несколько часов, а толщина слоя свежевыпавшего
пепла достигала 2-4 см. Наступившая полная
темнота («великая тьма египетская») стала одной
из 10 казней египетских.
На самом острове Санторин все созданное
человеком было погребено под многометровой (до
50 м) толщей пирокластики, а оказавшиеся в
гавани и в окрестностях острова корабли
уничтожены. Погибла минойская культура.
Поскольку Платон четко указывал, что Атлантида находилась западнее Геркулесовых Столбов,
то по мнению А.М. Городницкого (2006), санторинское извержение погубило не ее, а ПраАфинское государство. Надо было снова искать
Атлантиду в Атлантическом океане. В качестве
альтернативы А.М. Городницкий (2006) предложил
считать Атлантидой подводную гору Ампер,
которую ему в 1981 и 1984 гг. пришлось исследовать. Причем участники экспедиции обнаружили
на уплощенной вершине горы образования,
несколько напоминающие развалины города.
Водолазам даже удалось откопать кусок сильно
измененного базальта от предполагаемой кладки.
Однако признать остатки т.н. «стен» рукотворными
однозначно было нельзя. Как выяснилось впо130
следствии, вершина горы разбита глубокими
трещинами, ориентированными почти под прямым
углом друг к другу, создающим впечатление
«комнат», хотя в результате исследований и было
установлено, что какое-то время назад вершина
горы поднималась над водой и интенсивно
размывалась, а сама гора оказалась древним
вулканом, действовавшим, по данным изотопного
определения возраста его пород, 7-9 млн. лет назад.
По мнению автора настоящей статьи, последний раз вершина горы поднималась над уровнем
моря 20-25 тыс. лет назад во время максимума
позднеплейстоценового оледенения, когда уровень
Мирового океана был на 120-130 м ниже, чем
теперь. Что касается 9 тыс. лет назад – предполагаемого времени существования государства
Атлантиды, то большинство ледников тогда уже
растаяло, а уровень Мирового океана приблизился
к современному, вершина горы – древнего вулкана
снова скрылась под водой.
Есть и еще одно возражение против нахождения Атлантиды на крохотном островке вдали от
материковой Европы и Африки. Судя по карте
вершинной части горы Ампер, приведенной в
статье А.М. Городницкого (2006) даже в период
максимального эвстатического снижения уровня
Мирового океана 20-25 тыс. лет назад длина острова составляла не более 3.5 - 4 км при ширине
0.5 - 1.5 км, а высота не достигала 60 м. В начале
же голоцена (11.5 – 9 тыс. лет назад) это мог
быть лишь мизерный по площади клочок суши,
едва поднимавшийся над водой.
Наконец, судя по помещенной в статье карте,
на горе Ампер отсутствуют следы разрушения ее
вершин-ной части: там нет ни свежей кальдеры
(или крупного кратера), ни обвального (или
обвально-оползневого) цирка. Хотя именно
кальдеро-образование, мощные вулканические
взрывы и сейсмотектонические обвалы и оползни,
как правило, и разрушают подводные и подводнонадводные острова-вулканы в морях и океанах. В
качестве примера можно привести, в частности,
кальдеры на о. Тенерифе (20х12 км) и ГранКанариа (30х22 км), комбинацию кальдеры и
обвального цирка шириной на уровне моря более
20 км на о. Пальма (Макдоналд, 1975; Freundt,
Schminke, 1995) на ближайших к горе Ампер
Канарских островах.
Поэтому, по предложенной гипотезе автора
настоящей статьи, остров Атлантиду (если он
вообще существовал) следовало бы поместить
ближе к материковому берегу, в пределах широкой
(до 50-60 км) шельфовой зоны западного
побережья Пиренейского полуострова. Здесь были
практически все условия для возникновения
процветающего государства: благоприятный климат
и рельеф, близость к материковой суше, относительная изоляция, обеспечивающая безопас-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
САМЫЙ КРУПНЫЙ В МИРЕ АЛЛОХТОН И ПРОБЛЕМА АТЛАНТИДЫ
ность от внезапного вторжения «варваров»,
наличие холодных и термальных источников,
хорошие условия для создания портов. Кроме –
«вечного» существования этого государства изза частых сильных (до катастрофических) землетрясений и их последствий.
Так, по данным д.ф.-м.н. А.В. Викулина в
Испании и Португалии с 412 по 2007 гг. зафиксировано 18 землетрясений. Некоторые из них
были катастрофическими по силе и последствиям.
Особенно знаменитое Лиссабонское землетрясение 1 ноября 1755 г. Оно сопровождалось
сейсмотектоническими деформациями земной
поверхности на суше и под водой, подводными
обвалами, мощным цунами, достигшим побережья Северной Америки.
Проведенный автором анализ подводного
рельефа (рис. 1) акватории Атлантического океана
вблизи Пиренейского полуострова позволил
обнаружить там следы еще более масштабных
сейсмических событий, чем землетрясение 1755 г.
Были выявлены многочисленные очень крупные
(до гигантских) аллохтоны и обвалы шельфа и
материкового склона по всему периметру западного
побережья Пиренейского полуострова. Крупнейший (размер по основанию 180х300 км, площадь 50-60 тыс. км2) сползший блок-аллохтон
находится у северо-западной оконечности полуострова (см. рис. 1). Горизонтальная амплитуда
перемещения блока составила 50-60 км, вертикальная превысила 1.5-2 км. Западный склон блока
возвышается над океаническим дном (глубины до
5708 м) на 2.5-4 км. Очень ориентировочно объем
аллохтона можно оценить в 80-100 км3. Это в 40-50
раз больше объемов (до 2-2.5 тыс. км3) аллохтонов
и обвалов Скандинавского, случившегося 8.3 тыс.
Рис. 1. Географическое положение аллохтона и предполагаемой Атлантиды. Линия с короткими
черточками - бровка уступа обвально-оползневого амфитеатра, стрелками показано
направление движения аллохтона. Звездочка – подводная гора Ампер. Заштрихованный
прямоугольник - участок дна, где мог находиться о. Атлантида. Фрагмент карты «Северовосточная часть Атлантического океана и Средиземного моря». Атлас океанов. Атлантический
океан. Изд. ГУНИО МО СССР, 1977. С. 284-285.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
131
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МЕЛЕКЕСЦЕВ
лет назад, и гавайских, произошедших в верхнем
плиоцене-плейстоцене.
Крупнейший (ширина до 250 км) многоразовый обвальный цирк располагается против Гибралтарского пролива (Геркулесовых Столбов древности). У подножия ограничивающего его уступа
хорошо видны многочисленные порции обвальных
толщ и аллохтоны. Перепад высот здесь между
берегом и дном океана превышает 4000-4500 м.
Ширина зоны обрушенного шельфа предположительно достигает в этом районе 150-180 км.
По-видимому, именно в пределах обрушенной
части шельфа и находилась гигантская Атлантида.
Когда точно произошло обрушение и гибель
Атлантиды, неясно. Определенно можно утверждать, что это событие сопровождалось сильнейшим землетрясением. Причем наиболее вероятны
два временных интервала. Ранний – 8.6-8.0 тыс.
лет назад и поздний – 4-3.5 тыс. лет назад. Оба
они приходятся на время двух крупнейших
голоценовых комплексных природных катастроф
(Мелекесцев и др., 1998; Мелекесцев и др., 2003).
Судя по имеющимся материалам, поздний этап
проявился в Средиземноморье ярче. С ним
связываются катастрофическое извержение
Санторина (см. выше), ассоциирующиеся с ним
сильное землетрясение и цунами, предполагаемый,
по расчетам историков и геофизиков (Городницкий, 2006), прорыв около 1450 г. до н.э. вод
Атлантики в Средиземное море и возникновение
Гибралтарского пролива, а также Девкалионов
потоп, опустошивший побережье восточного
Средиземноморья от Сирии до Апенинского
полуострова.
В какой-то мере ответ на вопрос о времени
гибели Атлантиды может быть получен в результате
поиска и точного датирования последствий
соответствующего катастрофического землетрясения. В горах на суше и на высоких клифах –
обвалов и крупных оползней, в береговой зоне –
следов цунами, на океаническом дне – турбидитов.
Список литературы
Городницкий А.М. Атлантида – от легенды к науке
// Земля и Вселенная Космонавтика. Астрономия, Геофизика. 2006. № 4. С. 80-88.
Макдоналд Г. Вулканы. М.: Мир, 1975. 432 с.
Мелекесцев И.В., Брайцева О.А., Пономарева В.В. и
др. 0-650 гг. н.э. – этап сильнейшего природного
катастрофизма нашей эры на Камчатке //
Вулканология и сейсмология. 2003. № 6. С. 3-23.
Мелекесцев И.В., Брайцева О.А., Пономарева В.В.,
Сулержицкий Л.Д. «Век» вулканических
катастроф в раннем голоцене Курило-Камчатской области // Глобальные изменения
природной среды. Новосибирск: СО РАН
НИЦ ОИГГМ, 1998. С.146-152.
Melekestsev I.V., Miller T.P. On the Origin of the
1645 B.C. Oxygen Peak in the Greenland Ice
Sheet // Volc. Seis. 1997. Vol. 19,. P. 163-166.
Freundt A., Schminke H.-U. Eruption and Emplacement
of a basaltic velded Ignimbrite during Caldera
formation on Gran Canaria // Bull. Volcanol. 1995.
Vol. 56. P. 640-659.
Simkin N., Sieber T.L. Volcanoes of the World-2 nd
ed. Tuscon (Aris): Geosei. Press, 1994. 349 p.
LARGEST ALLOCHTHON IN THE WORLD AND ATLANTIS PROBLEM
I.V. Melekestsev
Institute of Volcanology and Seismology FEB RAS, Russia
The problem with existing of the Atlantis and its position is still debatable. A.A. Gorodnitsky (2006)
suggested that it was situated at the top of the Amper sea-mountain, but it is also seems to be unlikely.
More realistic version is the Atlantis was situated at an island within a seismically active western shelf
of Iberian peninsula. This zone is characterized with a large number of giant underwater block-sliding,
so-called allochthons as well as smaller landslides. The largest of them has a size of 180x300 km. We
suppose it was slided down the sea during some seismic catastrophe and carried the Atlantis, situated
atop of this block, under the water.
132
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007. №2. ВЫПУСК №10
Работы молодых учёных
УДК 550.814
КОМПЕНСАЦИЯ МАГНИТНЫХ СВОЙСТВ ЛЕТАТЕЛЬНОГО АППАРАТА
© 2007 М.В. Харичкин
Механико-математический факультет МГУ, Лаборатория управления и навигации;
e-mail: mv_harichkin@mail.ru
Предлагается новый подход к решению задачи компенсации магнитной помехи, создаваемой самолетом
или вертолетом при аэромагнитной съемке для построения карт аномалии магнитного поля.
Особенности этого метода – введение стохастической модели магнитного поля Земли и получение
стандартной постановки задачи оценивания для решения методом Калмановской фильтрации.
Достоинство предлагаемого метода состоит в том, что не вводятся искусственные ограничения на
параметры модели девиации, появляющиеся в уже существующих методиках.
ВВЕДЕНИЕ
В настоящее время аэромагнитометрия
является наиболее распространенным методом
аэрогеофизической съемки. Это определяется
многими факторами, среди которых высокое
качество магнитометрического оборудования, его
малый размер и сравнительно небольшая цена.
Сказывается также и большой опыт обработки
данных магнитной съемки, и развитие программного обеспечения, которое упрощает многие
процедуры, связанные с интерпретацией
полученных материалов.
Требования по точности к данным аэромагнитной съемки составляют порядок 10-5 к величине
поля при построении карт масштаба 1:5000.
Ограничение во многом связано с техническими
возможностями существующей съемочной
аппаратуры, однако, уже появляются датчики,
обладающие существенно большей точностью
измерений (Вершовский и др., 2000) и,
следовательно, получение алгоритмов более
сложной и качественной обработки становится
важной задачей.
При проведении магнитных съемок с
использованием самолета или вертолета на датчик
прибора действует не только магнитное поле
Земли (МПЗ), но и поле самого носителя, что
вызывает искажение результатов измерений.
Возникает проблема устранения влияния поля
носителя, которая может решаться различными
способами.
Одним из решений является установка датчика
магнитометра в гондоле, буксируемой за летательным аппаратом на трос-кабеле длиной 30 и
более метров (рис. 1). При таком удалении нет
влияния летательного аппарата на измерения, и
требуется только компенсация небольшого
влияния самой гондолы. Этот метод активно
эксплуатируется в ГНПП «Аэрогеофизика» и в
других российских аэросъемочных предприятиях.
Установка навигационного оборудования GPS в
Рис. 1. Гондольное крепление датчика, Ан-2, ГНПП
«Аэрогеофизика», 2004 г.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
133
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ХАРИЧКИН
гондолу позволяет проводить аэромагнитные
съемки масштаба 1:5000.
Другой подход, распространенный главным образом за рубежом, связан с компенсацией влияния
магнитных свойств летательного аппарата на
показания датчика, установленного на специальном жестком креплении -стингере (рис. 2). Многие
иностранные заказчики делают необходимым
условием использование жесткого крепления
Рис. 2. Жесткое крепление датчика, Ан-2, АК Алроса,
2005 г.
датчика при проведении аэромагнитной съемки.
К недостаткам жесткого крепления следует отнести
то, что при проведении измерений датчик
находится в зоне повышенных магнитных помех
и тем самым появляется необходимость в их
дальнейшей компенсации.
До развития цифровых технологий в аэрогеофизической магнитной съемке применялась так
называемая физическая компенсация, заключающаяся в установке на борту источников поля,
настраиваемых для минимизации наведенных
помех. Качество такой компенсации могло
составлять 1-2 нТл (Вацуро и др., 1983). В настоящее
время применяется другой подход, сводящийся к
вычислению нужной поправки. Есть несколько
коммерческих программ, реализующих похожие
алгоритмы компенсации. Среди них наиболее
известны программы канадских компаний «Pico
Envirotec» и «RMS Instruments» (Exploration …, 2005).
Есть и российский аналог, разработанный в ФГУ
НПП «Геологоразведка» (Могилевкин и др., 2001).
Отметим, что подходы к решению задачи
компенсации хорошо исследованы и опираются
на представление магнитной помехи суммой полей,
обусловленных постоянными, индуктивными и
вихревыми источниками, для описания которых
используется модель Пуассона (Лысенко, 1960).
Иногда используется также информация о высоте
для учета вертикального градиента магнитного
поля земли (Могилевкин и др., 2001).
134
МЕТОД КОМПЕНСАЦИИ
На основании нового подхода к задаче
компенсации автором статьи совместно с коллегами
из ЗАО «Геотехнологии» была разработана
программа компенсации магнитных помех
REINMAG (Волковицкий и др., 2007). Программа
работает в режиме постобработки, но подобранные
параметры компенсации могут быть применены
также и в реальном времени. Предложенный метод
опирается на пуассоновское описание магнитных
помех, но обладает рядом особенностей.
Чтобы решить задачу компенсации измеряются скалярная величина модуля вектора индукции
магнитного поля B, определяемая с высокой
точностью (0.1-0.2 нТл) квантовым или
протонным магнитометром, и компоненты вектора
индукции BF, определяемые с меньшей точностью
(15-20 нТл) феррозондовым магнитометром
(Магниторазведка, 1990).
Отметим, что в настоящее время на практике
при съемках с подвижных носителей чаще всего
используются квантовые датчики, т.к. они имеют
лучшие частотные параметры и точность, работают
в сильно градиентных полях и на подвижных
основаниях, чего не могут протонные.
Методика списания помехи, как обычно,
требует подъема летательного аппарата на
максимальную высоту для минимизации влияния
аномального МПЗ. При этом амплитуда аномалии
может составить не одну сотню нТл, однако ее
характерная длина составляет несколько километров, что позволяет отличить ее от изменений
магнитного поля, связанных с эволюциями летательного аппарата. На этой высоте совершается ряд
эволюций по рысканию, крену и тангажу на
четырех различных курсах. Для измерения этих
эволюций используется трехкомпонентный
феррозондовый датчик магнитного поля, также
установленный на стингере.
Основная особенность метода, реализуемого
программой REINMAG, в подборе единых
параметров компенсации независимо от курса
Рис. 3. Маршруты калибровки (а) и съёмки (б).
Якутия, 2005 г.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОМПЕНСАЦИЯ МАГНИТНЫХ СВОЙСТВ ЛЕТАТЕЛЬНОГО АППАРАТА
летального аппарата (рис. 3). Для этого вводится
стохастическая модель аномального МПЗ, в
которой поле и его градиенты моделируются
стохастическими случайными процессами с
заданными спектральными характеристиками.
Спектральные характеристики подбираются на
основе анализа реальных данных. Полученные в
результате решения задачи в такой постановке
параметры оказываются применимы для любых
направлений полета.
При работе программы REINMAG, в отличие
от ранее предлагаемых методов, методом
Калмановской фильтрации (Александров и др.,
2000) подбираются как параметры магнитных
помех, так и реализации описанных случайных
процессов, т.е. оценивается аномальное магнитное
поле и его градиент (Волковицкий и др., 2007).
Не стоит при этом забывать, что протонные и
квантовые датчики магнитометра работают не при
всех направлениях вектора магнитного поля.
Поэтому ограничения на допустимые курсы
летательного аппарата все же есть.
Особняком стоит задача компенсации
магнитных помех в случае вертолета-носителя.
Общепринятым здесь является подход, реализующий полосовую фильтрацию помехи, создаваемой
несущим винтом. Однако даже при небольших
эволюциях конуса винта характер помехи меняется
довольно динамично, что может дать ощутимый
остаток после фильтрации.
Для оценки остатка компенсации была
построена приближенная аналитическая модель
магнитных свойств несущего винта, позволяющая
дополнить набор параметров намагничения
фюзеляжа. При построении модели несущего винта
предполагалось, что лопасти однородно намагничены, а их поперечные размеры малы по отношению к длине.
На основании полученной модели было
проведено численное моделирование помехи,
создаваемой несущим винтом при различных
эволюциях. Параметры модели были подобраны
по результатам аэромагнитной съемки, проведенной ГНПП «Аэрогеофизика» в Московской области на вертолете Ми-2. На рис. 4 отображены
модельные и реальные данные. Видно, что данные
обладают внешним сходством.
В верхней части рис. 5 приведены графики
модельных данных для разных углов раствора
конуса несущего винта. В средней части построены
их низкочастотные составляющие, которые обычно
получают при обработке данных для вертолета по
методу полосовой фильтрации. В нижней части
построена разность низкочастотных составляющих,
которая является погрешностью метода полосовой
Рис. 5. Оценка ошибки при полосовой фильтрации по
результатам моделирования для 10 и 30 раствора конуса
несущего винта.
фильтрации, так как данный метод не позволяет
сделать различие для разных растворов несущего
винта.
На основе построенной модели можно
показать, что при осреднении высокочастотной
компоненты магнитной помехи, наведенной
несущим винтом, остаток, связанный с малыми,
до 3-х градусов, медленными эволюциями конуса
угла, в отдельных случаях достигает 3-4 нТл.
Еще один аспект, о котором надо помнить
при решении задачи компенсации, – это влияние
бортового электронного оборудования. Интересное
решение предлагает ФГУ НПП «Геологоразведка».
Идея заключается в измерении на борту токов и
последующем подборе коэффициентов их влияния.
Однако этот метод пока не получил широкого
распространения.
РЕЗУЛЬТАТЫ КОМПЕНСАЦИИ И
ИХ ОБСУЖДЕНИЕ
Приведем некоторые результаты работы
программы REINMAG по данным, полученным
Амакинской ГРЭ «Алроса» в Якутии в 2005 г. при
проведении аэромагнитной съемки. На рис. 6
изображены три группы графиков. На верхней
группе графики измерений магнитного поля до и
после компенсации. В середине – их высокочастотные компоненты. Внизу – высота. Видно, что остаток в скомпенсированных измерениях находится
Рис. 4. Сравнение модельных (а) и реальных (б)
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
135
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ХАРИЧКИН
Рис. 6. Результаты работы программы REINMAG,
Ан-2, Якутия, 2005 г. до и после компенсации.
строго в противофазе с изменениями высоты, т.е.
отражает перемещение в градиентном поле - с набором высоты поле уменьшается.
Точность прохождения через центральную
точку составила несколько метров, а повторяе-
Рис. 7. Сравнение результатов
компенсации.
Коррекция в точке 1.94 нТл.
Список литературы
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Предложен новый подход к решению задачи
компенсации магнитной помехи, создаваемой
самолетом или вертолетом при аэромагнитной
съемке. Основной особенностью данного подхода
является введение стохастической модели
аномального МПЗ. В такой постановке задача
сводится к стандартной постановке задачи
оценивания и может быть решена методом
Калмановской фильтрации.
Достоинство предлагаемого метода состоит в
том что, в отличие от ранее предлагаемых методов,
подбираются как параметры магнитных помех, так
и реализации случайных процессов, описывающих
аномальное МПЗ. Полученные в результате решения
задачи в такой постановке параметры оказываются
применимы для любых направлений полета.
Метод был успешно применен при обработке
результатов аэромагнитной съемки проведенной
Амакинской ГРЭ «Алроса» в Якутии в 2005 г.
136
мость показаний магнитометра при разных курсах
– 0.2 нТл. При этом во время обработки не
вводились ни магнитные вариации, ни дифференциальные поправки GPS.
На рис. 7 показано качество компенсации при
картировании аномального поля. Видно, что
данные «результат компенсации» (данные,
полученные на жестком креплении после работы
программы) и «гондольное крепление» во многом
схожи, а «жесткое крепление» (первоначальные
данные, полученные на жестком креплении)
содержат отличия, являющиеся следствием влияния магнитных помех.
Величина коррекции в точке показывает
разницу между высокочастотными составляющими
данных до и после компенсации. Видно, что аномалия, присутствующая в данных до компенсации,
на самом деле является магнитной помехой, т.к.
пропадает после компенсации.
Александров В.В., Болтянский В.Г., Лемак С.С. и др.
Оптимизация динамики управляемых систем.
М: МГУ, 2000. 304 с.
Вацуро А.Э., Цирель В.С., Эринчек Ю.М., Андреев В.Я.
Рекомендации по компенсации магнитных
помех носителей аэрогеофизической аппаратуры. Л: НПО “Рудгеофизика”, 1983. 108 с.
Вершовский А.К.,Пазгалев А.С., Александров Е.Б.
Проект Л-СТС магнитометра // Журнал технической физики. 2000. Т. 70. Вып. 1. С. 88– 93.
Волковицкий А.К., Каршаков Е.В., Харичкин М.В. /
Система аэромагнитной съемки аномалий
магнитного поля // Датчики и системы. 2007.
№ 8. С. 17–21.
Лысенко А.П. Теория и методы компенсации
магнитных помех // Геофизическое приборостроение. 1960. Вып. 7. С. 44–58.
Магниторазведка // Справочник геофизика под
редакцией В.Е. Никитского и Ю.С. Глебовского.
2-е изд., перераб. и доп. М: Недра, 1990. 470 с.
Могилевкин В.А., Аверкиев В.В., Герловин М.С. и др.
Компенсация магнитных помех авиационных
носителей // Разведка и охрана недр. 2001. № 9.
С. 52–58.
Exploration Trends and Developments. March, 2005.
Ed.: Brian Sylvester, Geological Survey of Canada,
Ottawa. 18 p.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КОМПЕНСАЦИЯ МАГНИТНЫХ СВОЙСТВ ЛЕТАТЕЛЬНОГО АППАРАТА
AIRCRAFT’S MAGNETIC COMPENSATION
Harichkin M.V.
Mechanics and Mathematics department of MSU, The control and navigation laboratory
This article deals with the new aeromagnetic compensation system developed on the classic aircraft
magnetic-interference model extended by stochastic process. The last one is used for modeling of
magnetic field anomaly and magnetic field gradient. The deviation parameters are obtained by solution
of the standard linear estimation task. The main advantage of this method is that there are no artificial
limitations, which are presented in other methods.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
137
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007. №2. ВЫПУСК №10
УДК 55.502.55
ГРАВИТАЦИОННЫЕ МЕТОДЫ ЭКОЛОГИЧЕСКОЙ РЕАБИЛИТАЦИИ
ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ СРЕДЫ ОТ УГЛЕВОДОРОДНЫХ ЗАГРЯЗНЕНИЙ
© 2007 А. А. Голубев
Российский Государственный Геологоразведочный Университет им. Серго Оржоникидзе,
117997 Москва ул. Миклухо-Маклая д.23; e-mail: ribak_starwii@mail.ru
Представлены результаты работ направленных на экологическую реабилитацию геологического
пространства от мощного углеводородного загрязнения с применением гравитационных методов
очистки. Обозначены основные стадии экологической реабилитации. Рассмотрены альтернативные
варианты применения гравитационных методов, вариабельность инженерного исполнения и
дана оценка их эффективности.
ВВЕДЕНИЕ
МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ И РЕАБИЛИТАЦИИ
Добыча углеводородного сырья, без которого
цивилизация не может обойтись, сопровождается
огромным ущербом для биосферы. В настоящее
время ни один из современных промыслов не
относится к «безотходным» или экологически
безопасным производствам из-за несовершенства
технологий добычи или ее нарушений, неудовлетворительного качества или недопустимого
износа оборудования. При этом, чем интенсивнее
изъятие нефти, тем активнее идет формирование
техногенных потоков углеводородов, попадающих
в природную среду. Нефть и нефтепродукты
являются приоритетными загрязнителями природной среды (Солнцева, 1998 г.).
Ежегодно в России добывается порядка
400-500 млн. тонн нефти. В 2007 г. этот показатель
составил 492 млн. тонн. Уровень потерь углеводородного сырья в процессе всего технологического
цикла (добыча, переработка, транспортировка,
потребление) в России оценивается в 0.5 – 2% от
объема добычи (Булатов, 2004 г.). Потери нефти
и нефтепродуктов формируют устойчивое загрязнение всех компонентов природной среды. По
состоянию на сегодняшний день объем жидких
нефтеотходов, накопившихся в геологическом
пространстве, оценивается в 100 млн. тон, что
четко указывает на масштаб и серьезность этой
экологической проблемы (WaseTech, 2007 г.)
Как правило, к загрязняющим объектам
относятся нефтеперерабатывающие заводы,
магистральные продуктопроводы, склады горючесмазочных материалов (ГСМ) и прочие объекты
топливного обеспечения.
138
Углеводородное загрязнение геологической
среды, особенно мощное с образованием жидкой
фазы на поверхности водоносного горизонта,
характеризуется сложной многоуровневой
структурой. Основные элементы такого рода
загрязнений показаны на (рис. 1).
Рис. 1. Обобщенная схема УВ загрязнения геологической среды (Боревский Б.В., Боревский Л.В.,
Бухарин С.И. 1997 г.):
1 - зона газообразных углеводородов, 2 – зона
защемленных углеводородов, 3 – зона углеводородного насыщения (линза жидких нефтепродуктов),
4 – зона капельных углеводородов в воде, 5 – зона
эмульгированных и растворенных углеводородов,
УГВ – уровень грунтовых вод.
На объектах, загрязненных углеводородами,
процесс экологической реабилитации проводился
в несколько этапов, в зависимости от степени
загрязнения:
1) Полевые исследования - включали в себя
приповерхностные газо-геохимические исследования (определение концентраций грунтовых
газов СН 4, СО 2 и О 2 на глубине до 1 м) и
грунтовые исследования (определение концент-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРАВИТАЦИОННЫЕ МЕТОДЫ ЭКОЛОГИЧЕСКОЙ РЕАБИЛИТАЦИИ ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ СРЕДЫ
*
рации адсорбированных нефтепродуктов до
глубины 2м, с интервалом отбора проб – 0.5м).
2) Обработка материалов полевых исследований – включала в себя статистическую обработку
числового материала, построение карт полей
концентрации грунтовых газов и карт распределения концентраций адсорбированных нефтепродуктов. Из анализа карт и числового материала
рассчитывались основные параметры загрязнения
(площадь, объем загрязненного грунта, масса
загрязненного грунта, масса парогазовой фазы)
и намечались места бурения разведочных скважин.
3) Бурение разведочных скважин – проводилось в границах аномалий, выявленных в
процессе газо-геохимических и грунтовых исследований. В процессе бурения из скважин отбирались
пробы грунта через каждый метр, для определения
физических параметров и концентраций адсорбированных нефтепродуктов. В скважинах, при
помощи межфазной рулетки (резиствиметра),
определялись основные параметры: абсолютные
отметки уровня грунтовых вод, абсолютные отметки уровня жидких нефтепродуктов и мощность
слоя жидких нефтепродуктов.
4) Обработка материалов скважинных исследований – включает в себя построение карт изопахит
слоя жидких нефтепродуктов и карт гидроизогипс.
Проводится расчет запасов жидких нефтепродуктов
в грунтовом массиве. Обобщается информация о
фильтрационных свойствах разреза, и намечаются
мероприятия по ликвидации загрязнения.
ХАРАКТЕРИСТИКА ОБЪЕКТА
ИССЛЕДОВАНИЙ
Работы по экологической реабилитации проводились на территории аэродромного хозяйства и
прилегающей к нему территории, почвы и
подстилающие породы которых сильно загрязнены
нефтепродуктами. Объект расположен в Щелковском районе Московской Области в 13 км от
московской кольцевой автодороги МКАД по
Щелковскому шоссе (рис. 2).
Источниками загрязнения грунтов и грунтовых вод нефтепродуктами являются склады ГСМ,
расположенные в юго-восточной части территории
изучаемого объекта. Склады эксплуатируются с
1956 г. Топливо к ним доставляется железнодорожным транспортом, в цистернах. Заполнение
резервуаров осуществляется по продуктопроводу
диаметром 100-150 мм и протяженностью 3.1 км.
Резервуары размещены на бетонных основаниях,
часть резервуаров заглублены, примерно на 3 м.
Годовой оборот складов ГСМ более
100 тыс. тонн. Основной причиной формирования
углеводородного загрязнения почв и подстилающих
пород является грубое нарушение правил хранения
и технологии прокладки продуктопроводов, а
*
**
)
! "# $% &
)
**
*
)
)
! "
%"& "
"'
!
(
#
" !" "
$
Рис. 2. Жидкофазное углеводородное загрязнение
геологической среды на объекте исследования,
местоположение на врезке.
именно их подземное заложение. В течение
длительного периода (более 30 лет) осуществлялась
эксплуатация объектов, находящихся фактически
в аварийном состоянии. Через подземные
продуктопроводы, при перекачке топлива,
нефтепродукты под давлением закачивались в
подстилающие породы, так же имели место аварии
и технологические проливы, что и сформировало
устойчивое углеводородное загрязнение геологической среды.
Сложившаяся неблагоприятная экологическая
ситуация осталась бы без внимания если бы ее
последствия не коснулись территории жилого
поселка, расположенного на недопустимо близком
расстоянии от складов ГСМ.
Факты появления нефтепродуктов в подвалах
домов и гаражей, колодцах и скважинах известны
примерно с 1984-85 гг. Однако только в 2001 году,
в связи с обильным паводком и резким подъемом
уровня грунтовых вод, загрязнение грунтов
углеводородами приобрело характер экологического бедствия. Мощность слоя жидких нефтепродуктов в наблюдательных скважинах, расположенных в близлежащем поселке, достигала 1м.
За период с 2000-2002 гг. проведена большая
профилактическая и ревизионная работа по
обновлению складов и замене старых емкостей.
Подземные продуктопроводы полностью заменены
на новые и имеют надземное заложение.
Несмотря на то, что утечки топлива в процессе
технологических операций практически сведены
к нулю, масштаб загрязнения геологической среды
нефтепродуктами, по прежнему, носит характер
экологического бедствия в 2003 г. началась экологическая реабилитация загрязненной территории.
Исследования на объекте включали в себя все
перечисленные выше этапы. Комплексное обследование территории позволило параметризовать
загрязнение. Результаты расчетов приведены в
табл. 1. В табл. 2 приведено процентное соотношение
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
139
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГОЛУБЕВ
Таблица 1. Параметры углеводородного загрязнения.
"
+
" "
(
" !" "
)
"
!
%&'
# $
3
)
(
(
*
(
)
%&'
&
+
,-
+ *
*
1 */ -
.
%&'
,+
0
*(/ +
/
5 *
+ 0. ,
/
2
+,- + *
- * +
)
*(/ +
,- 2" +
(
.
)
.
(
+ 4
0
+,- + *
(
+,- + * -
,- !
/
. " "
, 01+
'
, 01+
'
" 1
(
),2
Таблица 2. Статистические характеристики дебитов
нефтеотходов на шахтном лучевом дренаже.
. 1#"
,4
. 1#"
, 4 ".
(
"
" !"
3#1
3#1
"
"
! "
! "
" !" "
, 5" "6#
,2
/
'
'
"#
(
" !" "
Рис. 3. Схема двухъярусного шахтно-лучевого дренажа.
массовых долей параметров загрязнения (рис. 2)
иллюстрирует жидкофазное углеводородное
загрязнение, представленное двумя изолированными линзами – обусловлено гидрогеологическими
особенностями объекта, залегающими на первом
от поверхности водоносном горизонте на интервале
глубин 1.5-3 м от дневной поверхности.
Анализ массовой структуры загрязнения
(табл. 2) показал, что его основная доля приходится
на жидкие нефтепродукты. Значительное место занимают адсорбированные грунтом нефтепродукты.
Парогазовая углеводородная фаза составляет малую
часть загрязнения. Минимальная доля приходится
на растворенные углеводороды.
Основной, наиболее опасной и высоко
мобильной является жидкофазная часть загрязнения. Фактически, она формирует все другие его
элементы и определяет масштаб проблемы в целом.
По этой причине удаление жидких нефтепродуктов
из загрязненной зоны является абсолютно приоритетной задачей. До ее решения, ликвидация других элементов загрязнения, бессмысленна, так как
они будут воспроизводиться жидкими нефтепродуктами мигрирующими в грунтовом массиве.
Для ликвидации жидкофазного загрязнения
существует множество различных методов, как по
инженерному решению, так и по механизму
воздействия (Королев, 2001 г.) На данном объекте
применялись гравитационные методы (откачка из
массива). Для осуществления откачек смеси
нефтеотходов и воды из грунтов на объекте были
построены и введены в штатную эксплуатацию
две одинаковых по принципу и разных по
инженерному исполнению системы ликвидации
загрязнений. На первой линзе (рис. 2) ликвидация
загрязнения осуществлялась шахтным лучевым
дренажем, на второй системой вертикальных
140
скважин специальной конструкции. Описание
каждой из систем приведено ниже:
Шахтный лучевой дренаж – включает в
себя вертикальный шахтный колодец (рис. 3) диаметром 4 м и глубиной 8-10 м. Из шахтного
колодца, с помощью специальных установок
бурятся горизонтальные скважины на двух уровнях
разреза.
Нижний ярус скважин, закладывается на
0.5 метров выше кровли водоупора в слое
крупнозернистых песков. Он включает четыре
горизонтальные скважины, диаметром 70 мм и
длиной 50 метров каждая. Скважины перфорированы и оборудованы в виде фильтров,
дренирующих водоносный горизонт. Грунтовая вода
по дренам поступает в нижнюю часть шахтного
колодца и откачивается насосом, что обеспечивает
ее постоянный приток в шахту. Данная операция
обеспечивает снижение УГВ и формирование
воронки депрессии вокруг шахтного колодца.
Подтоварная вода, извлеченная из колодца,
подается в водоприемные скважины, расположенные выше по потоку грунтовых вод. Это
обеспечивает ее возврат в технологический цикл,
необходимый для поддержания стационарного
режима откачки и стабильных параметров воронки
депрессии. В процессе циркуляции, подтоварная
вода подвергается произвольной аэрации,
вызывающей усиление микробиологического
распада растворенных нефтепродуктов (НП) и,
как следствие, ее очистку (Михайлов, 2007).
Верхний ярус, включает в себя восемь горизонтальных скважин, диаметром 70 мм, длиной
по 25 м каждая. Скважины перфорированы, выполняют роль фильтров, дренирующих залежь
жидких нефтепродуктов. Воронка депрессии,
сформированная за счет работы нижнего дренажа,
фактически является ловушкой для НП, которые
постепенно скатываются в ее контур. Глубина
воронки, оптимальная для гидрогеологических
условий объекта, составляет три метра. Верхний
дренаж закладывается на 0.5 м выше уровня ее
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРАВИТАЦИОННЫЕ МЕТОДЫ ЭКОЛОГИЧЕСКОЙ РЕАБИЛИТАЦИИ ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ СРЕДЫ
дна. Он обеспечивает сбор и отведение нефтепродуктов из контура воронки депрессии в
первичный резервуар накопитель, расположенный
в шахтном колодце. Из шахтного колодца НП
откачиваются насосом в заглубленный резервуар
отстойник, расположенный на дневной поверхности. Из резервуара нефтепродукты отгружаются
в автотранспорт и вывозятся на утилизацию.
Данная технология позволяет не только
эффективно извлекать жидкие нефтеотходы, но
и позволяет производить дальнейшую деструкцию
загрязнения по средствам биовентеляции (подача
смеси воздуха и биологически активных компонентов в верхние дрены ШЛД, что активизирует
деятельность бактерий и вытесняет углеводородные газы из грунтов зоны аэрации)
(Глазовская, 1984). Указанная операция осуществляется только после ликвидации жидкой фазы
загрязнения.
Система вертикальных скважин СВС –
представляет собой сеть вертикальных скважин
большого диаметра – 426 мм, связанных между
собой системой трубопроводов и электросетей.
Скважины имеют специальную конструкцию,
которая в свою очередь обусловлена только
техническими ограничениями, связанными с
отведением подтоварных вод, образующихся в
процессе откачек. На данном объекте проблема
отведения подтоварных вод не решена в районе
локализации линзы 2 из-за плохих фильтрационных свойств грунтов и высокого уровня
грунтовых вод. Используемая конструкция
скважин (рис. 4) обеспечивает максимальную
эффективность при дискретных откачках.
Скважины оборудованы одним насосом,
который откачивает смесь нефтеотходов и воды в
резервуар, где в последствии происходит
гравитационное разделение на нефтеотход и воду.
Вообще на практике скважины оборудуются двумя
насосами, один для постоянного водопонижения,
второй для отбора нефтеотходов (Королев, 2001 г.),
но в условиях данного объекта это не оправдано
из-за отсутствия водоприемных мощностей.
Таким образом, СВС по сути адаптирована к
сложным геологическим условиям и техническим
ограничениям, из-за модернизаций КПД такой
системы существенно снижается, но все равно она
оправданна ввиду отсутствия альтернативных
решений.
РЕЗУЛЬТАТЫ ЭКСПЛУАТАЦИИ
СИСТЕМ ОЧИСТКИ
Шахтный лучевой дренаж введен в эксплуатацию в декабре 2005 года и с этого момента функционирует в штатном режиме. Исключения
составляют лишь краткие периоды остановок,
вызванные сбоями в электроснабжении, мелкими
авариями, профилактическими и ремонтными
работами. Общий срок эксплуатации данного
элемента системы ликвидации загрязнений (СЛЗ)
составляет 92 недели.
Основным показателем эффективности работы
системы является скорость извлечения нефтеотхода
(НО) или суммарный дебит. Для осредненной
оценки данного показателя использовался весь
объем производственных данных накопленных
за 91 неделю.
На основании ежедневных объемов откачки
НО, рассчитывались среднесуточные дебиты за
каждую неделю. Анализ результатов статистической
обработки (табл. 3) позволяет оценить эффективность работы системы.
Таблица 3. Статистические характеристики дебитов
нефтеотходов на шахтном лучевом дренаже.
6
"
7
7 *
7 *
# $
/(&
8 ( /
)
)
/
+
)
-
9
'
./
( )*)+ ,
2
0
1
Рис. 4. Скважина для дискретных откачек.
(
(
/
$
)
+
0
Система подобного рода является по сути
уникальной, так как ее параметры подбираются в
каждом случае индивидуально в зависимости от
параметров загрязнения и разреза. В процессе
эксплуатации выделяется три основные периода:
1. Начальный период - с момента запуска до
19-ой недели эксплуатации. Он характеризуется
максимальными скоростями добычи, обусловленными эффектом «вскрытия залежи», а также
благоприятными гидродинамическими условиями
зимы 2006 г.
2. Второй период - с 20 до 62-ю неделю
эксплуатации. Характеризуется падением скоростей
добычи. Наблюдаемые эффекты обусловлены неоп-
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
141
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГОЛУБЕВ
Таблица 4. Статистические характеристики скорости
откачки нефтеотходов на системе вертикальных
скважин.
6
7
7 *
7 *
# $
/(& 8 ( /
/
+
)
/
9
)
(
(
$
+
0
5'6 7 8 6 ' 9
5
)
4
Описанные выше периоды хорошо просматриваются на графике зависимости объемов откачки
НО от времени (рис. 5).
8 6 '
9
тимальным режимом эксплуатации, вызванным
ограничениями по водоприемным мощностям, и
отсутствием опыта эксплуатации системы в
имевших место неблагоприятных гидрогеологических условиях. В данный период шло
накопление ценного опыта, который позволил
выработать более эффективные режимы эксплуатации ШЛД.
3. Третий период – с 62 по 92-ю неделю.
Наблюдается рост скоростей добычи по сравнению
с предыдущим периодом, обусловленный вводом
системы в оптимальный режим эксплуатации.
)
7
)
)
)
)
-
7
7
Рис. 6. Динамика дебита жидких нефтеотходов на
системе вертикальных скважин.
7
7)
4
7
7
)
'
)
)
3
Рис. 5. Динамика дебита жидких нефтеотходов на
шахтном лучевом дренаже.
Всего за весь период эксплуатации ШЛД
извлечено более 200 м3 жидких НО. На протяжении
всего периода наблюдалась стабильность в работе
системы на каждом этапе. Все вышеизложенное
характеризует данный метод экологической
реабилитации как эффективный.
Система вертикальных скважин введена в
строй в августе 2006 года. С этого момента она
находится в штатной эксплуатации. Общий срок
работы СВС составляет 61 неделю.
В процессе работ осуществляется откачка грунтовой воды и жидких НО из вертикальных скважин. Вода сбрасывается в водоприемные скважины.
Основным показателем эффективности работы
СВС, также как и ШЛД, является скорость
извлечения или суммарный дебит НО. Для расчета
осредненной оценки данного показателя использовался весь объем производственных данных,
накопленных за 61 неделю. На основании ежедневных объемов откачки НО рассчитывались среднесуточные дебиты за каждую недели. Анализ результатов статистической обработки (табл. 4), позволил
установить следующие закономерности в работе
системы:
1. На протяжении всего периода эксплуатации системы наблюдается тенденция снижения
дебетов НО. Резкое сокращение продуктивности
системы наступает на 28-30 неделе эксплуатации,
далее практически выходит на линейную
зависимость со среднесуточным дебетом менее 100
л/сут. (рис. 6).
142
2. Наблюдаемая закономерность падения
продуктивности вызвана, вероятно, двумя
основными причинами.
- во первых, незначительный радиус влияния
отдельной скважины приводит к относительно
быстрому «срабатыванию» основного объема
жидких НО, залегающих в указанном контуре, и
затем медленному извлечению остаточных углеводородов. Такая ситуация обусловлена, прежде
всего, особенностями эксплуатации скважин.
Фактически, они ориентированы на медленное
натекание нефтеотходов. Активного формирования
устойчивых воронок депрессии в водоносном
пласте не проводится по ряду технических причин,
и в первую очередь из-за отсутствия водоприемных мощностей.
- во вторых, перфорация скважин в интервале
залегания слоя жидких НО подвергается кольматированию за счет мелкодисперсных частиц,
содержащихся в суспензии вода – нефтеотходы.
Также, вероятно, имеет место минералообразование на сетке фильтра, вызванное повышенным содержанием железистых соединений в
грунтовой воде.
За весь период работы системы было извлечено
75 м3 жидких нефтеотходов. На протяжении всего
периода наблюдалась тенденция падения дебетов
НО, что характеризует систему, как не стабильную
и малоэффективную, однако данные результаты
получены в условиях неблагоприятных технических и геологических условий, вероятно
возможность постоянного водопонижения
позволила бы стабилизировать работу системы и
увеличить ее эффективность.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ГРАВИТАЦИОННЫЕ МЕТОДЫ ЭКОЛОГИЧЕСКОЙ РЕАБИЛИТАЦИИ ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ СРЕДЫ
ВЫВОДЫ
Применение гравитационных методов очистки
геологической среды позволяет эффективно
осуществлять экологическую реабилитацию
территорий, сильно загрязненных нефтепродуктами. Анализ эксплуатации систем ликвидации
загрязнений типа шахтный лучевой дренаж и
система вертикальных скважин позволил сопоставить эффективности работы и возможность
альтернативного применения каждой из них:
Эффективность работы шахтного лучевого
дренажа выше, чем системы вертикальных
скважин, в условиях данного объекта в среднем
в 3 раза;
- вариабельность исполнения шахтного
лучевого дренажа много больше, чем системы
вертикальных скважин это позволяет применять
шахтный лучевой дренаж там, где невозможно
применять вертикальные скважины, например,
на объектах со сложной инфраструктурой (густая
дорожная сеть, система кабелей, трубопроводов
и т.д.) в силу отсутствия наземных коммуникаций;
- ограничением для обоих видов систем
является необходимость отведения большого
объема подтоварных вод;
- из анализа эффективности функционирования систем удалось сопоставить соотношение количества скважин, альтернативное
одному шахтному дренажу. Таким образом, один
шахтный лучевой дренаж заменяет 10-12 скважин.
На сегодняшний день любая экологическая
деятельность является затратной и не приносит
никаких финансовых доходов, но при ликвидации
мощного углеводородного загрязнения, на первом
этапе (откачка жидких нефтеотходов), возникает
так называемый эколого-экономический эффект,
так как отобранный нефтеотход обладает
товарными качествами и его рыночная стоимость
колеблется от 4 до 9 руб. за килограмм. Обобщая
вышесказанное необходимо отметить что в
некоторых случаях, при мощном углеводородном
загрязнении затраты на экологическую реабилитацию могут полностью окупаться и даже
приносит прибыль в размере первых миллионов
рублей, за счет реализации извлеченных
нефтеотходов.
Список литературы
Боревский Б.В., Боревский Л.В., Бухарин С.Н. и др.
К проблеме локализации и ликвидации
нефтяных загрязнений на объектах Минобороны. Геоэкология. 1997. № 5. С. 75-83.
Булатов В.И. Нефть и экология. Научные
приоритеты в изучении нефтегазового
комплекса. Новосибирск: ГПНТБ СО РАН,
2004. 154 с.
Глазовская М.А., Добровольская Н.Г. Геохи-мические
функции микроорганизмов. –М.: МГУ, 1984.
152 с.
Королев В.А. Очистка грунтов от загряз-нений. М.:
МАИК «Наука/Интерпериодика», 2001. 365с.
Лифшиц А.Б. Материалы работы круглого стола
выставки WaseTech 2007 г. М.: Крокус Экспо,
2007. 52 с.
Михайлов В. Н., Добровольский А. Д., Добро-любов
С. А. Гидрология М.: «Высшая школа», 2007.
467 с.
Солнцева Н.П. Добыча нефти и геохимия
природных ландшафтов. М.: МГУ, 1998. 376 с.
GRAVITATIONAL METHODS OF ECOLOGICAL REHABILITATION OF THE
GEOLOGICAL ENVIRONMENT FROM HYDROCARBONIC POLLUTION
А.А. Golubev
The Russian Geological Prospecting University
Results of works directed on ecological rehabilitation of geological space from powerful hydrocarbonic
pollution with application of gravitational methods of clearing are presented. The basic stages of ecological
rehabilitation are designated. Alternative variants of application of gravitational methods, variability of
engineering execution are considered and the estimation of their efficiency is given.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
143
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007. №2. ВЫПУСК №10
УДК 550.34 + 551.24
О ВЗАИМОСВЯЗИ СЕЙСМИЧЕСКОГО И ВУЛКАНИЧЕСКОГО ПРОЦЕССОВ
НА ПРИМЕРЕ ОКРАИН ТИХОГО ОКЕАНА
© 2007 Д.Р. Акманова, Н.А. Осипова
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, 683006;
e-mail: Dinara@kscnet.ru
С целью изучения особенностей геодинамических движений была составлена база, включающая
все известные данные о землетрясениях и извержениях вулканов планеты в едином формате. В
качестве «энергетической» характеристики извержения был выбран объем изверженных продуктов.
Для окраин Тихого океана, в пределах которых происходят не менее 80-90% землетрясений и
извержений вулканов планеты, получены новые данные о скоростях миграции землетрясений и
показано, что извержения вулканов также имеют тенденцию мигрировать. Оказалось, что скорости
миграции наиболее сильных землетрясений и извержений по порядку величин соизмеримы. Это
позволяет предположить, что волны миграции сейсмической и вулканической активности
являются проявлениями общего геодинамического планетарного процесса, имеющего «разные
цвета» в различных геофизических полях. Данные позволяют полученные пространственновременные особенности распределения сейсмической и вулканической активности заложить в
основу более общей геодинамической модели.
ВВЕДЕНИЕ
Вопрос о взаимосвязи сейсмического и
вулканического процессов неоднократно обсуждался многими исследователями. Например,
известно, что для разных регионов имеет место
корреляция между временами извержений
вулканов и сильных землетрясений с гипоцентрами, расположенными в пределах сейсмических
поясов: для Курило-Камчатской островной дуги
(Абдурахманов, Федорченко, 1976; Токарев, 1959;
Широков, 1978), для сильных и сильнейших
землетрясений с нормальной глубиной очага в
пределах Центральной Америки, Чили и северных
Антильских островов (Berg, Sutton, 1974; Carr,
Stoiber, 1977). Краткий обзор этих работ приведен
в (Викулин, 2003). Сопоставление расположения
зон современного вулканизма с областями
повышенной сейсмичности свидетельствует об их
пространственной близости. Эти участки литосферы
представляют собой области максимального
высвобождения вулканической и сейсмической
энергии, в которых в современную эпоху
происходят активные геодинамические процессы.
Совпадение во времени и в пространстве
проявлений сейсмичности и вулканизма может
свидетельствовать о, возможно, едином энерге144
тическом источнике данных процессов (Белов,
1986).
Одним из главных свойств сейсмического
процесса является миграция очагов землетрясений
в пространстве и во времени (Быков, 2005).
Наиболее полная библиография работ на 2000 г.
по миграции землетрясений в пределах различных
сейсмических поясов и их скоростям приведена в
(Викулин 2001, 2003). В работах (Леонов, 1991;
Berg, Sutton, 1974; Sauers, 1986; и др.) показано,
что и вулканическая активность в пределах
Центральной и Южной Америки, АляскиАлеутских островов и в других регионах планеты
имеет тенденцию мигрировать, что также может
указывать на генетическую взаимосвязь сейсмического и вулканического процессов.
Однако, некоторые исследователи (Горячев,
1962; Дуничев, 2003; Эрлих, 1973) считают, что
взаимосвязи между сейсмическими событиями и
извержениями вулканов в пределах окраины
Тихого океана, не существует.
И, тем не менее, многие исследователи
склоняются к тому, что сейсмичность и вулканизм,
рассматриваемые как процессы планетарного
масштаба, взаимосвязаны: причины, приводящие
к накоплению сбрасываемых при землетрясениях
напряжений и к движению изливающейся при
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
О ВЗАИМОСВЯЗИ СЕЙСМИЧЕСКОГО И ВУЛКАНИЧЕСКОГО ПРОЦЕССОВ
извержениях вулканов магмы, имеют общий
генетический корень (Абдурахманов, Федорченко,
1976; Акманова, 2007; Викулин и др. 2007;
Осипова, 2007; Токарев, 1959; Широков, 1978).
В данной работе показаны пространственновременные закономерности проявления сейсмического и вулканического процессов и взаимосвязь
между ними в пределах тихоокеанских окраин.
месяц, день), координаты вулкана (долгота и
широта в градусах), объем изверженного
ювенильного материала (W, м3).
В соответствии со шкалой, принятой в
(Simkin, Siebert, 1993; Smithsonian Institution), все
извержения в базе классифицировались нами по
величине W = 1, 2,...7, которая соответствует
объемам 104-5, 106, …, 1011 м3 соответственно (табл. 1).
ИСХОДНЫЕ ДАННЫЕ
Таблица 1. Значения чисел извержений и объемов
изверженного материала, содержащихся в базе в
период с 9850 г. до н.э. - 2005 г. по (Гущенко, 1979; Simkin
et al., 1993; Smithsonian Institution)
Составленная база данных включает все
известные (датированные) землетрясения
(2150 г. до н.э. – август 2007 гг.) «до начала
инструментального периода» (до XX в.) и с
M ³ 6.0, произошедших в течение «инструментального периода» (с XX в. по настоящее время),
и n = 6228 извержений N = 562 вулканов планеты
за последние 12 тыс. лет: 9850 г. до н.э. – 2005 гг.
(Викулин и др., 2007). Эта база составлена на
основании анализа имеющихся доступных
мировых и региональных каталогов землетрясений
и извержений вулканов (Викулин и др., 1983а;
Викулин и др., 1983б; Гущенко, 1979; Новый
каталог …, 1975; Соловьев, Го, 1974, 1975; Catalogue
of Major Earthquakes...…, 1958, 1966, 1968; Duda,
1965, 1992; ISC; JMA; NEIC; Simkin, Siebert, 1993;
Smithsonian Institution).
Сейсмические события в базе характеризуются
следующими параметрами: время в очаге (год,
месяц, день, час, минута, секунда), координаты
очага (долгота и широта в градусах), глубина очага
(в км) и магнитуда. Всего в базе приведены
сведения о 12145 землетрясениях.
На рис. 1 представлен график повторяемости
землетрясений, содержащихся в базе:
lg N = -0.87M + 8.5.
Наклон графика повторяемости, определенный
по представительным данным с M ³ 6, составляет
A = -0.9 ± 0.3 и совпадает с наклоном, определяемым по известным мировым базам данных
землетрясений, что позволяет судить о полноте
имеющихся данных.
Извержения вулканов в базе характеризуются
следующими параметрами: дата извержения (год,
Рис. 1. График повторяемости содержащихся в базе
12145 землетрясений, 2150 г. до н.э. – 08.2007 г.
! "
#
При определении объемов некоторых наиболее
сильных извержений нами использовались
неопубликованные данные, любезно предоставленные И.В. Мелекесцевым.
Было предположено (Викулин и др., 2007),
что объем изверженного ювенильного материала
может служить энергетической характеристикой.
С этой целью по аналогии с землетрясениями для
всей базы был построен график повторяемости
извержений вулканов, представленный на рис. 2.
На рис. 2, показано, что все исходные точки
в диапазоне W ³ 2 хорошо ложатся на прямую:
lg N = -0.53W + 4.6. Для отдельно взятых вулканов,
для которых статистика извержений представлена
достаточно большим объемом данных, наклон
оказался также равным -0.5.
Приведенные данные, по-видимому, позволяют предположить, что, во-первых, извержения
с W ³ 2 в базе содержатся с достаточной полнотой,
и, во-вторых, параметр W в первом приближении
можно предложить в качестве энергетической
характеристики вулканического процесса.
Необходимо отметить, что первая попытка оценки
Рис. 2. График повторяемости извержений вулканов
мира за последние 12 тыс. лет n = 6228, с W ³ 1.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
145
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АКМАНОВА, ОСИПОВА
энергии вулканических извержений была
предпринята П.И. Токаревым. В своей работе
Токарев П.И. (1987) анализирует три группы
данных: 1) извержения вулканов мира за
последние 10 тыс. лет; 2) извержения вулканов
мира за последние 3.5 тыс. лет; 3) извержения
вулканов Камчатки и Курильских островов за
период с 1901-1980 гг., взятые автором из
различных публикаций. В результате П.И. Токаревым для трех групп данных: извержения
вулканов мира за последние 10 тыс. лет,
извержения вулканов мира за последние 3.5 тыс.
лет, и извержения вулканов Камчатки и
Курильских островов, были получены близкие
значения наклонов графиков повторяемости
извержений: А = -(0.6 – 0.7) ± 0.1.
Таким образом, результаты, полученные
П.И. Токаревым и нами, при использовании
разного числа извержений за разные годы, имеют
близкие значения.
По-видимому, выполненные исследования
показывают, что вулканический процесс, как и
сейсмический, рассматриваемый как планетарное
явление, может характеризоваться законами,
имеющими вполне определенное пространственное
масштабирование.
СЕЙСМИЧЕСКИЙ ПРОЦЕСС
Значения скоростей миграций землетрясений,
как известно, лежат в больших пределах: 10-2 см/с
£V £1 км/с (Викулин, 2001, 2003). Анализ данных
о миграции землетрясений показал: между
магнитудами мигрирующих землетрясений М и
скоростями миграции V существуют две прямопропорциональные зависимости: M1,2 = M1,2(V).
Одна из таких зависимостей:
%$
скоростей миграций землетрясений с М > 8 на
основании приведенной выше зависимости (1) для
магнитуд М = 8.5, 8.7 и 9.0 должны соответствовать
значениям: V » 550 ± 300, 800 ± 300 и 2000 ± 500
км/год, соответственно. Составленный нами
каталог землетрясений мира позволяет проверить
эти прогнозные значения (Викулин и др., 2007).
В табл. 2 приведен список землетрясений с
М ³8.4-8.5, с глубинами очагов H < 60 км,
произошедших в пределах окраин Тихого океана в
1361-1965 гг. (Викулин и др., 2007). Наименьшие
даты, представленных в табл. 2 землетрясений,
определяются первыми землетрясениями,
содержащимися в каталогах японских (Catalogue …,
1958, 1966, 1968; JMA) и южноамериканских
(Соловьев, Го, 1975) землетрясений. Расположение
эпицентров тихоокеанских землетрясений,
представленных в табл. 2, изображено на рис. 3.
Значения магнитуд землетрясений, представленных в табл. 2, не унифицировались. В целом,
можно принять, что значения магнитуд соответствуют моментным магнитудам Mw.
Определение скоростей миграции тихоокеанских землетрясений, как и в работах
(Вилькович, 1974; Mogi, 1968), будем проводить
в плоскости с осями «расстояние вдоль дуги L –
время в очаге t». В качестве расстояния вдоль дуги
L нами выбрана линия, совпадающая с осями
глубоководных желобов и простираниям сейсмофокальных зон (рис. 3). Математический алгоритм
определения этой линии приводится в работах
(Викулин, Водинчар, 2005, 2006). Общая
протяженность выбранной нами линии L составляет
(1)
определяет энергетический спектр нелинейных
(солитонного типа (Николаевский, 1995) волн
миграции в пределах всего Тихоокеанского кольца,
другая:
%$ ,
(2)
энергетический спектр экситонного типа волн
миграции форшоков и афтершоков в пределах
очагов сильных землетрясений M 1,2 = lg E 1,2
(Викулин, 2003; Vikulin, 2006).
Далее остановимся на новых данных, характеризующих процесс миграции землетрясений
в пределах всех Тихоокеанских окраин: M1 = M1(V).
Ранее процесс миграции землетрясений в
пределах сейсмического пояса исследовался в
диапазоне магнитуд: 1 £М £ 8. Предельное значение
скорости миграции, равное V = 250 ± 30 км/год »
1 см/сек, было получено для сильных землетрясений магнитудного диапазона М = 7.5-8.3 » 8
(Викулин, 2001, 2003). Прогнозируемые значения
146
Рис. 3. Расположение эпицентров 46-и тихоокеанских
землетрясений с М ³ 8.4-8.5, 1361-2005 гг. 1- эпицентры
тихоокеанских землетрясений с М ³ 8.4-8.5; 2 - линия,
совпадающая с глубоководными желобами, вдоль
которой в работе определяется расстояние L.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
О ВЗАИМОСВЯЗИ СЕЙСМИЧЕСКОГО И ВУЛКАНИЧЕСКОГО ПРОЦЕССОВ
Таблица 2. Список тихоокеанских землетрясений, данные о которых используются в работе.
*
&
+ (
, "
! "
'
! "
,
-
около 45000 км. Она протягивается между
эпицентрами землетрясений 1917 г. вблизи о-ов
Кермадек, М = 8.6 (табл. 2, № 36, L = 0) и
чилийским землетрясением 1960 г. с М = 9.5
(табл. 2, № 44, L = 45000 км).
Расположение эпицентров тихоокеанских
землетрясений с М ³9.0 и с М ³8.7 на пространственно-временной карте L–t в течение
(
)
.
/
&
,0
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2 5 2
2
2
2 5 2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
,1
3 2 4
3 2
3 2
3 2
3 2 4
3 2
2
3 2
«инструментального» периода 1897-2005 гг.
представлено на рис. 4а и 4б, соответственно.
Из данных, представленных на рис. 4а видно,
что эпицентры всех 5 землетрясений с М ³9.0
группируются в пределах двух прямолинейных
цепочек, скорости миграций вдоль которых
составляют V1 »700 и V2 »2700 км/год. В среднем VM ³9.0 »1700 ± 1000 км/год. Из данных на рис. 4б
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
147
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АКМАНОВА, ОСИПОВА
Таблица 2 (окончание)
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
3 2
2
3 2
2
Примечание: МS - значения «суммарных» магнитуд, которые использовались нами при выполнении
работы; j – широта (северная – положительная; южная – отрицательная) и l – долгота (восточная –
положительная; западная – отрицательная); Мw– моментная магнитуда.
видно, что землетрясения магнитудного диапазона
М ³ 8.7, по-прежнему, группируются в пределах
тех же двух цепочек. При этом среднее значение
скорости миграции землетрясений с М ³8.7,
определенное по данным, сгруппированным в
цепочке 1, равно VМ ³8.7 » 500 ± 200 км/год.
Эпицентры тихоокеанских землетрясений с
М ³8.5 инструментального периода 1897-1965 гг.
на пространственно-временной карте укладываются
в пределах тех же двух миграционных цепочек
(рис. 5).
При этом цепочка 1 «расщепляется» на две 1а и 1б, имеющие примерно одинаковые наклоны,
которые соответствуют скоростям миграции
V1 » 625 ± 80 и V2 » 429 ± 30 км/год. Среднее
значение скорости миграции, таким образом, для
землетрясений с М ³8.5 можно принять равным
VМ ³ 8.5 » 350 ± 90 км/год.
Расположение эпицентров землетрясений с
М ³8.9, произошедших 1361-1730 гг., представлено на рис. 6. Японские землетрясения 17031707 гг. (табл. 2, № 14-16) и южноамериканский
двойной толчок 1730 г. (табл. 2, № 17-18), имеющие
суммарную амплитуду M »8.9, могут быть
объединены одной линейной цепочкой, скорость
миграции
вдоль
которой
составляет
VМ ³8.9 »900 ± 80 км/год.
148
Рис. 4. Пространственно-временные карты очагов
тихоокеанских землетрясений (1) 1897-1965 гг. c
М ³ 9.0 (а) и с М ³8.7 (б) и определенные по ним
методом наименьших квадратов две прямые линейные
цепочки миграции (2). Цифрами (1, 2) на рисунке
обозначены цепочки миграции.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
О ВЗАИМОСВЯЗИ СЕЙСМИЧЕСКОГО И ВУЛКАНИЧЕСКОГО ПРОЦЕССОВ
Рис. 5. Пространственно – временная карта очагов
тихоокеанских землетрясений (1) 1897-1965 гг. c М ³ 8.5
и определенные по ним методом наименьших
квадратов три прямолинейные цепочки миграции (2).
Цифрами (1а, 1б, 2) на рисунке обозначены цепочки
миграции.
Расположение эпицентров землетрясений
1361-1896 гг., с М ³8.4-8.5 на пространственновременной карте представлено на рис. 7.
Видно, что эпицентры всех землетрясений
группируются в пределах пяти «узких» зон миграционных цепочек (3-7), при достаточно
широких «пустых» коридорах между ними. При
этом цепочка (3) «объединяет» два землетрясения
с М = 8.9 (рис. 6) и два землетрясения 1751 г. –
двойной толчок с суммарной магнитудой М = 8.8
(табл. 2, № 19-20). Скорость миграции вдоль такой
цепочки составляет V8.8ч8.9 = 540 ± 110 км/год.
Остальные четыре цепочки (4-7), объединяющие
эпицентры землетрясений с М ³ 8.5, имеют
близкие наклоны, значения которых соответствуют значениям скоростей миграций:
V 4 » 247 ± 80, V 5 » 240 ± 10, V6 » 158 ± 15 и
V7 » 115 ± 20 км/год. Среднее значение скорости
миграции землетрясений с М ³8.5 определенное
по этим данным, составляет VМ ³8.5 »200 ± 60 км/год.
Полученные данные о скоростях миграции
землетрясений Vрассч с М ³8.5 сведены в табл. 3.
В этой же таблице приведены и прогнозные
значения скоростей миграции Vпрогн, определенные
на основании зависимости (1) и ранее полученных
данных (Викулин, 2001, 2003; Vikulin, 2006).
Как видим, рассчитанные и прогнозные значения
скоростей миграции землетрясений в магнитудном
Таблица 3. Прогнозные Vпрогн и рассчитанные в работе
Vрассч и значения скоростей миграции тихоокеанских
землетрясений магнитудного диапазона М > 8.
,
6( )
( 7
,9 2
$7
/ 8 (
$
""
/ 8 (
)
3
5
3
5
,9 2
3
5
,9 2
3
5
,9 2
3
5
3
5
,9 2
3
5
3
5
Рис. 6. Пространственно (L) – временная (t) карта
очагов тихоокеанских землетрясений (1) 1361-1896 гг.
c М ³ 8.9-9.0 и определенная по ним прямолинейная
цепочка миграции землетрясений с М = 8.9 (2). Цифрами (3) на рисунке обозначены цепочки миграции.
диапазоне 8.5 £ М £ 9.0 с учетом точности их
определения совпадают, что позволяет определенные в работе значения скоростей
миграций Vрассч отнести к солитонному решению (1).
Рис. 7. Пространственно – временная карта очагов
тихоокеанских землетрясений (1) 1361-1896 гг. c
М ³ 8.4 - 8.5 и определенные по ним методом
наименьших квадратов пять прямолинейных цепочек
миграции (2). Цифрами (3, 4,…..., 7) на рисунке
обозначены цепочки миграции.
ВУЛКАНИЧЕСКИЙ ПРОЦЕСС
Зависимость числа n содержащихся в нашей
базе данных об извержениях с W ³ 1 от времени
приведена на рис. 8. Показано, что число
содержащихся в базе данных монотонно
увеличиваются со временем, что, скорее всего,
определяется «скоростью» освоения европейцами
новых территорий планеты. Видно, что график
чисел извержений вулканов N(t) имеет некоторую
гармоническую составляющую, для выявления
которой зависимость N(t) была разложена в ряд
Фурье (рис. 9).
Как показано на рис. 9, наибольшие значения
~ 0.3 имеют амплитуды двух гармоники с периодами T1 = 1600 ± 110 лет и T2 = 2400 ± 140 лет.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
149
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АКМАНОВА, ОСИПОВА
Рис. 8. Числа извержений вулканов мира за последние
12 тыс. лет (с усреднением по 250 лет).
Исследовались распределения чисел извержений ni, i = 4, 5, 6: n4 для извержений с W ³ 4,
n5 – с W ³ 5 и n6 – с W ³ 6 (рис. 10).
Видно, что зависимости n4, 5, 6 (t), в целом,
повторяют зависимость N(t) на рис. 8. При этом
локальные максимумы вулканической активности
на разных уровнях n4, 5, 6 можно связать с наиболее
сильными извержениями. Разности между датами
этих сильных извержений составляют T1 = 2840
(» T2), T2 = 2600 (» T2) и T3 = 3855 лет (» T1 + T2),
и являются примерно кратными выделенным с
помощью Фурье-анализа гармоникам T1 и T2.
Миграция вулканической активности отмечена
рядом авторов (табл. 4) как в пределах отдельно
взятых вулканических центров (Леонов, 1991;
Clague, Dalrymple, 1987; Kenneth et al, 1986;
Lonsdale, 1988), так и в пределах вулканических
дуг (Викулин, 2003; Berg, Sutton, 1974; Sauers,
1986).
Как видим, значения скоростей миграции
вулканической активности оказались расположенными в диапазоне V = 3 ×10-5 - 2 ×10-3 км/год
(Леонов, 1991; Clague, Dalrymple, 1987; Gresta et
al., 1994; Lonsdale, 1988). В пределах островных
дуг, выявлены два протяженных региона, в
пределах которых скорости миграции вулканической активности оказались, равными V = 100
(Sauers, 1986) и 900 км/год (Berg, Sutton, 1974).
Как видим разными авторами независимо друг
от друга были выявлены пространственновременные закономерности в распределении
извержений вулканов – их миграции, значения
скоростей которой лежат в пределах многих
порядков по величине: 10-5 - 103 км/год (табл. 4).
По-видимому, большая величина диапазона
скоростей миграции вулканических извержений
определяется «разномасштабностью» закономерностей, которые были характерны для разных
вулканических центров планеты в течение
различных временных интервалов.
При изучении пространственно-временных
закономерностей вулканического процесса нами
в качестве расстояния вдоль дуги, как и при
сейсмическом процессе, была выбрана та же линия
(рис. 3).
150
Рис. 9. Фурье-анализ чисел извержений. А –
относительная амплитуда гармоник, Т – период.
Для исследования миграции вулканической
активности были выбраны наиболее сильные
извержения тихоокеанских вулканов с
W ³6 (³ 10 10 м 3 ), произошедшие в течение
последних 2250 лет. Их количество составляет
n = 25, N = 22. Данные об этих извержениях
приведены в табл. 5.
Карта расположения извержений на плоскости
приведена на рис. 11. Извержения с W ³6 (N = 19,
n = 21) в период с 250 до н.э.-1932 гг. имеют
тенденцию группироваться в пределах достаточно
узких областей, обозначенных на рис. 11 цифрами
1, 2, ..., 7.
Выделенные на рис. 11 области миграции
извержений имеют примерно одинаковые
наклоны, разделены друг от друга протяженными
Рис. 10. Распределение чисел разных по величине
извержений: n4 с W ³ 4, n5 – W ³ 5 и n6 – W ³ 6. 1 – 4 –
максимумы чисел извержений, по времени совпадающие с сильными извержениями: 1 – Львиная Пасть
(7480 г. до н.э., W = 6, Курильские о-ва); 2 – Апоэкуэ
(4640 г. до н.э., W = 5, Центральная Америка); 3 – Лонг
Айленд (2040 г. до н.э., W = 6, Новая Гвинея); 4 –
Тамбора (1815 г., W = 7, Индонезия).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
О ВЗАИМОСВЯЗИ СЕЙСМИЧЕСКОГО И ВУЛКАНИЧЕСКОГО ПРОЦЕССОВ
Таблица 4. Значения скоростей миграции вулканической активности по данным разных авторов.
:
+
; /
#"/ @ 7
Q
R
=B A # /
W "
X'
>
"/
/
W "
=B A #
>
@ ( #"/ # A
=@ ( #"/ # /
'
Y
#"/
\
+
#
)A A
A'
2
2
a
R )# 6 " /
[ 6 "/
Z
[
#'
R
/ =: "" >
b
"
/
[
?
C
2 5 2
?
C
2
?
/
2 5 2
?
C
D
?
C
D
?
B A
/
cKMI dJ``ST
/
dHJKMU
/
/
E
E
_MKU`H K` HGG
?
/
«пустыми» коридорами и следуют друг за другом
через близкие по длительности интервалы времени
T. Определенные методом наименьших квадратов
параметры аппроксимированных отрезками
прямых линий цепочек извержений, заключенных
в пределах таких узких областей, приведены в
табл. 6.
Значения наклонов миграционных линий «а»
и интервалы времен между ними T близки для
всех (p = 1, 2...,7) выделенных цепочек (табл. 6).
Полученные данные могут быть рассмотрены как
сильный аргумент в пользу группирования
?
2 5 2
2
E
?
?
C
/
;STUVHGK
D
X [ "/ =Z-[>
X 7 (
?
2 5 2
2
)#
FGHIJK LHGMNOPGK
C
2 C
Y
R
6
"
2
2 C
/ >
a
?
2 C
D
=Z-[>
Y =[Y
5 >D
D
=Z-[>
a
=
^ "/
#"/ #
W "
=/ 8 (>
" =Z-[>
&
W
>
=Z-[>
) Z X]
'
2
C
>
?6 "
$
?
"/ # A
=B A # /
<
W /6
извержений вдоль выявленных нами прямолинейных миграционных линий. Полученные данные
позволяют предположить, что пространственновременное распределение извержений в
250 г. до н.э.-1932 гг., соответствует гипотезе
миграции (Викулин и др., 2007), согласно которой
извержения вулканов с W ³ 6 мигрируют вдоль
окраины океана со скоростью V=100 ± 40 км/год.
На рис. 11 представлена область, в пределах которой
в соответствии с гипотезой миграции должны
происходить следующие после цепочки p = 7,
извержения. Видно, что из четырех последних
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
151
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АКМАНОВА, ОСИПОВА
Таблица 5. Извержения тихоокеанских вулканов c W ³ 6 в интервале времени с 250 г. до н.э. по 1991 гг.
&
*
e
= (
" ^
f
g
i
h
(
: #
6 /
( R>
2(
2j2
2(
2j2
2
2
2
2
: 6 R
/
'
/
( /
[ 6 "/
2
2
2
2
[
i ) +
2
2
2
2
!6
[ "/
'"6(
: ""
2 2
2
2
2 2
2
2
' /
2 2
2
2
@
2 2
2
2
:
2 2
2
2
!6
2 2
2
2
k
2 2
2
2
& /
2 2
2
2
6
7
@ (
a
6
R
2i
/
\
2i
\
i
\
6
6/
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
\
,
2
2
2
2
l#
76
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
' " 6
2
2
2
2
' /
2
2
2
2
2
2
2
2
Z
2
2
2
2
ZR
2
2
2
2
k
a
R
,
[
\6
'6
b
'6
/
R
[
/
i ) +
\6
b
?
()
R
[
i
B
i
[
[ "/
a
\
()
/
+
@ (
a
R
6
[ 6
6
/
@ (
67
,
[
[ "/
a
R
b
]
[
[
77
/
/
"/
Примечание: j – широта (северная – положительная; южная – отрицательная) и l – долгота (восточная –
положительная; западная – отрицательная) вулкана.
извержений с W³6, произошедших в 1815-1991 гг.,
три попадают в пределы «прогнозной области». Это
позволяет с высокой вероятностью принять
гипотезу о миграции вулканических извержений
с W ³6 вдоль окраин Тихого океана в 250 г. до н.э.
152
– 1991 гг. в направлении от Новой Зеландии, через Японию, Курильские острова, Камчатку,
Алеутские острова к Южной Америке со
скоростью V»100 ± 40 км/год (Викулин и др.,
2007).
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
О ВЗАИМОСВЯЗИ СЕЙСМИЧЕСКОГО И ВУЛКАНИЧЕСКОГО ПРОЦЕССОВ
Авторы выражают благодарность Мелекесцеву И.В. за предоставленные для выполнения работы
материалы.
Список литературы
Рис. 11. Расположение тихоокеанских вулканов и их
извержений с W ³ 6 (N = 19, n = 21) на пространственно – временной карте в 250 г. до н.э. – 1932 г. 1 –
номера линий (p = 1, 2,..., 7), параметры которых
определенные методом наименьших квадратов и
величины среднеквадратических отклонений приведены в табл. 6; 2 – «прогнозная» область для
извержений вулканов W ³ 6 в 1815-1991 гг.
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ И ВЫВОДЫ
С целью исследования геодинамического
планетарного процесса была составлена база,
включающая все известные данные о землетрясениях (2150 г. до н.э.-2007 гг., N = 12145)
и извержениях вулканов (9850 г. до н.э.-2005 гг.,
n = 6228, N = 562) планеты, в едином формате.
Построены графики повторяемости землетрясений
и извержений вулканов, которые определяют
полноту (M ³6, W ³ 2) данных содержащихся в
базе. Полученные результаты показывают, что
сейсмический и вулканический процессы,
рассматриваемые как планетарные явления, могут
характеризоваться определенными законами.
Для магнитудного диапазона 8.5 £M £ 9.0
получены новые данные о скоростях миграции
сильнейших землетрясений. Значения скоростей
для указанного магнитудного диапазона лежат в
пределах: 230 ± 40 – 1700 ± 1000 км/год.
С привлечением большого количества данных
об извержениях всех тихоокеанских вулканов в
период с 250 г. до н.э.-1991 гг. с W ³ 6, получена
оценка скорости миграции вулканической
активности. Значения скорости миграции
извержений оказалась равной V » 100 км/год в
направлении от Новой Зеландии, через Японию,
Курильские острова, Камчатку, Алеутские острова
в сторону Южной Америки.
На наш взгляд, полученные данные (близкие
наклоны графиков повторяемости, а также
скорости миграции сейсмической и вулканической
активностей, которые по порядку величины
оказались близкими) могут указывать на
существование геодинамической взаимосвязи
между сейсмическим и вулканическим процессами.
Абдурахманов А.И, Федорченко В.И. О возможном
истолковании пространственно-временных
связей сейсмических и вулканических явлений
в Курило-Камчатской зоне // Вулканизм
Курило-Камчатского региона и острова
Сахалин. Труды СахКНИИ ДВНЦ АН СССР
Южно-Сахалинск, 1976. Вып. 48. С. 6-16.
Акманова Д.Р. Особенности вулканической
активности окраины Тихого океана за
последние 12 тыс. лет // Проблемы комплексного геофизического мониторинга Дальнего Востока России. Первая региональная
научно-техническая конференция. Петропавловск-Камчатский. 11-17 ноября 2007 г.
Тезисы докладов. Петропавловск-Камчатский:
ГС РАН, 2007. С. 98.
Белов С.В. О периодичности современного и
древнего вулканизма Земли // Докл. АН СССР.
1986. Т. 291. № 2. С. 421-425.
Быков В.Г. Деформационные волны Земли:
концепция, наблюдения и модели // Геология
и геофизика. 2005. Т. 46. № 11. С. 1176-1190.
Викулин А.В. Миграция и осцилляции сейсмической активности и волновые движения
земной коры // Проблемы геодинамики и
прогноза землетрясений. I РоссийскоЯпонский семинар. Хабаровск. 26-29 сентября,
2000. Хабаровск: ИТиГ ДВО РАН, 2001.
С. 205-224.
Викулин А.В. Физика волнового сейсмического
процесса. П-К.: КГПУ, 2003. 150 с.
Викулин А.В, Акманова Д.Р., Осипова Н.А. О
миграции сейсмической и вулканической
активности вдоль окраины Тихого океана //
Проблемы сейсмобезопасности Дальнего
Востока и Восточной Сибири. Международный
научный симпозиум. 27-30 сентября 2007 г.
Тезисы докладов. Южно-Сахалинск: Институт
морской геологии и геофизики Дальневосточного отделения РАН Сахалинский филиал
Геофизической службы РАН, 2007. С. 35
Викулин А.В., Водинчар Г.М. Спектр энергии потока
сейсмичности // Материалы ежегодной
конференции, посвященной дню вулканолога.
П.-К.: ИВиС ДВО РАН, 2005. С. 167-174.
Викулин А.В., Водинчар Г.М. Волны миграции
сейсмической энергии // Тектоника, глубинное строение и минерагения востока Азии.
V Косыгинские чтения. Хабаровск. 24-27
января, 2006. Хабаровск, 2006. С. 206-209.
Викулин А.В., Водинчар Г.М., Мелекесцев И.В. и др.
Моделирование геодинамических процессов
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
153
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
АКМАНОВА, ОСИПОВА
окраины Тихого океана // Солнечно-земные
связи и предвестники землетрясений. Сборник
докладов IV международной конференции
14-17 августа 2007 г. ИКИР ДВО РАН, 2007.
С. 275-280.
Викулин А.В., Ким Ч.У. Курило-Камчатские
землетрясения. Данные наблюдений.
1911-1952 гг. М.: МЦДБ, 1983а. 82 с.
Викулин А.В., Ким Ч.У. Курило-Камчатские
землетрясения. Данные наблюдений. 1953 1961 гг. М.: МЦДБ, 1983б. 84 с.
Вилькович Е.В., Губерман Ш.А., Кейлис-Борок В.И.
Волны тектонических деформаций на крупных
разломах // Докл. АН СССР. 1974. Т. 219. № 1.
С. 77-80.
Горячев А.В. О связи сейсмичности и современного
вулканизма Курило-Камчатской складчатой
зоны // Изв. АН СССР. Сер. геофиз. 1962. № 11.
С. 1484-1496.
Гущенко И.И. Извержения вулканов мира. М.:
Наука, 1979. 339 с.
Дуничев В.М. Вымыслы и реалии в естествознании.
Южно-Сахалинск, 2003. 138 с.
Леонов В.Л. О некоторых закономерностях развития
гидротермальной и вулканической деятельности на Камчатке // Вулканология и
сейсмология. 1991. № 2. С. 28-40
Николаевский В.Н. Математическое моделирование
уединенных деформационных и сейсмических
волн // Доклады РАН. 1995. Т. 341. № 3.
С. 403-405.
Новый каталог сильных землетрясений на
территории СССР с древнейших времен до
1975 г. М.: Наука, 1977. 536 с.
Осипова Н.А. О миграции тихоокеанских землетрясений в области магнитуд М>8 // Проблемы
комплексного геофизического мониторинга
Дальнего Востока России. Первая региональная
научно-техническая конференция. Петропавловск-Камчатский. 11-17 ноября 2007 г.
Тезисы докладов. Петропавловск-Камчатский:
ГС РАН, 2007. 101 с.
Соловьев С.Л., Го Ч.Н. Каталог цунами на западном
побережье Тихого океана. М.: Наука, 1974.
309 с.
Соловьев С.Л., Го Ч.Н. Каталог цунами на восточном
побережье Тихого океана. М.: Наука. 1975. 203 с.
Токарев П.И. О связи вулканической и сейсмической активности в Курило-Камчатской зоне
// Вулканизм Камчатки и Курильских островов. Труды лаб. Вулканологии. Вып.17. М.: Изво АН СССР, 1959. С. 156-182.
Токарев П.И. Характеристика и повторяемость
вулканических извержений // Вулканология
и сейсмология. № 6. 1987. С. 110-118.
Широков В.А. Связь извержений вулканов Камчатки с землетрясениями верхней мантии //
154
Бюл. вулканол. станций. М.: Наука, 1978. № 54.
С. 3-8
Эрлих Э.Н. Современная структура и четвертичный
вулканизм западной части тихоокеанского
кольца. Новосибирск: Наука, 1973. 242 с.
Berg E., Sutton G.H. Dynamic interaction of seismic
and volcanic activity of the Nazca plate edges //
Phys. of the Earth and Plan. Inter. 1974.
№ 9. Р. 45-68
Carr M.J., Stoiber R.E. Intermediate depth earthquakes
and volcanic eruptions in Central America, 19611972 // Bull. Volcan. 1974. № 3. 87 p.
Catalogue of Major Earthquakes which occurred in
and near Japan (1926 - 1956) // Seismol. Bull.
Japan Meteorolog. Agency. Suppl. 1. Tokyo, 1958. 91 p.
Catalogue of Major Earthquakes which occurred in
and near Japan (1957 - 1962) // Seismol. Bull.
Japan Meteorolog. Agency. Suppl. 2. Tokyo, 1966.
47 p.
Catalogue of Major Earthquakes which occurred in
and near Japan (1963 - 1967) // Seismol. Bull.
Japan Meteorolog. Agency. Suppl. 3. Tokyo,
1968. 61 p.
Centennial Earthquake Catalog:
(http://earthquake.usgs.gov/research/data/
centennial.php)
Clague D.A., Dalrymple G.B. The Hawaiian – Emperor
volcanic chain. Part I. Geologic Evolution //
Volcanism in Hawaii. Chapter I. U.S. Geol. Survey
Prof. Paper 1350. Washington, 1987. P. 5-54.
Gresta S., Marzocchi W., Mulargia F. Is there a
correlation between larger local earthquakes and
the end eruptions at Mount Etna volcano, Sicily
// Geophys. J. Int. 1994. 116. № 1. P. 230-232.
Duda S. J. Secular seismic energy release circumpacific belt // Tectonophysics. 1965. V. 2. № 5.
P. 409-452.
Duda S. J. Global earthquakes 1903-1985. Hamburg
F.R.Germany: NEIC. 1992. 183 p.
ISC: (http://www.isc.ac.uk/Bulletin/rectang.htm).
JMA: (http://www.jma.go.jp/jma/index.html).
Kenneth L., Tanaka E. M., Shoemaker G. et al. Migration
of volcanism in the San Francisco volcanic field,
Arizona // GSA Bulletin. February 1986. V. 97.
№ 2. P. 129-141.
Lonsdale P. Geography and history of the Louisville
hot spot chain in the southwest Pacific //
J. Geophys. Res. 1988. V. 93. № 34. P. 3078-3104.
Mogi K. Migration of seismic activity // Bull. of the
Earthquake Res. Inst. 1968. V. 46. P. 53-74.
NEIC: (http://neic.usgs.gov/neis/epic/
epicglobal.html).
Sauers J. The westward migration of geophysical events
in the Aleutians, Springs, 1986 // Cycles. 1986.
V. 37. № 9. P. 203-204.
Simkin T., Siebert L. Volcanoes of the world (catalogue).
Published in association with the Smithsonian
Institution, 1993. 350 p.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
О ВЗАИМОСВЯЗИ СЕЙСМИЧЕСКОГО И ВУЛКАНИЧЕСКОГО ПРОЦЕССОВ
Smithsonian Institution – Global Volcanism
Program_Worldwide Holocene Volcano and
Eruption Information (http://www.volcano.si.edu)
Vikulin A.V. Earth Rotation, Elasticity and
Geodynamics: Earthquake wave Rotary Model //
Earthquake Source Asymmetry, Structural Media
and Rotation Effects. Berlin, New York: Springer,
2006. P. 273-289.
ON SEISMIC AND VOLCANIC PROCESSES RELATION: CASE STUDY FOR THE
PACIFIC MARGINS.
D.R. Akmanova, N.A. Osipova
Institute of Volcanology and Seismology, Far East Division of the Russian Academy of Sciencese;
e-mail: Dinara@kscnet.ru
To reveal and research the peculiarities of the geodynamic movements we made the database. It includes
all known data on earthquakes and volcano eruptions of the Earth. We used the volume of the erupted
products to characterize the “energy” of eruption. Not less than 80-90% of all eruptions and earthquakes
occur within the Pacific margin. We collected new data on earthquakes migration for this region and
revealed that volcano eruptions are also apt to migrate. It turned out that the migrational rates of the
strongest earthquakes and eruptions are comparable in series of their value rates. This fact allows
suggesting that the migrational waves of seismic and volcanic activity display the greater global
geodynamic process. This process has different “colours” in different geophysical fields. The data allows
using the obtained space-time peculiarities of distribution for the seismic and volcanic activity as the
basis for the more general geodynamic model.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
155
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007. №2. ВЫПУСК №10
УДК 551.21
НОВЫЕ ДАННЫЕ О КИСЛЫХ ЭКСТРУЗИЯХ БАННО-КАРЫМШИНСКОГО
РАЙОНА, КАМЧАТКА
© 2007 А. Н. Рогозин
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, 683006;
e-mail: : rogozin@kscnet.ru
Представлены новые данные о кислом (риодацит-риолитовом) вулканизме на территории БанноКарымшинского района Камчатки. Откартированы экструзии и потоки кислых лав. Установлено,
что экструзии приурочены к резургентному поднятию и к границам выделенной ранее кальдеры
Карымшина. Определены размеры отдельных экструзивных тел, мощности лавовых потоков.
Подсчитаны объемы кислых экструзий по минимальным оценкам. Произведено сопоставление
объемов кислых лав экструзий трех районов: Банно-Карымшинского, Долины Гейзеров и вулкана
Чашаконджа.
ВВЕДЕНИЕ
Эффузивные излияния и экструзии кислых
лав – явление редкое (Шеймович и др., 1970).
Из-за большой вязкости этих лав, их потоки
обычно имеют небольшую длину (до сотен метров),
но значительную мощность и, в основном,
формируют экструзивные куполы – результат
выдавливания (или выжимания) вязкой лавы.
Экструзии кислой лавы на поверхности Земли
сопровождаются извержениями пепловых,
пемзовых агломератовых потоков, а также газогидротермальными процессами в виде фумарол,
горячих источников и гейзеров. На Камчатке
известно несколько районов, где кислые
(риодацит-риолитовые) лавы слагающие экструзии
распространены достаточно широко – БанноКарымшинский (Юго-Восточная Камчатка)
(Апрелков, Шеймович, 1963; Фаворская и др.,
1965), Долина Гейзеров (Восточная Камчатка)
(Гриб, 19831; Леонов и др., 1991) и юго-западные
склоны вулкана Чашаконджа (Срединный хребет)
(Стефанов, Широкий, 1980; Шеймович и др.,
1970). В данной работе рассматриваются кислые
1
Гриб Е.Н. Четвертичный кислый экструзивно-эффузивный
вулканизм Узон-Гейзерной района и его роль в тепловом
питании гидротермальных систем // Диссертация на
соискание ученой степени канд. геол.-мин. наук. Новосибирск.: ИГиГ СО АН СССР 1983. 236 с.
156
экструзии и лавовые потоки, распространенные
на территории Банно-Карымшинского района,
проводится сопоставление с экструзиями других
районов.
ИСТОРИЯ ИЗУЧЕНИЯ КИСЛЫХ
ЭКСТРУЗИЙ БАННО-КАРЫМШИНСКОГО
РАЙОНА
Широкое распространение кислых, риодацитриолитовых, экструзий (экструзивных куполов)
в данном районе известно давно, некоторые из
них были достаточно хорошо изучены и описаны
в работе (Апрелков, Шеймович, 1963). В 70-е годы
ХХ в. геологами на территории Юго-Восточной
Камчатки в бассейне рек Банная, Карымшина,
Карымчина при геолого-съемочных работах был
выделен обширный район, в котором преобладали
породы кислого состава. Эти породы рассматривались, как особая дацит-риолитовая формация,
а район, в котором эти породы распространены,
стали рассматривать, как Карымшинскую
вулканотектоническую депрессию (Лоншаков,
1979). Были выделены её границы, определена
форма – равносторонний треугольник с длиной
сторон 45-50 км каждая. В дальнейшем представления о возрасте и об объеме дацит-риолитовой
формации, а также о размерах вулкано-тектонической депрессии существенно менялись. В
работах (Шеймович, Головин, 2003; Шеймович,
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НОВЫЕ ДАННЫЕ О КИСЛЫХ ЭКСТРУЗИЯХ БАННО-КАРЫМШИНСКОГО РАЙОНА, КАМЧАТКА
Карпенко, 1996; Шеймович, Хацкин, 1996) были
приведены новые датировки пород формации,
свидетельствующие о ее эоплейстоценовом –
средне-плейстоценовом возрасте (1.5 – 0.5 млн. лет
назад), была выделена новая депрессии – БанноКарымшинская, имеющая форму узкой трапеции,
вытянутую в северо-западном направлении на 4045 км.
В 2004-2006 гг. сотрудниками Института
вулканологии и сейсмологии ДВО РАН были
проведены работы по уточнению геологического
строения Банно-Карымшинского района с целью
определения структурных позиций расположенных
здесь Больше-Банного и Карымшинского геотермальных месторождений. В результате выполненных работ был сделан вывод о том, что в
рассматриваемом районе возможно выделить
крупную кальдеру, получившую название
«кальдера Карымшина» (Леонов, Рогозин, 2007).
Проведенные работы позволили не только во
многих местах реконструировать границы
кальдеры, определить ее очертания, но и выявить
особенности экструзивного посткальдерного
вулканизма. Были откартированы кислые экструзивные куполы, а также лавовые потоки по краям
выделенной депрессии, реконструировано
резургентное поднятие.
Развитие многочисленных кислых экструзивных куполов и лавовых потоков раннесреднечетвертичного возраста в данном районе,
вопросы геоструктурного положения экструзивных
тел, заслуживают особого внимания. В данной
статье рассмотрены: 1) позиции экструзий и их
кислых потоков на территории Банно-Карымшинского района; 2) размеры отдельных
экструзивных тел, мощности лавовых потоков;
3) объемы кислых экструзий на территории
рассматриваемого района; 4) сопоставление кислого вулканизма Банно-Карымшинского района с
кислым вулканизмом в районе Долины Гейзеров
и на вулкане Чашаконджа.
МОРФОЛОГИЯ КИСЛЫХ ЭКСТРУЗИЙ
БАННО-КАРЫМШИНСКОГО РАЙОНА,
СОСТАВ И ОБЪЕМ СЛАГАЮЩИХ ИХ ЛАВ
Предыдущими исследователями экструзивные
куполы Банно-Карымшинского района рассматривались, как результат ареального кислого
вулканизма (Шеймович, Хацкин, 1996). После
выделения в данном районе кальдеры Карымшина
(Леонов, Рогозин, 2007) нами было показано,
что внедрение риодацит-риолитовых экструзивных
куполов здесь произошло на посткальдерном этапе
вблизи границ выделенной депрессии (рис. 1). С
некоторыми куполами связаны мощные лавовые
потоки, которые залегают с пологим наклоном от
центра кальдеры к ее краям. Наиболее крупные
куполы расположены по краям выделенного
резургентного блока (массив горы Толстый Мыс).
Блок находится в северо-западной части кальдеры.
Он вытянут в северо-западном направлении и имеет
размеры примерно 4х12 км. Амплитуда поднятия
оценивается в 200 м. Блок имеет четкие
тектонические границы, по краям он ограничивается разломами северо-западного и северовосточного простирания (Леонов, Рогозин, 2007).
Ниже приведено описание основных групп
экструзивных куполов и лавовых потоков на
территории рассматриваемого района.
Экструзии гор Сундук и Зубья (рис. 1, I)
расположены между гор Толстый Мыс и Горячая
по левому борту долины реки Банной, в двух
километрах на юг от Больше-Банных термальных
источников. Выходы кислых лав горы Сундук
(1064.6 м) представляют собой монолит с
плосковершинной возвышенностью и крутыми
стенками. Подножие экструзии горы Сундук
находится на абсолютной высоте 950 м. Издалека
экструзия похожа на «сундук» или «ящик», откуда
и получила такое название (рис. 2 на 4 странице
обложки). Вершина горы Зубья (1349.0 м)
представляет собой скалистые гребни, отдельные
столбы и «перья» (рис. 3 на 4 странице обложки).
Некоторые исследователи выходы кислых лав
здесь рассматривали как разрушенный лавовый
поток (Фаворская и др., 1965). Подножие экструзии
горы Зубья находится на абсолютных высотах 10001050 м, а высота лавовых обрывов по краям
достигает 300 м. Суммарная площадь экструзий
на данной территории составляет около 3 км2, а
минимальный объем лав равен 0.29 км3.
По содержанию кремнекислоты (табл. 1) состав
пород, слагающих экструзии, меняется от
риодацитов до риолитов (до 74.23 % SiO2).
Экструзии в районе горы Ягодная (1248.0 м)
(рис. 1, II) расположены по правому борту долины
реки Банная, в трех километрах на север от
Больше-Банных термальных источников. В рельефе
экструзии образуют куполообразные вершины
высотой до нескольких десятков метров и
занимают площадь примерно 0.4 км 2. По
содержанию кремнекислоты (табл. 1) породы,
слагающие экструзии, относятся к ультракислым
риолитам (до 77.61% SiO2).
Экструзии в верховьях ручья Начикинский и реки
Лев. Быстрая (рис. 1, III) разнообразны по своей
морфологии – это и отдельные экструзивные
куполы, и экструзии с явными лавовыми
потоками, и сложные экструзивные постройки с
несколькими вершинами (возможно, раньше это
тоже были лавовые потоки, которые со временем
были подвержены разрушению). Экструзия с абс.
отм. 1008.0 м образует купол высотой в несколько
сот метров и имеет в плане округлую форму.
Подножие купола находится на абсолютной
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
157
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РОГОЗИН
, +
/
/
)
+
--/
'
"
1
$
&
-.
"
$
$
/
/
%
(
" #
!
$
&
*
0
$
$
&
'
!-!
)
$
!
!"
Рис. 1. Схематическая карта Банно-Карымшинского района. В прямоугольниках на схеме выделены основные
группы экструзий района: I – экструзии гор Сундук и Зубья; II – экструзии в районе горы Ягодная; III –
экструзии в верховьях ручья Начикинский и реки Лев. Быстрая; IV – экструзии горы Бабий Камень (1052.4 м);
V – экструзия с абсолютной отметкой 850.2 м; VI – экструзии с абсолютными отметками 1439.3 м и 1401.0 м;
VII – экструзии и потоки кислых лав в верховьях реки Средняя Карымчина. 1 – границы восстановленной
кальдеры Карымшина; 2 – кислые экструзии, внедрившиеся на посткальдерном этапе; 3 – экструзивные
куполы; 4 – номер образца отобранного на химический анализ, 5 – Больше-Банные термальные источники,
6 – риолитовые дайки на правом берегу р. Банной, 7 – вулканы. В правом верхнем углу на врезке черными
прямоугольниками отмечены районы исследования: 1 – Банно-Карымшинский; 2 – Долина Гейзеров; 3 –
вулкан Чашаконджа.
158
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НОВЫЕ ДАННЫЕ О КИСЛЫХ ЭКСТРУЗИЯХ БАННО-КАРЫМШИНСКОГО РАЙОНА, КАМЧАТКА
Рис. 4. Экструзия горы Бабий Камень. На переднем
плане остатки разрушенной риолитовой дайки. Фото
В. Л. Леонова.
отметке 850 метров. Рядом расположена экструзия
с абс. отм. 1126.0 м. Подножие ее находится на
абсолютной отметке 900 метров. От нее на северовосток спустился лавовый поток длиной примерно
4.5 км, его северный край расположен на
абсолютной отметке 600 метров. Видимая мощность
потока составляет около 200 м. Поток был
значительно разрушен, о чем свидетельствует
большое количество глыбовых осыпей у его
подножия и наличие скалистого гребня в верхней
части потока. Общая площадь экструзий и их
лавовых потоков в верховьях ручья Начикинский
и реки Лев. Быстрая составляет примерно 9.16 км2,
а объем лав приблизительно равен 0.53 км3. По
содержанию кремнекислоты (табл. 1) состав пород,
слагающих экструзии, меняется от риодацитов до
ультракислых риолитов (до 76.13 % SiO2).
Экструзии горы Бабий Камень (1052.4 м) и горы
с абсолютной отметкой 973.8 м (рис. 1, IV).
Экструзия горы Бабий Камень (рис. 4) расположена на хребте Тополовый – водоразделе рек Паратунка и Левая Быстрая. Экструзия имеет сложное
геологическое строение, которое подробно
рассмотрено в работе (Апрелков, Шеймович, 1963).
Вершина экструзии горы Бабий Камень имеет
пирамидальную форму с узким скалистым гребнем
высотой до 15 м. Основание экструзивного купола
вскрывается на абсолютной отметке 700 м,
площадь экструзивного купола составляет 1.7 км2,
объем слагающих его лав равен 0.2 км3.
Экструзия горы с абсолютной отметкой 973.8
м находится на северо-западе относительно горы
Бабий Камень в одном километре от ее вершины.
Основание экструзивного купола вскрывается на
абсолютной отметке 800 м, его площадь составляет
0.5 км2, объем слагающих его лав равен 0.03 км3.
По содержанию кремнекислоты (табл. 1)
породы относятся к ультракислым риолитам
(75.49 % SiO2).
Экструзия с абсолютной отметкой 850.2 м –
экструзивный купол с плоской вершиной
(рис. 1, V; рис. 5), расположенный в верховьях
реки Поперечная (левый приток реки Паратунка).
Породы, слагающие купол, ожелезнены и сильно
выветрены на глубину нескольких десятков метров
(Шеймович, Патока, 1989). Мощность их в
обрывах плато составляет около 150 м, их площадь
– 1.6 км2. Объем кислых лав экструзии составляет
примерно 0.24 км3. В трех километрах южнее
рассмотренного экструзивного плато, в верховьях
рек Левая Карымчина и Паратунка, расположены
еще две экструзии с выраженной плоской
вершиной. Их площадь не превышает одного
квадратного километра каждая. Объем кислых
пород, слагающих эти экструзии – около 0.19 км3.
По содержанию кремнекислоты (табл. 1) породы
экструзий относятся к риодацитам (72.32 % SiO2).
Рис. 5. Экструзивный купол с плоской вершинной (абс.
отм. 850.2 м) расположенный в верховьях реки
Поперечная (левый приток реки Паратунка).
Фото В. Л. Леонова.
Экструзии с абсолютными отметками 1439.3 м
и 1401.0 м находятся в верховьях рек Средняя
Карымчина и Карымшина (рис. 1, VI; рис. 6).
Основания экструзивных куполов вскрываются
на абсолютных отметках 1050 и 1100 метров.
Площадь, занятая экструзиями, составляет
0.93 км2 и 1.65 км2 соответственно. Общий объем
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
159
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
160
Таблица 1. Химический состав экструзий Банно-Карымшинского района
3
2
4
)2 -2!
.
7
! .!
!
)2
2
- !
! /!
?
./
//
!!
!
7.
!
-
)2
2
/
77
?
!!
.
! /!
!
- !.
/
)2
2 -
7! /
/
./
/
/
- !/
62 78.7
- .
!
-!
.
.
!!
-.
!
..
-/
)2 -2
/
77
)2 -2
)2 /2-7
/
!
! /.
7
!
7
7
!-
-!
!
- !!
!
77 /!
77 !
/
- !
-/
//
!7
-
/-
)2 2
/
/ !
!
?
77
!
! /.
/
!
/
)2
2/!
)2. 2
.
! 7
?
-!!
7
!7
7
! .
/
!-
-7
7
!
! .!
/
7
)2 /2
!.
!
!7
/.
/
7
! !
.
!
7
7
)2 /2
77 ./
77 .
/ 7.
?
.
!!
!
.
!
-
)2 2
-!
/.
-/
?
7
.
! !
РОГОЗИН
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
5
9:;
<: ;!
=> ;!
=>;
@A;
BC;
DA ;
E;
F
GH
I;
&&&
@;
*'
!!
/
//
77 .
77
77 7
/
7.
77 .
/
77
77 .
77 7
Примечание. I – экструзии гор Сундук и Зубья; II – экструзии в районе горы Ягодная; III – экструзии в верховьях ручья Начикинский и реки Лев. Быстрая;
IV – экструзии горы Бабий Камень (1052.4 м); V – экструзия с абсолютной отметкой 850.2 м; VI – экструзии с абсолютными отметками 1439.3 м и 1401.0 м;
VII – поток кислых лав в верховьях реки Средняя Карымчина. ППП – потери при прокаливании.
Анализ выполнен на рентгенофлуоресцентном спектрометре S-4 Pioneer аналитического центра института вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, аналитики
Е.В. Карташева, Н.И. Чеброва, В.М. Рагулина, В.В. Дунин-Барковская.
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НОВЫЕ ДАННЫЕ О КИСЛЫХ ЭКСТРУЗИЯХ БАННО-КАРЫМШИНСКОГО РАЙОНА, КАМЧАТКА
СОПОСТАВЛЕНИЕ КИСЛЫХ ЭКСТРУЗИЙ
БАННО-КАРЫМШИНСКОГО РАЙОНА,
ДОЛИНЫ ГЕЙЗЕРОВ И ВУЛКАНА
ЧАШАКОНДЖА
Рис. 6. Экструзии с абсолютными отметками 1439.3 м
и 1401.0 м находящиеся в верховьях рек Средняя
Карымчина и Карымшина. Фото С. Э. Васильева.
слагающих их кислых лав равен 0.29 км 3. По
содержанию кремнекислоты (табл. 1) породы
экструзий относятся к ультракислым риолитам
(76.98% SiO2).
Экструзии и потоки кислых лав в верховьях
реки Средняя Карымчина (рис 1, VII). Один из
экструзивных куполов (абс. отм. 1246.2 м),
расположенных здесь, имеет лавовый поток,
который прослеживается на юго-запад, на расстояние 4.5 км и имеет видимую мощность около
200 метров. Поверхность потока сглажена и представляет собой плато, площадь которого 2.8 км2.
Объем излившихся кислых лав – 0.56 км3. Южнее
находится еще один экструзивный купол (абс. отм.
1261.7 м) с лавовым потоком. Основание купола
вскрывается на абсолютной отметке 1050.0 м.
Лавовый поток прослеживается на юго-запад на
расстояние около 2.3 км и имеет видимую мощность 200 метров. Площадь экструзивного купола
(абс. отм. 1261.7 м) и его потока составляет около
1.82 км2, объем – 0.3 км3. В северо-восточной части
рассматриваемого участка (рис. 1, VII) находится
еще одна экструзия с абсолютными отметками
1269.7 м и 1241.4 м. Основание экструзии
вскрывается на абсолютной отметке 1100 м. Ее
площадь – 0.88 км2, объем – 0.05 км3.
Суммарная площадь занятая экструзиями и
лавовыми потоками в верховьях реки Средняя Карымчина равна 5.5 км2, объем – 0.91 км3. По содержанию кремнекислоты (табл. 1) породы экструзий относятся к ультракислым риолитам (до
76.81% SiO2).
Общий объем описанных кислых экструзивных куполов и лавовых потоков Банно-Карымшинского района, по минимальным оценкам,
составляет около 2.68 км3, а площадь занятая
экструзиями и их потоками – 26.44 км2.
Проявления масштабного кислого (риодацитриолитового) вулканизма на Камчатке встречаются
не только на территории Банно-Карымшинского
района. Кислые экструзии, занимающие большую
площадь, известны также в Долине Гейзеров находящейся в районе Узон-Гейзерной депрессии, которая расположена в центральной части Восточного
вулканического пояса Камчатки (рис. 7). Депрессия
представляет собой вулканическую структуру
овальной формы размером 9х18 км, вытянутую в
субширотном направления. В крайней западной
части депрессии расположена кальдера Узон. Она
имеет размеры 9х12 км и плоское дно (Леонов и
др., 1991). С юга, запада и севера борта кальдеры
образуют крутые уступы высотой от 200 до 800 м.
С внешней стороны уступы переходят в слабонаклонное плато. В кальдере расположены многочисленные озера, речки и ручейки, составляющие
истоки реки Шумной впадающей в Тихий океан.
Район Узон-Гейзерной депрессии слагают три
комплекса пород: докальдерный, синхронный
кальдерообразованию и посткальдерный (Вулканизм…, 1974; Леонов и др., 1991).
Долина Гейзеров расположена вблизи восточного борта Узон-Гейзерной депрессии в долине
реки Гейзерной. Она представляет собой
крутостенный каньон длиной 4 км. Кислые
экструзии Долины Гейзеров формировались как
в период кальдерообразования, так и на
посткальдером этапе, когда образовались
экструзии Останец, Тортик, Сестренка, Гейзерная, плато Круглое и Желтая. Экструзии
представляют собой сложные образования с
лавовыми потоками. Многочисленные валы на их
поверхности своей ориентировкой показывают
направления течения лавы и центры ее излияния.
Самая крупная из экструзий района – плато
Круглое (Гриб, 19831). Экструзия расположена на
левом борту реки Шумной выше устья р. Гейзерной.
Она имеет округлую блиноподобную, вогнутую
к центру форму. Диаметр ее составляет 3–4 км.
Площадь ее – 8.8 км 2, объем – 0.79 км3 . По
содержанию SiO 2 (табл. 2) породы экструзий
Долины Гейзеров относятся к риолитам, и, в
меньшей степени, к риодацитам (Вулканизм…, 1974;
Гриб, 19831).
Общий объем кислых пород в Долине Гейзеров
составляет 1.55 км3, а их площадь – около 15.1
км2 (Гриб, 19831).
Еще один район Камчатки, где кислые
экструзии имеют большое распространение – югозападный склон вулкана Чашаконджа (рис. 8).
Вулкан Чашаконджа расположен в Срединном
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
161
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РОГОЗИН
Рис. 7. Блок-диаграмма Узон-Гейзерной вулкано-тектонической депрессии по (Леонов и др., 1994): 1 – сопка
Узон; 2 – сопка Красная; 3 – маар оз. Дальнего; 4 – экструзивный купол сопки Белой; 5 – экструзивный
купол сопки Озерной; 6 – пемзовый купол сопки Открытой; экструзивные куполы: 7 – Тортик, 8 – Останец,
9 – Сестренка, 10 – плато Круглое, 11 – Гейзерная; 12 – шлаковый конус Дуга; 13 – плато Широкое; 14 –
экструзивный купол Гребень; 15 – Горное плато; экструзивные куполы: 16 – Рудича; 17 – Бортовая, 18 –
Первая; 19 – сопка Безымянная; 20 – экструзивный купол сопки Желтой; 21 – конус Савича. Точками показаны
озерные и флювиогляциальные отложения, заполняющие Узон-Гейзерную вулкано-тектоническую депрессию.
Расположение района показано на врезке на рис. 1.
хребте и является южной частью крупной вулканотектонической структуры Алней-Чашаконджа. Он
характеризуется главным образом эффузивным
типом деятельности, в результате которой
сформировались наслоения лавовых потоков
андезитового состава общей мощностью более 1000
м. Самая большая риолито-дацитовая экструзия
расположена на юго-западном склоне вулкана в
истоках рек Большой Тигиль и Воронья. Она
приурочена к пресечению кольцевого и радиального разломов, прорывает андезито-базальты
среднечетвертичного возраста и «обтекается» с
севера и востока голоценовыми потоками базальтов
(Стефанов, Широкий, 1980). Высота экструзии –
около 200 м, в плане она имеет форму полумесяца
с пологими внешними (северными) склонами и
крутыми внутренними (южными). Расположенный
на вершине кратер имеет глубину 70 – 100 м. Из
кратера излился лавовый поток длиной до 4 км.
Он расширяется вниз по склону и в нижней своей
части достигает максимальной ширины 4.5 км. В
плане поток имеет лепесткообразную форму и
затекает в долину истоков р. Вороньей. На
аэрофотоснимках этот поток легко дешифрируется
по бороздам течения, а на местности легко отличим
по черному цвету и зеркальному блеску на плоскостях отдельности. Площадь лавового потока – около
12 км2, средняя мощность потока – 40 м, объем
– примерно 0.48 км3 (Стефанов, Широкий, 1980;
Шеймович и др., 1970). В 5 км юго-восточнее
описанной экструзии расположена еще одна
162
экструзия с лавовым потоком (рис. 8). Ее размер
примерно в два раза меньше. По минимальным
оценкам общий объем лав слагающих экструзии
можно оценить в 0.72 км3. По содержанию SiO2
состав пород экструзий вулкана Чашаконджа
меняется от риодацитов до риолитов (Округин,
Широкий, 1976).
Сравнение объемов кислых лав, слагающих
экструзии трех рассмотренных районов, показывает, что в Банно-Карымшинском районе они
имеют наибольший объем – 2.68 км3, в Долине
Гейзеров их объем составляет 1.55 км 3, а на
вулкане Чашаконджа – 0.72 км3.
ВЫВОДЫ
В результате проведенных работ откартированы экструзии и лавовые потоки Банно-Карымшинского района. Они приурочены к границам
кальдеры Карымшина, их внедрения и излияния
произошли на посткальдерном этапе (средний
плейстоцен).
Получены данные по химическому составу
кислых лав экструзий (табл. 1). Они показывают,
что породы, слагающие экструзивные куполы и
лавовые потоки, относятся к риолитами, в
меньшей степени к риодацитам.
Установлено, что по масштабу проявления
кислый вулканизм Банно-Карымшинского района
не имеют себе равных на Камчатке. Объем экструзий и их потоков составляет 2.68 км3, а площадь
– 26.44 км2.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
НОВЫЕ ДАННЫЕ О КИСЛЫХ ЭКСТРУЗИЯХ БАННО-КАРЫМШИНСКОГО РАЙОНА, КАМЧАТКА
(
)#
#
$
% &
#
'
#
*
# (+, - (
-
.
(+&
'
Рис. 8. Схематическая карта вулкано-тектонической структуры Алней-Чашаконджа. 1 – экструзивный купол
риолито-дацитового состава; 2 – риолитовые потоки. Расположение района показано на врезке на рис. 1.
Работы были проведены в рамках проектов
ДВО РАН №№ 04-Ш-А-08-036, 05-III-А-08-068,
06-III-А-08-329 и РФФИ № 05-05-64730.
Автор выражает благодарность к.г.–м.н.
В.Л. Леонову за общее руководство представленной
работы и за помощь в написании статьи.
Список литературы
Апрелков С.Е., Шеймович В.С. Плиоценовые
экструзии юго-восточной Камчатки //
Вулканизм Камчатки и некоторых других
районов СССР. М.: Из-во Академии наук
СССР, 1963. С. 132-141.
Вулканизм, гидротермальный процесс и рудообразование. М.: Недра, 1974. 264 с.
Леонов В.Л., Гриб Е.Н., Карпов Г.А. и др. Кальдера
Узон и Долина Гейзеров // Действующие
вулканы Камчатки. 1991. № 2. С. 94-141.
Леонов В.Л., Рогозин А.Н. Карымшина – гигантская
кальдера – супервулкан на Камчатке:
границы, строение, объем пирокластики //
Вулканология и сейсмология. 2007. № 5.
С. 14-28.
Лоншаков Е.А. Ряды вулкано-тектонических
структур и структурно-вещественные парагенезисы Южно-Камчатского района // Бюл.
вулканол. станций. 1979. № 57. С. 79-91.
Округин В.М., Широкий Б.И. Рудные минералы
включений затвердевших магматических
расплавов во вкрапленниках пород кислых
экструзий вулкана Чашаконджа // Бюл.
вулканол. станции. 1976. № 52. С. 135-144.
Стефанов Ю.М., Широкий Б.И. Металлогения
верхнего структурного этажа Камчатки. М.:
Наука, 1980. 104 с.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
163
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РОГОЗИН
Шеймович В.С., Головин Д.И. Возраст кислых
вулканитов района Больше-Банных источников // Вулканология и сейсмология. 2003.
№ 1. С. 21-25.
Шеймович В.С., Карпенко М.И. K-Ar – возраст
вулка-низма на Южной Камчатке // Вулканология и сейсмология. 1996. № 2. С. 86-90.
Шеймович В.С., Патока М.Г. Геологическое строение
зон активного кайнозойского вулканизма. М.:
Недра, 1989. 208 с.
Шеймович В.С., Хацкин С.В. Риодацитовая магмати-
ческая формация Юго-Восточной Камчатки /
/ Вулканология и сейсмология. 1996. № 5.
С. 99-105.
Шеймович В.С., Федотов В.С., Патока М.Г. и др.
Четвертичные лавовые потоки липаритов
вулкана Чашаконджа // Вопросы географии
Камчатки. 1970. Вып. № 6. С. 115.
Фаворская М.А., Волчанская И.К., Фрих-Хар Д.И. и
др. Магматизм юго-восточной Камчатки и его
связь с процессами тектонической активизации. М.: Наука, 1965. 152 с.
NEW DATA ON ACID EXTRUSIONS IN THE BANNO-KARYMSHINSKII AREA,
KAMCHATKA
A.N. Rogozin
Institute of Volcanology and Seismology FEB RAS, Petropavlovsk-Kamchatsky, 683006,
e-mail: rogozin@kscnet.ru
This paper presents new data on acid (rhyodacite-rhyolite) volcanism in the territory of the BannoKarymshinskii area. Extrusions and acid flows of the studied area were plotted on the map. It is established,
that the extrusions are limited to resurgent cauldron and to the boundaries of the Karymshina caldera.
The sizes of individual extrusion bodies and thickness of lava flows were detected. Volumes of acid
extrusions were estimated using initial parameters.
164
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Экспедиции, полевые семинары, практики
РОССИЙСКО- ГЕРМАНСКИЙ ПРОЕКТ “КАЛЬМАР”: КОМПЛЕКСНЫЕ
ИССЛЕДОВАНИЯ КУРИЛО-КАМЧАТСКОЙ И АЛЕУТСКОЙ ЗОН СУБДУКЦИИ
ВВЕДЕНИЕ
Проект «КАЛЬМАР» является продолжением
российско-германского научного-технического сотрудничества, направленного на изучение Дальневосточного региона России. Начало этому сотрудничеству положил проект «КОМЭКС» (Курило-Охотский Морской ЭКСперимент) который был посвящен исследованию геологических, климатических и океанологических процессов в геосистеме
«Охотское море». В рамках проекта с 1998 г. по
2004 г. было проведено девять экспедиций в Охотское море и две экспедиции на Камчатку. В экспедициях удалось собрать уникальный массив данных, обработка которых дала возможность получить новые представления о процессах, происходящих в этом регионе и их взаимодействии друг с
другом.
В ходе выполнения проекта «КОМЭКС»
возник ряд интересных и актуальных вопросов,
и поэтому учеными обеих стран было решено
продолжить совместные исследования. Поэтому
научно-исследовательский проект «КАЛЬМАР»
(Курило-Камчатская и АЛеутская систеМы
окрАинное море – остРовная дуга: взаимодействие
между геодинамикой и климатом в пространстве
и времени) был подготовлен на базе проекта
“КОМЭКС”. Он посвящен изучению перспективных научных проблем в обширном регионе,
охватывающем Курило-Камчатскую и Алеутскую
островные дуги, прилегающие районы северозападной части Тихого океана и Берингово море.
ЦЕЛИ, ЗАДАЧИ И СТРУКТУРА ПРОЕКТА
Активная континентальная окраина Камчатки
вместе с Курильской островной дугой формируют
зону субдукции длиной порядка 2500 км. К ней
приурочены наиболее активные вулканы мира,
извержения которых могут иметь катастрофический
характер и поэтому представлять угрозу не только
для прилегающих регионов, но и оказывать
существенное негативное воздействие на окружающую среду и климат. Система не является
однородной, она состоит из отрезков, где океанская плита пододвигается под дугу и под континент.
Существенное значение на нее оказывает процесс
коллизии с Алеутской дугой и поддвиг северного
отрезка Императорского хребта под Камчатку.
На севере Курило-Камчатская дуга почти под
прямым углом сочленяется с Алеутской дугой,
геодинамическое развитие которой имеет большое
значение для обмена водных масс между Тихим
океаном и Беринговым морем и, тем самым, для
климата. В частности, динамическая система «западных граничных течений» в значительной степени
регулировала изменения климата в северо-западной
части Тихого океана как на продолжительных,
так и на очень коротких интервалах времени.
Целью проекта «КАЛЬМАР» является междисциплинарное исследование системы КурилоКамчатская – Алеутская зоны субдукции. Эти
исследования будут включать в себя изучение
воздействия происходящих здесь геодинамических
и физико-океанографических процессов на
распределение и кругооборот вещества, формирование и циркуляцию водных масс и климат, а
также их связь с возможными природными
катастрофами.
Проект «КАЛЬМАР» состоит из двух основных
научно-исследовательских направлений, которые
объединяют пять тематически связанных друг с
другом подпроектов (рис. 1). Эти подпроекты
нацелены на решение следующих задач: (1)
геодинамика и эволюция Курило-Камчатской и
Алеутской системы, как активной границы плит;
(2) эволюция вулканизма и магматизма в пространстве и времени, его связь с геодинамикой и
баланс вещества в процессе субдукции; (3)
изменение климата и палеоокеанология субарктической северо-западной части Тихого океана, в
частности реконструкция плейстоцен-голоценовой
истории климата с временным разрешением от
сезонов до тысячелетий; (4) взаимодействие между
континентом и океаном в голоцене и плейстоцене,
связь локальных изменений с глобальными
процессами в окружающей среде, происходящими
на значительном удалении от этого региона.
Проект рассчитан на пять лет с 2006 г. по
2011 г. В конце 2006 г. - начале 2007 г. была
проведена работа по сбору имеющихся данных и
выполнена подготовка к экспедиционным работам.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
165
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ДУЛЛО И ДР.
%&' (
!"# $
((
#(
%
&'
# $
%
(
'
)
# $
% *
/
&(
(
+
*
** 0 $
1 /
# $
%
(
/
1
(
** 5 !
+
+
(
( , -#
+
%
(
,%
$
%
/(
# $ %
(
-#
# $ %
) % *
! % !
/
(
% (
'-
( %
&
(
+
( ,
(
(
+
( ,
(
+
( ,
!
! "
** 2 3
(
(
4
$
** 6
(
(
- 7 %
1 8
/(
(
+
( ,(
$ %
(
) % *
# $ %
(
!"# $ %
- ( %
&
(
(
# $ %
(
! % =
) % *
)$ %
,
%
!
$ %
(
,
+
(
#. $
(
,
+
'
1+
(
+
,
+
(
,(
%
1
+
%
%
%
,
/7 +
%
** 9 : +
%
(
(
1
+
; 4< , (
1
+
+
1 + ( 1& + ; +
+
(
( +- 7 +
#
$
!
(
%
!
)
$
# $
!
(
(
: ,
) (
& /, (
( , (
%
7 A
1
+
( 7 ((
%
+
(( ,( ,
%
( ,(+
%
(( ,( ,
+
%
( 7
?
(
%
%
+
(
(
+
(
&
) % *
)
%
%
>!? % > (
#@ $ % ) *
$
% * ( +
(
+
( ,
%
$
/7
%
/
-#
# $ %
# $ %
(
!"# $ %
$
%
+ 7
+
(( ,( ,
+**A 8
( 7 ((
/,
%
, + $ &
& /7 (
+
&
(
% =
(
%
+
+
(( ,( ,
,
&( ,
( ,
! 7
%
+
(
%
)
- (
>!?
(
(
#@ $
# $
!"# $
#.
)$
-#
!
,
(
,(
&
# $
)
(
/, +
( /,
((
&( , (
&
(
%
(( ,( ,
+
- 7
( ,
%
( , (
+
&
&
(
%
(( ,( ,
+
### - ( !
(
%
> ( ,% (
(
/,
(
Рис. 1. Проект «КАЛЬМАР» состоит из двух основных научно-исследовательских направлений: (1)
Геодинамическое развитие системы Курило-Камчатской островной дуги - активной границы плит» и (2)
История климата и палеоокеанография субарктической северо-западной части Тихого океана. Эти направления
объединяют пять подпроектов (ПП 1-5).
166
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РОССИЙСКО- ГЕРМАНСКИЙ ПРОЕКТ “КАЛЬМАР”
В марте 2007 г. координатор проекта с германской
стороны д-р К. Ван ден Богаард (C. van den Bogaard)
посетила Институт вулканологии и сейсмологии.
Целью визита являлось обсуждение плана работ и
заключение договора между Лейбниц-Институтом
морских исследований (Leibniz-Institute fьr
Meereswissenshaften an der Universitдt Kiel, IFMGEOMAR) и Институтом вулканологии и сейсмологии ДВО РАН (координатор с российской стороны д.г.-м.н. Н.И.Селиверстов).
В августе-сентябре 2007 г. были проведены
экспедиционные работы, которые продолжатся
летом 2008 г. На лето 2009 г. в плане стоит
проведение морской экспедиции, перед которой
состоится первое российско-германское рабочее
совещание по проекту. На совещании, которое
планируется провести в Институте вулканологии
и сейсмологии, будет проходить обсуждение
полученных результатов и вопросов, связанных с
подготовкой и проведением морской экспедиции.
После экспедиции и в течение 2010-2011 г.г. будет
вестись обработка и интерпретация полученных
данных, а также подготовка статей. На заключительной стадии проекта в Германии состоится
второе рабочее совещание (осень 2011 г.).
ЭКСПЕДИЦИОННЫЕ РАБОТЫ
Работы по проекту «КАЛЬМАР» основаны на
сочетании наземных и морских экспедиций,
проводимых совместно российскими и германскими учёными.
Наземные экспедиции
Две экспедиции (2007-2008 гг.) запланированы для изучения отдельных вулканов на
Камчатке и вулканических пород на Командорских
островах (о-ва Беринга и Медный) с целью
получения представительного массива данных для
реконструкции их геодинамического развития во
времени и пространстве (подпроект 3).
Две другие экспедиции (2007-2008 гг.) проводятся на Восточных полуостровах Камчатки
(Кроноцком и Камчатский Мыс) и на хребте
Кумроч в рамках подпроектов 1 и 2. Цель этих
экспедиций заключается в выполнении структурно-геологических исследований, которые
совместно с исследованиями в морской экспедиции
будут использованы для реконструкции коллизии
Алеутской дуги с Камчаткой и поддвига под нее
Императорского хребта.
Еще одна экспедиция (2007 г.) направлена на
исследование отложений ряда озер, расположенных в пределах полуострова Камчатка и
представляющих собой потенциальные архивы, в
которых хранятся сведения об изменениях климата.
Целью этой экспедиции является выяснение связей
между климатическими системами океана и
континента за последние 10000 лет.
Морская экспедиция
В соответствии с планом работ, морская
экспедиция состоится летом 2009 г. на германском
научно-исследовательском судне «Зонне». Учитывая,
что требования при проведении работ по подпроектам различны, экспедиция должна подразделяться на два этапа. Продолжительность каждого
из них составляет примерно 40 суток. Первый этап
(подроекты 1 и 2) будет посвящен геофизическим
исследованиям в северо-западной части Тихого
океана, начиная от центральной части Курильской
дуги до сочленения с Алеутской дугой и в Беринговом море.
В рейсе будет выполнена геофизическая съемка
по системе галсов перпендикулярных и параллельных оси желоба, включающая в себя многоканальное сейсмическое профилирование (МОВ ОГТ),
магнитные, гравиметрические наблюдения и
картирование рельефа дна. Для проведения МОВ
ОГТ будет использоваться оборудование Федерального института геологии и минеральных ресурсов
(г. Ганновер). Оно состоит из 16-ти пневматических
излучателей общим объемом 50,8 литров и цифровой сейсмической косы длиной 3 км с регистрацией на 240 каналов. Использование этого оборудования даст возможность выявить строение КурилоКамчатской и Алеутской зон субдукции до глубины
в 14 секунд (по шкале времен).
На втором этапе (подпроекты 2, 3 и 4) будут
выполнены преимущественно геологические
исследования на акватории к востоку и юговостоку от Камчатки, а также в Беринговом море.
Данные районы являются ключевыми для реконструкции плейстоценовой истории климата и
палеоокеанографии северо-западной субарктической части Тихого океана, а также геодинамического развития Алеутско-Камчатского сочленения. В результате этого этапа планируется получить
информацию о возрасте, структуре и составе осадков
и пород фундамента северо-западной части Тихого
океана и Берингова моря. Эта информация вместе
с геофизическими данными послужит основой для
реконструкции геодинамического развития системы
Курило-Камчатско-Алеутской дуги и «вклада»
процесса субдукции в эту систему. Кроме того,
полученные на этом этапе результаты должны дать
детальные представления о палеоокеанографическом и климатическом развитии региона, что
послужит выявлению причинных связей и механизмов, регулирующих климат.
На этом этапе предполагается провести батиметрическую съемку и измерение теплового потока
на наиболее интересных участках дна, отобрать
пробы осадков, коренных пород, планктона и
морской воды. При этом особое значение будет
иметь целенаправленный выбор станций гидроакустическими (и визуальными) методами с целью
получения длинных осадочных колонок до 30
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
167
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ДУЛЛО И ДР.
метров, которые охватывают последние чередования между ледниковыми и межледниковыми
периодами и дают возможность получить высокоразрешающую запись в течение голоцена.
ПОЛЕВЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ
НА КАМЧАТКЕ В 2007 г.
В августе – сентябре 2007 г. в рамках проекта
были проведены первые три экспедиции,
посвященные структурно-геологическим, вулканологическим и палеоклиматическим исследованиям.
Структурно-геологические исследования
(подпроекты 1 и 2)
Эти исследования были выполнены в восточной части хр. Кумроч, на реке Камчатке и п-ове
Камчатский Мыс (рис. 2). В работах принимало
участие трое российских ученых из Института
океанологии (г. Москва) и Института вулканологии и сейсмологии (г. Петропавловск-Камчатский) и четверо германских ученых из Геологического института, Йенский Университет им. Фридриха Шиллера, г. Йена (Institut f ü r Geowissenschaaften, Friedrich-Schiller-Universität, Jena) и
Института прикладной физики, Фрайбергская
горная академия, г. Фрайберг (Institut f ü r
Angewandte Physik, Bergakademie Freiberg).
Целью работ являлась высокоразрешающая
количественная оценка скорости поднятия постплейстоценовых (современных) террас, масштаба
эксгумации тектонических блоков и выяснение
характера неотектонических дислокаций вдоль
восточного побережья Камчатки. Скорость поднятия
террас зависит от их высоты и возраста, последний
будет определяться с помощью люминесцентного
метода.
В связи с этим в восточной части хребта Кумроч и на реке Камчатка были опробованы морские
и аллювиальные террасы высотой от нескольких
до 60 метров. Морские террасы были также
опробованы в двух различных районах п-ова
Камчатский Мыс: по южному и юго-западному
берегу в районе рек Мутная, Медвежья, Оленья и
Стремительная (террасы высотой 20-30 м) и
восточному берегу п-ова Камчатский Мыс в районе
мыса Африка (террасы высотой 10-15 м и 300 м).
В этих районах в общей сложности было
отобрано 50 образцов морского или речного песка
для проведения люминесцентного анализа. Кроме
того, были отобраны два образца субаркозовых и
полимиктовых песчаников для трекового анализа
по зернам апатита и определения возраста
эсгумации различных блоков земной коры в зоне
коллизии Камчатской окраины и Алеутской дуги.
Эти исследования позволят выявить, существует ли различия в скоростях относительного
воздымания блоков для различных участков зоны
субдукции. Если такие отличия будут установлены,
168
то они могут быть связаны с особенностями
строения погружающейся плиты или с характером
взаимодействия плит друг с другом – субдукция/
коллизия.
Исследования неотектонических структур были
проведены в юго-западной части п-ова Камчатский
Мыс. Здесь по данным дешифрирования аэро- и
космоснимков было выделено несколько разломов,
простирающихся в субмеридиональном направлении.
Один из этих разломов был обследован во время
полевых работ, и по зеркалам скольжения было
установлено, что он представляет собой сброс.
Вулканологические исследования(подпроект 3)
В работах по подпроекту 3 принимало участие
шесть российских ученых из Института вулканологии и сейсмологии (г. Петропавловск-Камчатский) и Института Геохимии и Аналитической
Химии им. Вернадского В. И. (г.Москва) и трое
германских ученых из Лейбниц-Института морских
исследований (г. Киль).
Работы проводились на ряде вулканических
построек (см. рис. 2) где были отобраны образцы
пород, необходимые для дальнейшего петрографического, химического, геохимического и
изотопного изучения. В результате полевых работ
решались следующие задачи, имеющие ключевое
значение для выполнения исследований по этому
подпроекту:
1. Геохимическое опробование экструзий
шишшейского комплекса к северу от вулкана
Шивелуч и опробование пород северного склона
вулкана Шивелуч.
2 Детальное описание и опробование пирокластических отложений вулкана Ключевской в
районе станции Подкова с целью реконструкции
геохимической эволюции и истории развития
этого вулкана. Опробование моногенных конусов
на восточном подножии вулкана Ключевской.
Рис. 2. Местоположение и название районов работ в
августе 2007 г. в рамках подпроекта 1 (обозначены
кружками белого цвета) и подпроекта 3 (обозначены
кружками черного цвета). На врезке показано общее
положение области исследований.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РОССИЙСКО- ГЕРМАНСКИЙ ПРОЕКТ “КАЛЬМАР”
3. Опробование пирокластических отложений
и лавовых полей Толбачинского Дола с целью
реконструкции геохимической эволюции и истории развития данного района.
4. Опробование разреза лавового плато, находящегося в основании современной Ключевской
группы вулканов, а также плейстоценовых вулканических построек в восточной части Ключевской
группы с целью выяснения особенностей ранних
этапов магматизма Центрально-Камчатской
Депрессии.
5. Опробование моногенных вулканических
построек на восточном подножии хреба Кумроч.
Данные вулканические образования являются
наиболее восточными проявлениями четвертичного
вулканизма в Восточно-Камчатском вулканическом поясе. Их изучение решает задачу реконструкции вулканизма на Камчатке с точки зрения
его геохимии и изменений во времени.
Результатом полевых работ стал сбор коллекции вулканических пород включающей более 250
образцов. Их лабораторные исследования будут
проводиться совместно в Лейбниц-Институте
морских исследований и Институте вулканологии
и сейсмологии.
Палеоклиматические исследования (подпроект 5)
Изучение озерных отложений проводилось с
целью получения данных, необходимых для
реконструкции развития природной среды
Камчатки на протяжении последних 10000 лет.
В рамках этого подпроекта были исследованы озера
(рис. 3), расположенные в различных физикогеографических условиях. Исследования были
выполнены в сентябре 2007 г., в них участвовало
четыре российских и четыре германских представителя из Института вулканологии и сейсмологии
(г. Петропавловск-Камчатский) и Института морских и полярных исследований им. Альфреда
Вегенера , г. Бремерхафен (Alfred-Wegener-Institut
für Polar-und Meeresforschung), соответственно.
Основным объектом исследования являлось
озеро Двухюрточное, расположенное в приосевой
части Срединного хребта, в северной части полуострова Камчатка (см. рис 3). Осадки этого озера
были опробованы в шести точках с помощью
буровой установки (рис. 4), причем на каждой
точке было получено от 4-х до 9-ти кернов, максимальной длиной до 5,7 метра. Общий метраж
опробованных отложений составил 23,56 метра.
Кроме того, было проведено опробование водной
толщи на всю глубину озера по 17-ти разрезам и
изучено четыре разреза почвенно-пирокластических чехлов на его берегах.
По сокращенной программе были проведены
работы на озерах Начикинское, Черное и Сокоч,
расположенных в южной части полуострова. С
помощью гравитационного пробоотборника и
ручного бура в 14-ти точках были отобраны
Рис. 3. Местоположение и название озер, на которых
проводились работы по изучению изменений климата
(подпроект 5) в сентябре 2007 г.
колонки озерных отложений максимальной длиной
110 см. Общий метраж опробованных отложений
составил 10,09 м. Также был проведено опробование водной толщи на 23 разрезах с отбором
92-х образцов воды. В районе этих озер были
описаны 3 разреза почвенно-пирокластических
чехлов для выявления и идентификации вулканических пеплов, являющихся временными маркерами для данной территории.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Проект «КАЛЬМАР» ориентирован на поддержку и укрепление научно-технического сотрудничества между Россией и Германией. Для
обеих сторон успешная реализация проекта даст
новый толчок в научных исследованиях, поскольку опыт и возможности российских и германских
институтов-партнеров в области геодинамики,
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
169
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ДУЛЛО И ДР.
Рис. 4. Буровая плавучая установка, использовавшаяся
при отборе керна из осадков на озере Двухюрточном.
Снимок О.В. Дирксена.
вулканологии и морской геологии, удачно
дополняют друг друга.
Прекрасное знание региона, в том числе плитотектонических особенностей Курило-Камчатской
и Алеутской островных дуг и прилегающих
территорий, а также организационные возможности российской стороны хорошо сочетаются с
более глобальным подходом и техническим «ноухау» германской стороны. В этом контексте
большое значение имеют совместные экспедиции,
рабочие совещания и активный обмен учеными и
студентами. Студенты также получают возможность
проходить практику во время экспедиционных
работ, предусмотренных в рамках проекта.
Реализация научных задач проекта «КАЛЬМАР» позволит внести существенный вклад в
международные и национальные программы
полярных и морских исследований. Кроме того,
результаты, полученные по проекту «КАЛЬМАР»,
внесут важный вклад в долгосрочное прогнозирование природных явлений, происходящих на
Земле.
Работы по проекту «КАЛЬМАР» финансируются Федеральным министерством образования
и научных исследований Федеративной республики
Германия и Федеральным Агентством по науке и
инновациям Российской Федерации, госконтракт
№02.515.11.5075.
В.-К. Дулло, К. Ван ден Богаарт,
Лейбниц-Институт морских исследований,
Кильский Университет,
Б.В. Баранов, Институт океанологии
им. П.П.Ширшова РАН,
Н.И. Селиверстов, Институт вулканологии
и сейсмологии ДВО РАН.
RUSSIAN-GERMAN PROJECT “KALMAR”:
COMPLEX INVRSTIGATIONS OF KURILE-KAMCHATKA AND ALEUTIAN
SUBDUCTION ZONES
The description of targets, tasks, structure and working schedule of Russian-German Project “KALMAR”
(Kurile-Kamchatka and ALeutian system MARginal sea - island arc: interaction between geodynamics and
climate in space and time) is presented in this information report. The Project aim is an interdisciplinary
investigation of Kurile-Kamchatka and Aleutian subduction zones. These investigations will include the study
of geodynamic and physical-oceanographic processes influence on matter distribution and circulation, formation
and circulation of water masses and climate change, as well as on their connection with possible natural
hazards.
Project “KALMAR” consists of two main topics devoted to investigation of (1) geodynamic development
of Kurile-Kamchatka-Aleutian active plate boundary and (2) study of North-Western Pacific climate history.
These topics include five thematically closely connected subprojects.
The Project is based on expedition works both on Kamchatka and in North-Western Pacific; its duration
consists five years from 2006 to 2011. The first three expeditions were performed in August-September, 2007
in frames of structural, volcanological and paleoenvironmental subprojects. The working areas embraced
volcanic edifices within Central Kamchatka Depression, Kamchatskiy Mys Peninsula, Kumroch Range and a
number of lakes in the north and south of Kamchatka.
W.-Ch.Dullo, K. van den Bogaart, Leibnitz-Institute of Marine Sciences at the University Kiel,
B.V. Baranov, P.P. Shirshov Institute of Oceanology RAS
N.I. Seliverstov, Institute of Volcanology and Seismology FEB RAS
170
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
СЕЙСМИЧЕСКИЕ НАБЛЮДЕНИЯ В ДОЛИНЕ ГЕЙЗЕРОВ
Геологическая катастрофа, которая произошла
в Долине Гейзеров 3 июня 2007 г., привлекла
повышенное внимание к этому уникальному
уголку природы и объекту туристической индустрии Камчатки. Остро обозначились проблемы,
связанные с ограниченностью существующих
представлений об опасных эндогенных и экзогенных процессах и отсутствием геолого-геофизического мониторинга этого района.
По карте общего сейсмического районирования
ОСР-97 район Долины Гейзеров относится к
9-балльной зоне (Уломов, Шумилина, 1999).
Расчетные периоды повторения сотрясений с
интенсивностью более 7 баллов по шкале МСК-68
составляют 12-55 лет, 8 баллов – 50-120 лет. По
существующим представлениям большинству
гидротермальных систем мира присуща локальная
сейсмическая активность. Долина Гейзеров
расположена у подножья сложного разновозрастного вулканического комплекса Кихпиныч,
характеризующегося в настоящее время слабой
фумарольной деятельностью (Брайцева и др., 1985).
Последняя активизация вулкана произошла менее
600 лет назад. Район, несомненно, обладает
высокой геодинамической активностью.
С момента открытия в 1941 г. Долины Гейзеров здесь не проводились ни геофизические,
ни сейсмологические исследования. Отсутствует
система наблюдений за современными движениями
земной коры. Имеющаяся в настоящее время
региональная сеть сейсмических станций ориентирована на исследование региональной сейсмичности Камчатки и Командорских островов и
позволяет уверенно регистрировать землетрясения
из района Долины Гейзеров начиная только с
7.5 класса (по энергетической классификации
С.А. Федотова для курило-камчатских землетрясений (Федотов, 1972)). Ближайшие сейсмические станции камчатской региональной сети:
1) «Карымский» (район Карымского вулкана,
расстояние до Долины Гейзеров около 70 км);
2) «Мыс Козлова» (побережье Кроноцкого полуострова, расстояние около 100 км); 3) «Тумрок»
(хребет Тумрок, расстояние около 90 км). По
имеющимся сообщениям об ощутимых землетрясениях, на территории Кроноцкого заповедника
ощущались сейсмические сотрясения, информация
о которых отсутствует в региональном каталоге.
Таким образом, территория контролируется в
сейсмологическом плане недостаточно: конфигурация и технические возможности сети не позво-
ляют осуществлять необходимый контроль тонкой
структуры сейсмичности в локальных районах, в
частности, в Долине Гейзеров. Отметим, что как
местная, так и региональная сейсмичность
потенциально являются причиной активизации
склоновой неустойчивости.
Встает вопрос об организации в районе
Долины Гейзеров системы локального мониторинга
сейсмичности и современных движений земной
коры. Это достаточно объемные, трудоемкие и
дорогостоящие работы. Реализация такого проекта
возможна лишь при наличии целевого финансирования или значительной спонсорской поддержки.
В конце 2007 г. при финансовой поддержке
Российского фонда фундаментальных исследований в Долине Гейзеров была впервые организована регистрация сейсмических сигналов. Работы
проведены сотрудниками Камчатского филиала
Геофизической службы РАН (КФ ГС РАН). Цели
проекта: установить в Долине гейзеров временную
автономную цифровую сейсмическую станцию для
оценки локальной сейсмичности; провести
измерения фонового сейсмического сигнала для
решения вопроса о пункте возможного размещении
в Долине Гейзеров сейсмической станций. Проведенные наблюдения являются частью рекогносцировочных работ по организации локальной
микрогруппы для сейсмического мониторинга .
Рис. Запись близкого землетрясения, зафиксированного 2 декабря 2007 г. в 5 часов 34 мин. 31.4 сек. временной сейсмической станцией в Долине Гейзеров.
Энергетический класс землетрясения К=5. Нанесены
моменты вступлений продольной (Р) и поперечной
(S) волн: Ts-p=0.8 сек. По оси ординат отложены отсчеты АЦП, единица младшего разряда соответствует
1.9x10-8 м/с. Обработка сейсмического сигнала проведена программой DIMAS, разработчик: Д.В. Дрознин.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
171
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КУГАЕНКО И ДР.
Регистрация проводилась в ноябре-декабре
2007 г. Станция была установлена на территории
кордона «Долина Гейзеров» Кроноцкого государственного биосферного заповедника, в среднем
течении реки Гейзерной, на водоразделе рек
Гейзерной и ручья Водопадного, по долине которого прошла обломочная лавина, на высоте 495 м
над уровнем моря. Расстояние до подпрудного озера
составило около 250 м, высоты до уреза воды 70 м. В месте установки залегают гидротермальноизмененные озерные отложения поздне-плейстоценового возраста, мощность которых в районе
Долины Гейзеров достигает 300 м (Леонов, 1989).
Использовались трехкомпонентный блок
короткопериодных сейсмометров СМ-3 с периодом собственных колебаний 2 сек. и цифровой
24-разрядный регистратор GSR-24. Параметры
регистрации:
•регистрируемый параметр: скорость смещения грунта;
•частота оцифровки: 100 отсч./сек.;
•частотный диапазон регистрации: 0.5 ¸ 25 Гц;
•разрядность АЦП: 23+знак;
•динамический диапазон регистрации: не хуже
120 дБ;
•емкость флэш-карты: 2 Гб;
•срок автономности по емкости памяти:
14 суток.
Установка аппаратуры осуществлялась в
сложных зимних условиях. В точке регистрации
высота снежного покрова достигала 1 м. Сейсмометры были установлены в зимнем полевом
варианте: на мерзлый грунт. Аппаратура (сейсмометры, регистратор, блок батарей питания) были
помещены в портативный защитный металлический корпус. Станция была полностью размещена
под снегом, что уменьшало уровень ветровых
помех. GPS-антенна для привязки записи к точному
времени была закреплена на мачте на высоте
1.5 м над уровнем снега.
Первые результаты обработки полученных
записей позволили оценить уровень фонового
микросейсмического сигнала. Территория кордона
«Долина Гейзеров» характеризуется низким
уровнем шумов - сказывается удаленность от
районов антропогенной активности. По сейсмическим данным место проведенной регистрации
можно рассматривать как потенциально подходящее для организации сейсмостанции. Зарегистрирован ряд региональных землетрясений. Как
и предполагалось, обнаружены локальные сейсмические события. Пример записи такого землетрясения (К=5) приведен на рисунке. Величина
Ts-p=0.8 сек. Расстояние до гипоцентра не превышает 4-5 км. Р-волна подошла к станции
субвертикально, что позволяет предположительно
связать землетрясение с областью развития корового магматического очага Узоно-Гейзерной
172
депрессии (Белоусов и др., 1983). Точнее определить положение гипоцентра по данным единственной станции не представляется возможным.
Проведенные работы по регистрации сейсмических сигналов в Долине Гейзеров можно
рассматривать как пример конструктивного взаимодействия представителей различных научных
коллективов Камчатки: Камчатского филиала
Геофизической службы РАН, Института вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Кроноцкого
государственного биосферного заповедника. Группа
КФ ГС РАН, проводившая работы, пользовалась
активной поддержкой коллег, получала своевременные консультации и всю необходимую для
организации наблюдений информацию. Администрация заповедника проявила всестороннюю
заинтересованность в дальнейшем сотрудничестве
и в планируемом мониторинге сейсмичности и
современных движений земной коры в районе
Долины Гейзеров. Ведется работа по систематизации
и передаче в КФ ГС РАН имеющейся информации
о землетрясениях, которые ощущались на
территории Кроноцкого заповедника.
Участники работ благодарят всех сотрудников
Камчатского научного центра, оказавших им поддержку, в особенности В.А. Дрознина, одного из
ведущих специалистов в области исследований
гейзеров.
Работы проведены при финансовой поддержке
РФФИ – Грант № 07-05-02107 и № 07-05-00225.
Кугаенко Ю.А., Салтыков В.А.,
Синицын В.И., Камчатский филиал
Геофизической службы РАН
Список литературы
Белоусов В.И., Гриб Е.Н., Леонов В.Л. Геологические
позиции гидротермальных систем Долины
Гейзеров и кальдеры Узон // Вулканология и
сейсмология. 1983. № 1. С.65-79
Брайцева О.А., Флоренский И.В., Пономарева В.В.,
Литасова С.Н. История активности вулкана
Кихпиныч в голоцене // “Вулканология и
сейсмология”. 1985. № 6. С. 3-19.
Леонов В.Л. Структурные условия локализации
высокотемпературных гидротерм. М.: Наука,
1989.104 с. Уломов В.И., Шумилина Л.С. Комплект карт общего
сейсмического районирования территории
Российской Федерации ОСР-97. Масштаб
1:8000000. Объяснительная записка и список
городов и населенных пунктов, расположенных в сейсмоопасных районах. М.: ОИФЗ,
1999. 57 с.
Федотов С.А. Энергетическая классификация
Курило-Камчатских землетрясений и проблема магнитуд. М.: Наука, 1972. 117 с.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
МЕЖДУНАРОДНАЯ ГЕОТЕРМАЛЬНАЯ ШКОЛА ИСЛАНДИИ
В 1978 г. правительством Исландии и Университетом Организации Объединенных наций,
на базе Национального энергетического комитета
Оркустофнун (Orkustofnun) была создана международная геотермальная школа (UNU-GPT).
Главной целью школы является помощь развивающимся странам, имеющим геотермальный
потенциал, создавать собственные группы специалистов, которые в будущем смогут удовлетворять
все необходимые требования в развитии геотермии.
Для того чтобы стать участником школы необходимо иметь диплом о высшем образовании,
опыт работы в области геотермии не менее 1 года
и свободно говорить на английском языке.
Стажеры проходят шестимесячный курс обучения, включающий в себя: вводный курс лекций
(5 недель), который сопровождается двумя
письменными экзаменами; практические работы
(7 недель); экскурсии; выполнение научноисследовательской работы (12 недель).
Проводится специализированное обучение по
9 направлениям: геология, буровая геология,
геофизика, буровая геофизика, инженеринг,
экология окружающей среды, химия термальных
растворов, использование геотермии, буровые
технологии (более подробную информацию можно
найти на сайте (www.os.is/unugtp).
Каждый участник школы может выбрать
только одно из этих направлений для своего
проекта. Однако гибкая система обучения позволяет
студентам использовать привезенные с собой
данные и продолжать работу над проектом,
начатым до обучения в школе; объединять полученные ранее данные с собственными исследованиями на геотермальных полях Исландии, или
же начать работу над новым проектом. При выборе
темы всегда учитываются интересы организации,
где работает стажер.
Так же курс включает в себя лекции и практические занятия, позволяющие работать с программным обеспечением. Каждый участник школы
обеспечивается персональным компьютером,
имеющим доступ к центральной системе Оркустофнун, на все время обучения в Исландии.
В процессе проведения научно-исследовательской работы преподаватель (научный
руководитель) работает с 2-3 стажерами.
Международная геотермальная школа тесно
сотрудничает с Университетом Исландии (UI).
Участники школы имеют возможность пользоваться всеми учебными материалами и библиотекой университета. Лекционные курсы разрабатывают, в основном, сотрудники Исландской
геологической разведки (ISOR) и Университета
Исландии. Иногда лекции читают ученые из других
стран.
Принимающая сторона берет на себя все
расходы, связанные с дорогой, обучением и проживанием на территории Исландии.
В завершении курса всем участникам школы
выдается сертификат, свидетельствующий об
успешном окончании Международной геотермальной школы, а также издается сборник статей.
Начиная с 2000 года, некоторые слушатели
школы проходят программу Мастер курса (MSC)
в сотрудничестве с Университетом Исландии.
Программа Мастер курса длится полтора года. Из
них первые 6 месяцев отводятся на лекционный
курс. В том случае, если стажер закончит работу
над проектом раньше установленного срока он
может вернуться в свою страну со степенью
мастера до окончания курса.
Во время обучения слушателю предоставляется месячный отпуск с оплатой авиабилетов в
любую точку мира.
В течение 1979-2003 гг. 300 ученых и инженеров из 39 стран окончили ежегодный шестимесячный курс обучения. Из них, 43 % прибыли
из стран Азии, 25 % из Африки, 15 % из Латинской
Америки, и 17 % из Центральной и Восточной
Европы.
В 2007 году в школе обучались 25 человек из
14 стран мира: Албании, Китая, Коста Рики, Эль
Сальвадора, Эритреи, Эфиопии, Индонезии,
Ирана, Иордании, Кении, Никарагуа, России,
Танзании и Уганды.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Хубаева О.Р. мнс, Институт вулканологии и
сейсмологии ДВО РАН,
стажер Международной геотермальной
школы Исландии 2007 г.
173
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007. №2. ВЫПУСК №10
Совещания
ПЕРВАЯ РЕГИОНАЛЬНАЯ НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКАЯ КОНФЕРЕНЦИЯ
«ПРОБЛЕМЫ КОМПЛЕКСНОГО ГЕОФИЗИЧЕСКОГО МОНИТОРИНГА
ДАЛЬНЕГО ВОСТОКА РОССИИ»
11-17 ноября в г. Петропавловске-Камчатском
прошла Первая региональная научно-техническая
конференция «Проблемы комплексного геофизического мониторинга Дальнего Востока России».
Организатором этого научного мероприятия
выступил Камчатский филиал Геофизической
службы РАН.
Конференция была приурочена к 50-летию
детальных сейсмологических исследований на
Курильских островах и Камчатке, которые были
начаты в конце 1957 г. в рамках Международного
Геофизического года и положили начало изучению
сейсмичности и решению проблем сейсмобезопасности Курило-Камчатского региона.
Главная цель конференции состояла в
представлении данных наблюдений опасных
природных явлений на Дальнем Востоке России
и результатов их интерпретации, в оценке
современного состояния сетей непрерывного
геофизического мониторинга и задач, требующих
первоочередного решения для снижения опасности
воздействия катастрофических природных
процессов на территорию региона. В целях более
активного привлечения молодых ученых,
аспирантов и студентов к обсуждению актуальных
проблем геофизического мониторинга и сейсмической безопасности территории Дальнего Востока
в рамках конференции была организована молодежная секция.
Основные темы, рассмотренные на конференции:
- Организация наблюдений и мониторинг
опасных эндогенных процессов в Дальневосточном
регионе.
- Исследование предвестников землетрясений
и извержений вулканов. Секция была проведена
под руководством Камчатского филиала Российского экспертного совета по прогнозу землетрясений, оценке сейсмической опасности и риска.
- Сильнейшие землетрясения Дальневосточного региона.
- Технические и программные средства
геофизического мониторинга.
В ходе конференции заслушано и обсуждено
более 100 устных и стендовых докладов, из них
174
26 были представлены молодыми исследователями.
В работе конференции приняли участие более
130 специалистов, включая ученых из Москвы,
Санкт-Петербурга, Обнинска, Новосибирска,
Южно-Сахалинска, Хабаровска, Владивостока,
Красноярска, Владикавказа. Камчатку представляли
ученые из Камчатского филиала Геофизической
службы РАН, Института вулканологии и
сейсмологии ДВО РАН, Института космических
исследований и распространения радиоволн ДВО
РАН, Камчатского государственного университета
им. В. Беринга.
Прошла презентация сборника научных статей
«Олюторское землетрясение 20 (21) апреля 2006 г.
Первые результаты исследований». Опубликованные
в сборнике сейсмологические, макросейсмические
и геологические данные по Олюторскому
землетрясению, а также первые результаты
обработки этих данных имеют большое значение
для понимания и уточнения реальной сейсмической
опасности на территории Корякского автономного
округа. Сборник доступен в сети Internet по адресу
http://www.emsd.ru/alutora/.
Проведены две научные экскурсии: на
сейсмостанцию «Петропавловск» и Мутновскую
геотермальную электростанцию.
Издан сборник, включивший 110 тезисов
докладов конференции. Тезисы размещены на сайте
конференции: http://www.emsd.ru/konf071112/
index.php.
Заслушав и обсудив доклады и выступления,
Конференция считает необходимым отметить ряд
положений, связанных с проблемами сейсмобезопасности региона и развитием работ по
мониторингу опасных эндогенных процессов на
Дальнем Востоке.
Работами научных сотрудников Дальневосточных институтов РАН на Дальнем Востоке
заложены основы понимания закономерностей и
свойств природных катастроф региона, включающих сильные землетрясения, извержения вулканов, цунами, оползни и обвалы. Разработка научно-методических основ мониторинга напряженного состояния среды и процессов подготовки
сильных землетрясений по изменению параметров
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ПЕРВАЯ РЕГИОНАЛЬНАЯ НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКАЯ КОНФЕРЕНЦИЯ
геофизических полей относится к одной из основных фундаментальных проблем сейсмологии
и геофизики. В настоящее время под мониторингом
понимается комплекс работ, позволяющий выявить
тенденции в изменениях контролируемой системы
и включающий ведение наблюдений, оперативный
анализ получаемых данных и разработку методов
прогноза природных катастроф. Проведение комплексных геофизических наблюдений и научные
исследования по современной геодинамике и
сейсмичности территории Дальнего Востока России
имеют высокую социальную значимость и практический выход в виде оценок сейсмической и
вулканической опасности и риска.
Конференция отмечает достижения дальневосточных ученых в области долгосрочного и
среднесрочного прогнозирования землетрясений.
Значительным успехом в области прогноза
сильнейших сейсмических событий следует считать
оправдавшийся долгосрочный прогноз Симуширских землетрясений 2006 г. и 2007 г. с
магнитудами Мw=8.3 и Мw=8.1 соответственно,
который был разработан академиком С.А. Федотовым. Широкое развитие комплексного подхода
к проблемам прогноза землетрясений и извержений
вулканов на основе использования набора
различных прогностических методик осуществляется академическими организациями на
Камчатке. Определенные успехи отмечаются в
области контроля активности действующих
вулканов, о чем свидетельствуют заблаговременные прогнозы извержений вулканов
Безымянный, Ключевской, Шивелуч.
В 2007 г. исполняется 50 лет детальных
сейсмологических исследований Курильских
островов. В настоящее время подразделения
Геофизической службы в целом обеспечивают
выполнение работ по основному направлению их
уставной деятельности – осуществлению в
непрерывном режиме сейсмологического и
геофизического мониторинга Дальневосточного
региона. Однако плотность и техническая
оснащенность существующих наблюдательных
сетей неравномерна, что сказывается на качестве
получаемых данных и возможности их использования для решения фундаментальных и
прикладных задач, связанных с прогнозом и
оценкой сейсмо-, вулкано- и цунамиопасности. В
первую очередь это относится к Курильским
островам и северу Камчатского края.
Для обеспечения безопасности населения на
территории Дальнего Востока требуется необходимый уровень изученности происходящих здесь
природных катастроф - извержений вулканов,
землетрясений, цунами. Чтобы уменьшить их
потенциальные тяжелые последствия (гибель
людей, разрушение инфраструктуры населенных
пунктов и воинских частей, материальные потери),
необходимо обеспечивать непрерывный мониторинг опасных природных явлений и проведение
научных исследований, направленных на познание
их природы и поиск средств снижения опасности.
Для этого необходимо, в первую очередь,
обеспечить развитие сейсмологических, GPSGLONASS и других геофизических наблюдений.
Произошедшие сильные землетрясения
последних лет с особой остротой высветили
актуальность проблемы обеспечения сейсмобезопасности населения и сейсмоусиления зданий
и сооружений на территории Дальнего Востока. В
этом направлении необходима разработка
территориальных строительных норм и проведение
опережающих НИОКР.
Основные достижения последних лет в области
обеспечения комплексного геофизического
мониторинга Дальнего Востока России:
- получены новые фактические данные о
сильнейших землетрясениях, извержениях
вулканов, цунами, составляющие основу развития
знаний об опасных природных процессах;
- в систему сейсмологических наблюдений
стремительно внедряются цифровые технологии
производства наблюдений и обработки данных;
- развитие баз данных сейсмологической и
геофизической информации и информационных
систем, обеспечивающих доступ широкого круга
пользователей;
- интеграция производства и обработки
данных сейсмологических и GPS-GLONASS
наблюдений;
- разработка концепции и начало развертывания системы сейсмологических наблюдений
для службы предупреждения о цунами.
Участники Конференции обращаются со
следующими предложениями в Геофизическую
службу РАН и Президиум ДВО РАН:
Обратить пристальное внимание на необходимость развития сейсмологических, GPSGLONASS и других геофизических наблюдений
на Курильских островах и на севере Камчатского
края (территория КАО).
Разработать территориальные строительные
нормы.
Включить опережающие НИОКР в программу «Сейсмическая безопасность Камчатского
края».
Рассмотреть вопрос о создании единой сети
GPS-GLONASS и сейсмологических наблюдений
в регионе.
Рекомендовать создание нового периодического издания (ежегодника) для освещения
актуальных проблем геофизического мониторинга
Дальнего Востока России, первый выпуск которого
(2008 г.) будет базироваться на материалах
докладов Конференции.
Создать рабочую группу для разработки
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
175
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
КУГАЕНКО
предложений по интеграции и кооперации научных
учреждений Дальнего Востока, обеспечивающих
геофизические наблюдения, для повышения
эффективности их взаимодействия при решении
задач мониторинга и прогноза опасных эндогенных процессов в рамках региона в целом.
Следует отметить высокий уровень работ и
активность молодых ученых, представивших
стендовые и устные доклады. В этом несомненна
заслуга научных руководителей - сотрудников
Камчатского государственного университета им. В.
Беринга, Камчатского филиала Геофизической
службы РАН, Института вулканологии и
сейсмологии ДВО РАН, Института космических
исследований и распространения радиоволн ДВО
РАН.
В целом Конференция выполнила поставленную задачу по обмену информацией и опытом
между специалистами в области наук о Земле.
Представленные доклады в основном соответствуют
высокому научному уровню. Многие работы,
отражающие результаты ведущихся научных
исследований, внедрены в практику и используются при получении комплексной оценки
176
сейсмической и вулканической опасности.
Отмечается полезность и эффективность регулярного проведения региональных конференций
геофизической тематики.
Конференцией принято решение обратиться
с просьбой в редакцию журнала «Вулканология и
сейсмология» об издании специального выпуска,
посвященного результатам изучения Олюторского
землетрясения 20 (21) апреля 2006 г.
Конференция была проведена при финансовой
поддержке Отделения наук о Земле Российской
академии наук, Геофизической службы РАН и
Российского фонда фундаментальных исследований (грант 07-05-06079).
Решено провести на Камчатке следующую
конференцию геофизической тематики осенью
2009 г., приурочив ее к 30-летию создания
специализированных сейсмологических опытнометодических партий и экспедиций на территории
СССР.
Кугаенко Ю.А.,
к.ф.-м.н., ученый секретарь конференции
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007. №2. ВЫПУСК №10
О ПЕРВОМ ЕВРОПЕЙСКОМ ГЕОТЕРМАЛЬНОМ КОНГРЕССЕ – 2007
Первый Европейский Геотермальный Конгресс
(FEGR-2007) проходил в г. Майнц (Германия) с
29 по 31 октября 2007 г.
Известно широкое использование геотермальных и часто связанных с ними минеральных
источников во многих странах Европы (Австрии,
Англии, Венгрии, Германии, Словении, Франции,
Швейцарии и др.) в бальнеологических целях,
для организации отдыха населения, развития
туризма и т.п. В этих и других странах действуют
десятки санаториев и, так называемых, “Spa” –
центров культурного отдыха и оздоров-ления
людей. В последние годы кризисные процессы в
мировой энергетике подталкивают страны Европы
к изучению возможности использования
возобновляемых источников энергии и, не в
последнюю очередь, - геотер-мальных. Всемирный
Геотермальный Конгресс, проходивший в 2005 г.
в г. Анталия (Турция) «утвердил» основное
направление в области геотермии на европейском
континенте – изучение ресурсов «горячих сухих
пород». В целом, эта тематика прослеживалась и
на FEGR-2007, но со своими яркими особенностями и отличиями, о чем расскажем ниже.
Город Майнц расположен в юго-западной
части Германии (территория ФРГ) вблизи
Франкфурта-на-Майне.Этот сельскохозяйственный район славится своими виноградниками
и является основным в Германии поставщиком
вин, качество которых не уступает винам Франции, Италии, Австрии, Словении. Известно, что
качество вина во многом зависит не только от
климата местности, но и от состава почв, а
следовательно – и состава подстилающих их пород.
Возможно, что свойства производимых здесь
целебных напитков опосредованно связаны с
крупнейшей в Германии геотермальной аномалией
и древними вулканическими породами. Сам город
Майнц удивительно красив (рис. 1), расположен
на живописных холмах и насчитывает многовековую историю.
Первый Европейский Геотермальный Конгресс
был посвящен обзору проблем, связанных с
изучением и практическим использованием
Рис. 1. Город Майнц.
ВЕСТНИК КРАУНЦ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ. 2007 №2. ВЫПУСК №10
177
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
РЫЧАГОВ
глубинного тепла, генерируемого в недрах древних
платформ и динамически активных районов.
Программа конгресса готовилась более 1 года и
включала в себя следующее: научную сессию,
экскурсию на строящийся геотермальный проект
Ландау (Landau), посещение знаменитого в
Германии средневекового замка (костела) – ныне
архитектурного памятника и турристического
центра, рабочие встречи и обсуждения научных
проблем в перерывах между заседаниями.
Особенностью конгресса, подчеркивающей его
высокий статус, была широкая представительность:
в работе совещания участвовали коллеги различных
специальностей из научных и научно-производственных организаций не только европейских
стран (Германии, Франции, Италии, Австрии,
Словении, Швеции, Норвегии и др.), но и США,
Японии, Новой Зеландии, Австралии, Китая,
Ю. Кореи, Израиля и др. Это обстоятельство, повидимому, предопределило следующую замечательную особенность конгресса: большинство
докладов было посвящено не абстрактным или
упрощенным моделям извлечения глубинного тепла
(чем, в частности, в определенной степени
грешили научные сообщения на Всемирном
Геотермальном Конгрессе в 2005 г.), а живому
материалу всестороннего изучения геологических
структур, представляемых в докладах в виде
современных природных или искусственных
гидротермальных систем.
Научная сессия проходила в одном помещении
– уютном конференц-зале гостиничного комплекса “FAVORIT Parkhotel”, вмещавшем более 100
участников, и была достаточно напряженной: в
течение 3-х дней заслушано и обсуждено 43 доклада.
Как отмечено выше, практически все доклады были
содержательными и интересными для специалистов – геологов, гидрогеологов, минералогов,
экономистов, менеджеров и др. Одним из таких
докладов было сообщение о научном проекте
Ландау. Наше внимание привлекла информация о
крупной геологической структуре (части Рейнского
грабена), контролирующей основную геотермальную аномалию на территории Германии и
представляющей собой современную гидротермальную систему. Метеорные воды погружаются
на глубину до нескольких километров и,
нагреваясь, поднимаются на дневную поверхность
по границам структуры, выделяющейся тектонически ослабленными зонами. Немецкие коллеги
на фактическом материале исследований показали
деятельность современной конвективной гидротермальной ячейки (системы), в недрах которой
на границе литологических толщ формируются
более мелкие конвективные ячейки. Механизм
образования последних авторы работы не
объясняют, но сам факт является примечательным
и служит дополнительным основанием для
178
проведения аналогий между гидротермальными
системами вулканических областей и современными гидротермальными системами, циркулирующими в недрах древних платформ. Именно
этой теме был посвящен доклад С.Н. Рычагова и
В.И. Белоусова (Институт вулканологии и
сейсмологии ДВО РАН), в котором нами показано
формирование иерархической мозаично-блоковой
структуры современных гидротермально-магматических систем вулканических островных дуг и
современных сверхглубинных гидротермальных
систем, функционирующих на платформах или в
активизированных областях. В этом докладе нашло
объяснение формирования иерархической системы
конвективных гидротермальных ячеек, где на
каждом структурном уровне образуются сопряженные блоки пород, обладающие контрастными
физическими свойствами и поэтому проницаемые
или непроницаемые для газовых и водных потоков.
Вторым докладом от России было совместное с
коллегой из Геологическ