авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 | 7 |   ...   | 10 |

«Сибирское отделение Российской академии наук Институт земной коры Иркутский государственный университет Siberian Branch of the Russian Academy of ...»

-- [ Страница 5 ] --

In the Cenozoic history of the Okhotsk Sea – West Kamchatka sedimentary basin three major tectonic and magmatic phases are highlighted: the Paleocene–Eocene, Eocene– Middle Miocene and incomplete Late-Quaternary. Fold-block dislocations of accumulated sediments completed each phase of the geological development occurs in settings of stress field changes. Elevation of individual units of sedimentary basin above sea level and coal deposit formations in the coastal-marine and continental environments are took place at the end of each stage. In modern intraplate tectonic setting, a boundary between the Okhotsk Sea and part of sedimentary basin in the Western Kamchatka passes along the East Okhotsk Sea displacement-move-aside system and developed mainly in left-sided transpreses and displacement (Verzhbitsky, Soloviev, 2009;

Moiseev, Solov’ev, 2010).

The above information suggests that rifting has played an important role in formation of the Cenozoic oil-and-gas bearing sedimentary basins of the Okhotsk Sea region.

This work was supported by a grant of FEB RAS № 12-1-DES-07.

References Arkhipov G.G. New magmatic complex in the south-western part of the East Sakhalin Mountains // Geology, metallogeny and hydrogeology of Sakhalin and the Kurile Islands.

Vladivostok: Far Eastern Branch of Russian Academy of Sciences, 1991. P. 57–63. (In Russian).

Gnibidenko G.S. Communication tafrogenez the formation of sedimentary basins // Structure and dynamics of the transition areas of the continent to the ocean. Moscow: Nauka, 1986. P. 126– (In Russian).

Grannik V.M. Geology and geodynamics of the southern part of the Okhotsk Sea Region in the Mesozoic and Cenozoic. Vladivostok: Dal'nauka, 2008. 297 p. (In Russian).

Grannik V.M., Litvinova A.V., Rudnitskaya E.S., Kim A.H. Cenozoic sedimentary basins of the Okhotsk Sea region: structural features and formation // Russian Journal of Pacific Geology. 2013.

V. 32 (2). P. 20–28.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Imaev V.S., Imaeva L.P., Mackey K., Kozmin B.M. The geodynamics of some segments of lithospheric plates in the North-East Asia // Geophysical Research. 2009. V. 10 (1). P. 44–63 (In Russian with English abstract).

Khain V.E., Sokolov B.A. Continental margins – the main oil and gas bearing zones of the Earth // Soviet geology. 1984. Issue 7. P. 49–60. (In Russian) Kharakhinov V.V. Petroleum geology of Sakhalin region. Moscow: Nauchnyi Mir, 2010.

276 p. (In Russian).

Konyukhov A.I. Geological structure, sedimentation conditions, and petroleum potential of sedimentary basins in Southeast Asia // Lithology and Mineral Resources. 2009. V. 44 (5). P. 427– 440.

Moiseev A.V., Solov'ev A.V. New data on the deformation of Tertiary sediments of western Kamchatka (Tigilsky Region) // Proceedings of higher educational establishments. Geology and exploration. 2010. № 1. P. 13–18 (In Russian with English abstract).

Obzhirov A.I., Telegin Y.A. Methane in oil-and-gas bearing rocks – the main source of the formation of gas hydrates in the Sea of Okhotsk // Gas Geochemistry. 2011. Issue 1. P. 44– (In Russian).

Rodnikov A.G., Sergeeva N.A., Zabarinskaya L.P. The database and model of the deep structure of the sedimentary basins of the Earth // Priroda. 2007. Issue 10. P. 59–66 (In Russian).

Sedimentation and ore genesis in the Deryugin basin (Okhotsk Sea) / A.S. Astakhov, N.V.

Astakhov, V.V. Sattarova et al. Proceedings of V.I. Il’ichev Pacific Oceanological Institute FEB RAS.

Vladivostok: Dal'nauka, 2008. 288 p. (In Russian).

Verzhbitsky V.E., Solov’ev A.V. New data on the Cenozoic deformations of the West Kamchatka peninsula and their implications for the recent tectonics of the Eastern Sea of Okhotsk region // Oceanology. 2009. V. 49 (4). P. 523–539.

РЕЗУЛЬТАТЫ МОРФОМЕТРИЧЕСКОГО АНАЛИЗА РИФТОВЫХ ЗОН ВЕНЕРЫ (АТЛА, БЕТА-ФЕБА) И ЗЕМЛИ (ВОСТОЧНАЯ АФРИКА) Е.Н. Гусева Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва, Россия Введение Рифтовые зоны Венеры (Атла и Бета-Феба) и континентальные рифтовые зоны Земли (Восточная Африка) пространственно приурочены к крупным региональным сводовым поднятиям (Милановский, 1976;

Senske et al., 1992;

Smrekar et al., 1997), которые представляют собой центры вулканизма, вероятно, связанного с мантийными диапирами (Никишин, 1992;

Condie, 2001).

Ранее установлено, что рифтовые долины Венеры (Атла и Бета-Феба) примерно на 30 % шире, чем рифтовые долины Земли (Восточная Африка) (Guseva, 2008).

Морфометрические параметры сводовых поднятий (сводов), пространственно ассоциирующих с рифтами, зависят от: 1) прочности литосферы (ее жесткости на изгиб), 2) диаметра диапира, воздействующего на литосферу, 3) скорости его подъема и 4) скорости эрозии (Withjack, 1979).

Цель работы: сравнить морфометрические параметры изучаемых рифтовых зон (высоты флангов, ширины, глубины и формы рифтовых долин) и сводов, к которым они приурочены, для оценки мощности упругой литосферы Венеры.

Наблюдения и результаты Изучаемые рифты Венеры и Земли имеют меридиональное простирание и сопоставимы по протяженности. Общая протяженность Кенийско-Эфиопского рифта Восточно-Африканской рифтовой зоны составляет ~2200 км, Ньяса-Танганьикского 110 Иркутск, 20–23 августа _ рифта ~2100 км (Chorowicz, 2005). Венерианские рифты области Атла простираются на ~3500 км, а рифты области Бета-Феба – на ~2600 км (Guseva, 2008).

Изучаемые рифты выражены в рельефе асимметричными грабенообразными рифтовыми долинами, осложненными вторичной трещиноватостью флангов.

Рифтовые долины области Атла (СЗ, ЮВ и ЮЗ ветви) чаще имеют сложную форму с левосторонней асимметрией флангов. Средняя высота флангов составляет ~2.4 ± 1.3 км и ~2.2 ± 1.2 км. Глубина рифтовых долин в области Атла ~2.5 ± 1.2 км, а их средняя ширина ~ 243.3 ± 94 км (табл. 1). Высота рифтового свода, с которым пространственно ассоциируют рифты области Атла, составляет по разным оценкам от ~2.5 до 4.2 км (табл. 2). Диаметр свода области Атла варьируется от ~1200 км через 1290 км до 1600 км (табл. 2). Отношение сторон свода (K = высота/диаметр1000) варьируется от 1.6–2.0 (литературные данные) до 3.2 (оценки по топографическим профилям).

Таблица 1. Морфометрические параметры рифтов Венеры (Атла и Бета-Феба) и рифтов Земли (Восточная Африка) Глубина Высота Высота Ширина Форма Асимметрия Планета Рифтовая рифта, фланга фланга рифта, рифтовой рифтовой область макс.

А (км) В (км) макс. (км) долины долины (км) Атла 2.4±1.3 2.2±1.2 2.5±1.2 243.3±94 сложная* левосторонняя Венера Бета-Феба 2.1±1.2 2.1±1.4 2.2±1.4 212.5±75 сложная* левосторонняя лево- и Эфиопская 1.3±0.5 1.4±0.3 2.3±0.4 127.6±43.5 V-образная правосторонняя Кенийская 1.3±0.7 0.9±0.4 3.1±0.5 92.3±33.8 V-образная левосторонняя Ньяса Земля Танганьик- 1.1±0.4 0.9±0.5 3.9±0.4 99.3±33.4 V-образная левосторонняя ская *Примечание. Сечение рифтовой долины сложное, характеризуется горстовыми поднятиями на дне и многочисленными уступами на флангах.

_ Рифтовые долины области Бета-Фебы (С, ЮЗ, Ю ветви) также имеют сложную форму с левосторонней асимметрией флангов. Средняя высота рифтовых флангов составляет ~2.1 ± 1.2 км и ~2.1 ± 1.4 км. Глубина изучаемых рифтовых долин области ~2.2 ± 1.4 км, средняя ширина долин ~212.5 ± 75 км (см. табл. 1). Высота рифтового свода, с которым пространственно ассоциируют рифты области Бета-Фебы, составляет по разным оценкам от ~2.1 до 5 км (табл. 2). Диаметр свода области Бета-Фебы варьируется от ~2000 км через 2253 км до 2500 км (табл. 2). Отношение сторон свода варьируется от 0.8–2 (литературные данные) до 2.2 (оценки по топографическим профилям).

Эфиопская рифтовая долина чаще имеет V-образную форму с лево- и правосторонней асимметрией флангов. Средняя высота флангов составляет ~1.3 ± 0. км и ~1.4 ± 0.3 км. Глубина рифтовой долины ~2.3 ± 0.4 км (с учетом мощности осадков ~ от 0.5 до 1 км, Chorowicz, 2005), ее средняя ширина ~127.6 ± 43.5 км (см.

табл. 1). Высота Эфиопского свода, с которым пространственно ассоциирует рифт, составляет по разным оценкам от ~1.8 км через 2.7 км до 3.5 км (табл. 2). Диаметр этого свода варьируется от ~690 до 1000 км (табл. 2). Отношение сторон Эфиопского свода Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ варьируется от 1.8–2.5 (литературные данные) до 2.7 (оценки по топографическим профилям).

Кенийская рифтовая долина чаще имеет V-образную форму с левосторонней асимметрией флангов, реже сложную и корытообразную формы. Средняя высота флангов составляет ~1.3 ± 0.7 км и ~0.9 ± 0.4 км. Глубина Кенийской рифтовой долины ~3.1 ± 0.5 км (с учетом мощности осадков ~ 3 км (Chorowicz, 2005)), ее средняя ширина ~92.3 ± 33.8 км (см. табл. 1). Высота Кенийского свода, с которым пространственно ассоциирует рифт, составляет по разным оценкам от ~1.5 до 3.7 км (табл. 2). Диаметр этого свода варьируется от ~416 до 1000 км (табл. 2). Отношение сторон Кенийского свода варьируется от 1.5–3.7 (литературные данные) до 4.3 (оценки по топографическим профилям).

Ньяса-Танганьикская рифтовая долина чаще имеет V-образную форму с левосторонней асимметрией флангов и реже сложную форму. Средняя высота флангов составляет ~1.1 ± 0.4 км и ~0.9 ± 0.5 км. Глубина рифтовой долины ~3.9 ± 0.4 км (с учетом мощности осадков ~ 3 км (Белоусов и др., 1974)), ее средняя ширина ~99.3 ± 33.4 км (см. табл. 1). Высота свода Киву, с которым пространственно ассоциирует рифт, составляет ~1.8 км (оценки по топографическим профилям). Диаметр этого свода составляет ~96 км (табл. 2). Отношение сторон свода Киву ~18.8 (оценки по топографическим профилям).

Таблица 2. Морфометрические параметры сводов, с которыми пространственно ассоциируют рифты Венеры (Атла и Бета-Феба) и рифты Земли (Восточная Африка):

сравнение коэффициентов воздымания сводов и мощностей литосфер Диаметр Диаметр Высота Высота свода свода свода Мощность свода K* K* Свод (км) публ. средн. средн литосферы (км) публ. проф.

(км) (км) (км) публ.

мин. макс.

проф. проф.

Атла 12001 16001 1290 2.51 4.2 1.6–2.0 3.2 ?

2.0–2. Бета-Феба 20002,3 2500 1-3 2253 5 0.8–1 2.2 2. 2.5– Эфиопский 1.8–3.54 2.5– 10004 690 1.9 2. 26 1.8–3. 100– 3. 3. Кенийский 34 1. 10005 416 3 4. 1. 1. Киву 34 1.8 18. ? 96 ? * Примечание: К – коэффициент воздымания свода определяется отношением сторон свода (K = высота/диаметр1000).

1 Stofan et al., 1995;

2 Basilevsky, Head, 2007;

3 Campbell et al., 1984;

4 Chorowicz, 2005;

Saemundsson, 2008;

6 Белоусов и др., 1974;

7 Vezolainen et al., 2004;

8 Лобковский и др., 2004.

_ Заключение Изучаемые рифтовые зоны Венеры и Земли сопоставимы по протяженности и по форме рифтовой долины. Высота флангов и ширина рифтовых долин Венеры (Атла и Бета-Феба) приблизительно в два раза больше, чем аналогичные величины для рифтов 112 Иркутск, 20–23 августа _ Земли (Восточная Африка) (см. табл. 1). Изучаемые рифтовые долины приблизительно сопоставимы по глубине, за исключением Ньяса-Танганьикского рифта Земли, который примерно в два раза глубже по сравнению с изучаемыми венерианскими рифтами.

Венерианские своды областей Атлы и Бета-Фебы характеризуются бльшими диаметрами и бльшими высотами по сравнению с земными сводами – Эфиопским и Кенийским. Соотношения сторон свода (коэффициент воздымания) области Атлы и Кенийского свода выше, чем аналогичные соотношения для свода области Бета-Фебы и Эфиопского свода.

Свод области Атла и Кенийский свод характеризуются меньшими диаметрами и меньшими высотами по сравнению с изучаемыми сводами в планетной выборке.

Свод области Бета-Фебы и Эфиопский свод характеризуются большими диаметрами, большими высотами и более низким соотношением сторон сводов. Таким образом, коэффициенты воздымания для свода области Бета-Фебы и Эфиопского свода приблизительно сопоставимы, но диаметр свода Бета-Фебы вдвое больше, чем таковой для Эфиопского свода.

Различия морфометрии рифтовых зон и сводовых поднятий, с которыми они пространственно ассоциируют, можно объяснить следующими факторами: (1) различиями в мощности и реологических свойствах литосферы в изучаемых областях Венеры и Земли: литосфера Венеры в области Бета-Фебы предположительно более мощная (~300 км, модельные оценки – Vezolainen et al., 2004) по сравнению с земной в Восточной Африке (~100 км, Лобковский и др., 2004), (2) различиями в размере диапира, воздействующего на литосферу в изучаемых областях (диапир большего размера в области Бета-Фебы).

Эти предварительные выводы требуют дальнейшего более детального изучения и учета других факторов (литосферной жесткости, скорости подъема диапира и др.), влияющих на параметры сводообразования и последующего рифтогенеза.

Список литературы Белоусов В.В., Герасимовский В.И., Горячев А.В. и др. Восточно-Африканская рифтовая система. М.: Наука, 1974. Т. 1: Основные черты строения. Стратиграфия. 264 с.

Лобковский Л.И., Никишин А.М., Хаин В.Е. Современные проблемы геотектоники и геодинамики. М.: Научный мир, 2004. С. 107–175.

Милановский Е.Е. Рифтовые зоны континентов. М.: Недра, 1976. 279 с.

Никишин A.M. Рифтогенез в геологической истории Земли и планет земной группы:

Автореф. дис.… д.г.-м.н. 1992. 32 с.

Basilevsky A.T., Head J.W. Beta region, Venus: Evidence for uplift, rifting, and volcanism due to a mantle plume // Icarus. 2007. V. 192. P. 167–186.

Campbell D.B., Head J.W., Harmon J.K., Hine A.A. Venus: volcanism and rift formation in Beta Regio // Science. 1984. V. 226. P. 167–169.

Chorowicz J. The East African rift system // Journal of African Earth Sciences. 2005. V. 43.

P. 379–410.

Condie K.C. Mantle plumes and their record in Earth history. Cambridge: Cambridge University Press, 2001. 306 p.

Guseva E.N. Comparative analysis of topography of the Venusian rifts and terrestrial continental rifts in Africa // 39th Lunar and Planetary Science Conference. 2008. Abstract 1063.

Saemundsson K. East African rift system – an overview // Short Course III on Exploration for Geothermal Resources, organized by UNU-GTP and KenGen, at Lake Naivasha, Kenya, 2008.

Senske D.A., Schaber G.G., Stofan E.R. Regional topographic rises on Venus: Geology of western Eistla Regio and comparison to Atla Regio and Beta Regio // Journal of Geophysical Research: Planets. 1992. V. 97. P. 13395–13420.

Smrekar S.E., Stofan E.R., Kiefer W.S. Large volcanic rises on Venus, in Venus II / Eds. S.W.

Bougher, D.M. Hunten, Phillips R.J. Tucson: Univ. of Arizona Press, 1997. P. 845–878.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Stofan E.R., Smrekar S.E., Bindschadler D.L., Senske D.A. Large topographic rises on Venus:

Implications for mantle upwelling // Journal of Geophysical Research: Planets. 1995. V. 100 (E11).

P. 23317–23327.

Vezolainen A.V., Solomatov V.S., Basilevsky A.T., Head J.W. Uplift of Beta Regio: Three dimensional model // Journal of Geophysical Research: Planets. 2004. V. 109 (E8) doi:10.1029/2004JE002259.

Withjack M. A convective heat transfer model for lithospheric thinning and crustal uplift // Journal of Geophysical Research. 1979. V. 84 (B6). P. 3008–3022.

RESULTS OF THE MORPHOMETRIC ANALYSIS OF RIFT ZONES OF VENUS (ATLA, BETA-FEBA) AND EARTH (EAST AFRICA) E.N. Guseva Vernadsky Institute of Geochemistry and Analytical Chemistry, RAS, Moscow, Russia RIFTING AND OLD CRUST – THE BAIKAL VERSUS EAST AFRICAN (WESTERN BRANCH) RIFT SYSTEMS D. Delvaux Royal Museum for Central Africa, Tervuren, Belgium, damien.delvaux@africamuseum.be The Baikal rift zone in Central Asia and the Western rift branch in Central Africa share a common characteristic in the sense they both rift apart an old and rigid continental crust. They have both limited magmatism and are structured into large and deep rift basins bounded by major border faults which accumulate most of the deformation (Delvaux, 1997).

This is in contrast with the situation in the Eastern branch of the East African Rift System where currently magma-assisted extension is becoming dominant (Calais et al., 2008).

The BRZ develops along the margin of the Siberian craton, along its suture with the Central Asian Fold Belt, reactivating pre-existing shear zones. Studies of the present and past tectonic stress field from geological fault-lip data (Delvaux et al., 1995, 1997;

San’kov et al., 1997) and earthquake focal mechanisms (Petit et al., 1996) as well as the GPS geodetic strain field show that the opening of the Baikal Rift Zone participates to the Asian intraplate deformation, in continuity with the deforming Altai and Tian-Shan belts (Delvaux et al., 2013). The Central Asian stress field is governed by a complex interaction of crustal heterogeneities, plate boundary forces and forces generated by lateral density variations in the plate interior.

The Western and the Eastern branches of the East African rift system surround the Tanzanian craton and isolate the Victoria microplate between the divergent Nubian and Somalian plates in a general E-W extension of direction. At the end of the assembly of Gondwana, the Tanzanian craton was one of the Archean core which composed the great Congo craton. Rifting apart the Tanzanian craton from the rest of the great Congo craton was initiated as early as in the Permian, along the shear zones of the NW-trending Ubende belt (Rukwa-South Tanganyika segments). During the Miocene, rifting propagated northwards (North-Tanganyika, Kivu and Albertine segments), causing the complete isolation of the Tanzanian craton from the rest of the Congo craton. The current tectonic stress field is relatively well known thanks to the inversion of earthquake focal mechanisms (Delvaux, Barth, 2010), but the past stress field from geological fault data is still incompletely known (Delvaux, 2001;

Delvaux et al., 2012). The geodetic strain field for the opening of both branches of the East African rift system (Fernandes et al., 2013) is only indirectly constrained 114 Иркутск, 20–23 августа _ due rather small deformation rate of the African continent (a few mm/yr) combined to the lack of sufficiently long GPS times series (more than 3-5 years).

In this presentation, we will give an overview of the recent advance in the knowledge of the tectonic evolution of the Western rift branch in Central Africa and compare it with the tectonic evolution of the Baikal Rift Zone in Central Asia in order to improve our understanding of the geodynamic processes of continental rifting.

References Calais E., d’Oreye N., Albaric J., Deschamps A., Delvaux D., Dverchre J., Ebinger C., Wambura R.F., Kervyn F., Macheyeki A.S., Oyen A., Saria E., Smets B., Stamps D.S, Wauthier C.

Aseismic strain accommodation by dyking in a youthful continental rift, East Africa // Nature. 2008.

V. 456, 7223. P. 783–787.

Delvaux D. Geodynamics of Baikal rifting: New developments and perspectives // Lithospheric structure, evolution and sedimentation in continental rifts / Eds. A.W.B. Jacob, D.

Delvaux, M.A. Khan. Communications of the Dublin Institute for Advanced Studies, Series D.

Geophysical Bulletin. 1997. V. 48. P. 86–97.

Delvaux D. Tectonic and paleostress evolution of the Tanganyika-Rukwa-Malawi rift segment, East African rift system // Wrench Basins and Passive Margins Mm. Mus. Natn. Hist. nat, Paris. 2001. V. 186. P. 545–567.

Delvaux D., Barth A. African stress pattern from formal inversion of focal mechanism data.

Implications for rifting dynamics // Tectonophysics. 2010. V. 482. P. 105–128.

Delvaux D., Cloetingh S., Beekman F., Sokoutis D., Burov E., Buslov M.M, Abdrakhmatov E.E. Basin evolution in a folding lithosphere: Altai-Sayan and Tien Shan belts // Tectonophysics.

2013. doi: 10.1016/j.tecto.2013.01.010.

Delvaux D., Kervyn F., Macheyeki A.S., Temu E.B. Geodynamic significance of the TRM segment in the East African rift (W-Tanzania): active tectonics and paleostress in the Ufipa plateau and Rukwa basin // Journal of Structural Geology. 2012. V. 37. P. 161–180.

Delvaux D., Moeys R., Stapel G., Melnikov A., Ermikov V. Paleostress reconstruction and geodynamics of the Baikal region, Central Asia. Part I. Pre-rift evolution: Paleozoic and Mesozoic // Tectonophysics. 1995. V. 252. P. 61–101.

Delvaux D., Moeys R., Stapel G., Petit C., Levi K., Miroshnichenko A., Ruzhich V., Sankov V.. Paleostress reconstructions and geodynamics of the Baikal region, Central Asia. Part II: Cenozoic rifting // Tectonophysics. 1997. V. 282. P. 1–38.

Fernandes R.M.S., Miranda J.M., Delvaux D., Saria E., Stamps D.S. Re-evaluation of the kinematics of Victoria Plate using continuous GNSS data // Geophysical Journal International. 2013.

V. 193 (1–10). doi: 10.1093/gji/ggs071.

Petit C., Deverchre J., Houdry-Lmont F., Sankov V.A., Melnikova V.I., Delvaux D.

Present-day stress field changes along the Baikal rift and tectonic implications // Tectonics. 1996. V.

15(6). P. 1171–1191.

San'kov V.A., Miroshnichenko A.I., Levi K.G., Lukhnev A., Melnikov A.I., Delvaux D.

Cenozoic tectonic stress field evolution in the Baikal rift zone // Bull. Centres Rech. Explor.-Prod. Elf Aquitaine. 1997. V. 21(2). P. 435–455.

РИФТОГЕНЕЗ И ДРЕВНЯЯ КОРА – РИФТОВЫЕ СИСТЕМЫ БАЙКАЛЬСКАЯ И ВОСТОЧНО-АФРИКАНСКАЯ (ЗАПАДНАЯ ВЕТВЬ) Д. Дельво Королевский музей Центральной Африки, Тервюрен, Бельгия, damien.delvaux@africamuseum.be Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ ПОЗДНЕМЕЛОВОЙ ВУЛКАНИЗМ В ОБРАМЛЕНИИ ВОСТОЧНОГО ЗВЕНА МОНГОЛО-ОХОТСКОГО ОРОГЕННОГО ПОЯСА КАК ПОКАЗАТЕЛЬ КОНТИНЕНТАЛЬНОГО РИФТОГЕНЕЗА И.М. Дербеко Институт геологии и природопользования ДВО РАН, Благовещенск, Россия, derbeko@mail.ru Восточное звено Монголо-Охотского орогенного пояса является одной из обрамляющих структур Амурской плиты (Малышев и др., 2007). Вдоль его южной границы развиты позднемеловые–кайнозойские впадины: Уруша-Ольдойская и Урканская (рис. 1), образующие почти субширотную линейную зону. На тектонической карте области сочленения Центрально-Азиатского и Тихоокеанского поясов восточная часть описываемой зоны выделена как Урканская мезозойско-кайнозойская внутриплитная (литосферная) рифтогенная структура (Карсаков и др., 2003). Согласно схеме (Тектоника…, 2004) территория отнесена к Уруша-Ольдойской рифтогенной структуре Байкало-Станового рифтогенного пояса.

Рис. 1. Схема геологического строения юго-западной части Верхнего Приамурья (по данным автора, с использованием материалов ФГУ ТФИ по Амурской области).

Докембрийские–мезозойские образования: 1 – Северо-Азиатский кратон;

2 – Амурская плита. Палеозойские образования Монголо-Охотского пояса: 3 – габбро, пироксениты, перидотиты;

4 – зоны серпентинизации и серпентинитового меланжа;

5 – метаосадочные и метавулканические породы. Мезозойские комплексы: 6 – среднеюрские;

7–8 – позднеюрские–раннемеловые: 7 – северное обрамление пояса, 8 – южное обрамление пояса;

9 – моховской вулканический комплекс, поздний мел;

10 – рыхлые кайнозойские отложения (УО – Уруша-Ольдойской, У – Урканской впадин);

11 – гранитоиды раннего мела. Тектонические границы: 12 – Монголо-Охотского пояса, 13 – прочие;

14 – участок детальных работ в верховье р. Крестовка и руч. Мохового. На врезке: 15 – район исследования.

_ Уруша-Ольдойская и Урканская впадины выполнены рыхлыми позднемезозойскими–кайнозойскими отложениями, где в эрозионных окнах выходит на поверхность серия разрозненных обнажений терригенного, вулканогенного и смешанного составов. Вулканогенные породы образуют моховскую трахиандезитовую толщу мощностью до 250 м: трахиандезиты, абсарокиты, их туфы, туфоконгломераты, туфопесчаники, туфогравелиты, туфоалевролиты, песчаники и конгломераты. Эти породы залегают несогласно с размывом на позднеюрском – раннемеловом флише.

116 Иркутск, 20–23 августа _ Основание толщи – грубообломочная составляющая – изменяется по латерали.

Отмечается постепенное фациальное замещение конгломератов (иногда с прослоями грубозернистых песчаников) туфогенными конгломератами и песчаниками.

Содержание пирокластического материала в песчаниках и конгломератах закономерно увеличивается от периферии к жерловой части вулканических структур. На туфоконгломератах залегают туфы, переслаивающиеся с маломощными (10–25 м) потоками трахиандезитов и абсарокитов, которые слагают также тела субвулканическиой и жерловой фаций. Эти тела (некки, в диаметре не более 500 м) имеют вертикальный контакт с вмещающими породами и хорошо фиксируются данными наземной магнитной съемки. Образования жерловой фации представлены кластолавами и ксенокластолавами трахиандезитов. Обломки лав размером до 7 м в диаметре тяготеют к центральной части жерла, в пределах которого развиты маломощные (0.2–1.5 м) сложноветвящиеся дайки абсарокитов, реже – трахиандезитов.

Дайки более похожи на жильные образования. Жилообразные дайки встречаются и в подстилающих осадках поздней юры – раннего мела и за пределами вулканического поля. Палиноспектры флористических остатков из туфопесчаников Уруша-Ольдойской впадины и туфоконгломератов Урканской впадины показали, что данные таксоны характерны для многих коньякских палинофлор востока России (Маркевич, 1995).

Трахиандезиты и абсарокиты по содержанию SiO2 и суммe щелочей соответствуют трахиандезитам – гавайитам (трахибазальтам) (рис. 2, а), принадлежат щелочной – известково-щелочной сериям (рис. 2, б), по соотношению SiO2 и K2O (рис.

2, в) это высококалиевые породы известково-щелочной (трахиандезиты) – шошонитовой (абсарокиты) серий. Им свойственны низкие – умеренные содержания MgO, TiO2, при Al2O3=15.24–17.45 мас %. Трахиандезиты характеризуются как калиево-натриевые породы (Na2O/K2O = 1.09–2.05), а абсарокиты (Na2O/K2O = 0.45) – как калиевые.

Рис. 2. Петрохимические особенности пород на диаграммах: а – K2O + Na2O – SiO (Cox et al., 1979);

б – SiO2 – AR (O-K2O-Na2O) (Wright, 1969);

в – K2O – SiO2 (Le Bas et al., 1986).

1 – вулканиты моховского комплекса.

_ Графики концентраций редких элементов, нормированные к составу хондрита, показали, что все вулканиты характеризуются дифференцированным спектром REE (рис. 3, а) при (La/Yb)n = 13.95–20.67.

Европиевая аномалия практически отсутствует или выявляет слабую положительную аномалию – (Eu/Eu*)n=0.79–1.03, графики всех вулканитов параллельны друг другу и близки спектру базальтов океанических островов (OIB). На графике (рис. 3, б) выявляются отличия абсарокитов от трахиандезитов. Для трахиандезитов установлены пониженные содержания (мкг/г) Nb 4.7–12.2, Ta 0.36– Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ 0.90, Zr 62–274, Hf 2.1–6.4, Y 9.95–21.1 и Yb 0.87–1.76, тогда как в абсарокитах они более высоки – 22.0, 1.68, 330, 10.4, 22.4 и 2.04 мкг/г соответственно. Для всех разновидностей пород комплекса характерно относительно умеренное обогащение (мкг/г) такими некогерентными элементами, как Ba 670–1540, Sr 440–950, K 14600– 28400, Th 6.4–21.4, Rb 60–240.

Рис. 3. Распределение редких элементов, нормированных к хондриту (а) и примитивной мантии (б). В пересчетах использованы данные (McDonough., Sun, 1995). 1 – OIB;

2 – вулканиты моховского комплекса.

_ На диаграмме различных орогенных серий (рис. 4), точки вулканитов моховского комплекса располагаются в пределах трендов, характеризующих образования шошонитовых ассоциаций возвышенностей Новой Гвинеи и о. Фиджи.

Рис. 4. Соотношение K2O – SiO2 для различных орогенных серий по (Hughes, 1982).

1 – шошонитовая ассоциация (Ф3 – о. Фиджи, НГ – Новая Гвинея);

2 – типичные субаэральные андезитовые серии;

3 – типичные островодужные толеитовые серии;

4 – вулканиты моховского комплекса.

_ В конце раннего мела (119–97 млн лет) исследуемая часть территории была охвачена коллизионными процессами, вызванными сближением Северо-Азиатского и 118 Иркутск, 20–23 августа _ Сино-Корейского кратонов и, соответственно, закрытием восточного фланга Монголо Охотского бассейна (Derbeko, 2012). Этот процесс сопровождался формированием пород бимодальных серий, которые имеют линейное распространение вдоль южной и северной границы восточного звена Монголо-Охотского пояса. Показано (Derbeko, 2012), что образование пород бимодальной серии происходило в условиях коллизии при возможном влиянии плюмового источника. В пределах Уруша-Ольдойской и Урканской впадин также проявился данный бимодальный вулканизм. Следующим этапом развития приразломной системы можно считать момент, когда мощность вулканогенно-терригенной составляющей увеличилась настолько, что это способствовало максимальному утонению земной коры и возникновению зоны растяжения. Первоначально здесь формировались позднемеловые конгломераты и туфоконгломераты моховского комплекса. Туфоконгломераты тяготеют к центральной части структуры, а конгломераты осаждались вдоль бортов рифтогенных впадин.

Накопление конгломератовой составляющей прерывалось становлением вулканических построек, о чем свидетельствует появление вулканитов, вещественные характеристики которых в значительной мере сопоставимы с таковыми в породах рифтогенных впадин:

обогащение высокозарядными элементами (Nb, Zr, Hf, Ta, Y, Ti, ЛРЗЭ), положительная европиевая аномалия. Наличие вулканитов с подобными характеристиками рассматривается как геохимическое свидетельство начала рифтогенеза (Gill, 1981). По содержанию редких элементов устанавливается близость между породами шошонит латитовых серий рифтогенных впадин Забайкалья и породами моховского комплекса (Дербеко, 2003). Образование первых, по представлению (Антипин, 1992;

Метелкин и др., 2004), происходило в условиях растяжения при формировании рифтогенных впадин, а субщелочной магматизм интенсивно проявляется при смене условий сжатия условиями растяжения (Антипин, 1992). Таким образом, можно предположить, что внедрение позднемезозойских вулканитов субщелочного моховского комплекса в южном обрамлении восточного звена Монголо-Охотского пояса определяет начало заложения континентального рифта.

По данным (Имаев и др., 1994), вдоль границы Янканского (Монголо-Охотский пояс) и Аргунского (Амурская плита) террейнов в настоящее время существует область растяжения юго-восточного направления. Можно предположить, что тектонические процессы, зафиксированные в современных временных координатах, возникли гораздо раньше – в позднем мелу – и отразились в деструкционных процессах северной окраины Амурской плиты. Но это требует дальнейшего исследования.

Список литературы Антипин ВС. Геохимическая эволюция известково-щелочного и субщелочного магматизма. Новосибирск: Наука, 1992. 222 с.

Дербеко И.М. Геодинамическая обстановка мезозойского осадконакопления вдоль южной и северной границы Янканского террейна Амуро-Охотской складчатой системы (Амурская область, Россия) // Вулканизм и геодинамика: Материалы докладов II Всеросс. симп.

по вулканологии и палеовулканологии. Екатеринбург, 2003. С. 777–781.

Имаев В.С., Имаева Л.П., Козьмин Б.М., Фуджита К. Активные разломы и современная геодинамика сейсмических поясов Якутии // Геотектоника. 1994. № 6. С. 59–71.

Карсаков Л.П., Чжао Чуньцин, Малышев Ю.Ф. Тектоническая карта области сочленения Центрально-Азиатского и Тихоокеанского поясов // Тектоника, глубинное строение и геодинамика востока Азии. Хабаровск, 2003. С. 7–16.

Малышев Ю.Ф., Подгорный В.Я., Шевченко Б.Ф., Романовский Н.П., Каплун В.Б., Горнов П.Ю. Глубинное строение структур ограничения Амурской литосферной плиты // Тихоокеанская геология. 2007. Т. 26, № 2. С. 3–17.

Маркевич В.С. Меловая палинофлора севера Восточной Азии. Владивосток: Дальнаука, 1995. 200 с.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Метелкин Д.В., Гордиенко И.В., Х. Жао. Палеомагнетизм нижнемеловых вулканитов Забайкалья: свидетельство в пользу мезозойских сдвиговых перемещений в структуре Центральной Азии // Геология и геофизика. 2004. Т. 45, № 12. С. 1404–1417.

Тектоника, глубинное строение и минерагения Приамурья и сопредельных территорий.

С.-Пб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2004. 189 с.

Cox K.G., Bell J.D., Pankhurst R.J. The interpretation of Igneous Rocks. George Allen and Lоndon: Unwin, 1979. 450 p.

Derbeko I.M. Bimodal volcano-plutonic complexes in the frames of Eastern member of Mongol-Okhotsk orogenic belt, as a proof of the time of final closure of Mongol-Okhotsk basin // Updates in volcanology – a comprehensive approach to volcanological problems. Rijeka, Croatia:

InTech, 2012. P. 99–124.

Gill J.B. Orogenic andesites and plate tectonic. New York: Springer-Verlag, 1981. 390 p.

Hughes C.J. Igneous petrology. Amsterdam–Oxford–New York: Elsevier Scientific, 1982.

320 с.

Le Bas M., Le Maitre R.W., Streckeisen A., Zanettin B. A chemical classification of volcanic rocks based on the total-silica diagram // Journal of Petrology. 1986. V. 27. P. 745–750.

McDonough W.F., Sun S-S. The composition of the Earth // Chemical Geology. 1995. V. (3–4). P. 223–253.

Wright J.B. A simple alkalinity ratio and its application to questions of non-orogenic granite genesis // Geological Magazine. 1969. V. 106. (4). P. 370–384.

LATE CRETACEOUS VOLCANISM IN THE FRAMES OF THE EASTERN PART OF THE MONGOL-OKHOTSK OROGENIC BELT AS A MARK OF CONTINENTAL RIFTING I.M. Derbeko Institute of Geology and Nature Management, FEB RAS, Blagoveshchensk, Russia, derbeko@mail.ru ОСОБЕННОСТИ ЗАТУХАНИЯ СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН В ЗОНАХ КОНТИНЕНТАЛЬНОГО РИФТОГЕНЕЗА А.А. Добрынина 1, В.В. Чечельницкий 2, В.А. Саньков Институт земной коры СО РАН, Иркутск, Россия, dobrynina@crust.irk.ru Байкальский филиал Геофизической службы СО РАН, Иркутск, Россия В работе представлены результаты исследования затухания сейсмических волн в литосфере и верхней мантии трех континентальных рифтовых систем: Байкальской рифтовой системы (БРС), Кенийского рифта (КР) и северной части Провинции Бассейнов и Хребтов (ПБХ). Затуханием сейсмических волн называют уменьшение амплитуды (или энергии) волны при прохождении ее в геологической среде вследствие геометрического расхождения, рассеяния на неоднородностях, потерь на тепло и др.

(Aki, Chouet, 1975). Для описания затухания обычно используется безразмерный параметр Q – добротность, который определяется как отношение энергии волны к энергии, потерянной за один цикл колебания. К настоящему времени разработан ряд методов оценки затухания сейсмических волн, при этом сейсмическая добротность может быть оценена как по прямым волнам (P- и S-волны), так и по коде.

В представленной работе выполнялся расчет затухания сейсмических волн в литосфере для разных типов волн – для прямых продольных (P) и поперечных (S) и для коды. Расчет эффективной добротности для кода-волн (QC) выполнялся с использованием модели однократного рассеяния (Aki, Chouet, 1975). Эта модель 120 Иркутск, 20–23 августа _ рассматривает кода-волны как суперпозицию объемных волн, отраженных от случайно распределенных в среде неоднородностей. Уменьшение амплитуды коды со временем происходит вследствие затухания энергии и геометрического расхождения и не зависит от характеристик очага землетрясения, эффектов пути и усиления на сейсмостанции, что дает возможность оценить эффективную сейсмическую добротность (Aki, 1969).

Расчет значений добротности для прямых волн QP и QS выполнялся методом максимальных амплитуд. Для анализа использовались записи только прямых P- и S волн. Отрезок выбирался от момента вступления волны на сейсмограмме, длина участка – не более 10 секунд (рис. 1). Записи фильтровались пропускающим фильтром Поттера в частотных диапазонах: 0.5–1.0, 1.0–2.0, 2.0–4.0 и 4.0–8.0 Гц. На фильтрованной записи измерялись максимальные амплитуды смещений в продольной и поперечной волнах (APmax и ASmax) и соответствующие им частоты (fmax), амплитуды смещений для разных землетрясений приводились к одной магнитуде и исправлялись на геометрическое расхождение. Геометрическое расхождение задавалось трехсегментной функцией, в которой для расстояний RijR01 вводится поправка на геометрическое расхождение для прямых волн, R01RijR02 – для волн, отраженных от Мохо и RijR02 – после многократных отражений и преломлений (Burger et al., 1987).

Значения R01 и R02, как правило, берутся равными 1.5 и 2.5 от глубины Мохо, коэффициенты b: b1=1, b2=0 и b3=0.5. Также была сделана попытка оценить затухание вследствие рассеяния на неоднородностях среды (Qsc) и вследствие потерь внутренней энергии (Qi), для чего была рассчитана величина общего затухания QТ. Для оценки величин добротности Qsc и Qi использовался метод Веннерберга (Wennerberg, 1993), который рассматривает возможность реинтерпретации полученного значения QC в терминах многократного рассеяния (Zeng, 1991). В основе метода (Wennerberg, 1993) лежит предположение о том, что добротность, определенная по прямым поперечным волнам в объеме среды, эквивалентном объему формирования коды, описывает общее затухание QT. Значение добротности QT рассчитывается по аналогии с QS, но при этом эпицентральные расстояния не должны превышать 75 км (Wennerberg, 1993).

Рис. 1. Пример типичной сейсмограммы землетрясения исследуемого региона (землетрясение 26 августа 1988 г., время в очаге t0=21-53-23.1, магнитуда Mb=3.2).

Сейсмограмма записана на станции SHP, эпицентральное расстояние =156 км, компонента N-S. Запись отфильтрована пропускающим фильтром с полосой 1–5 Гц.

Стрелкой показано время в очаге, пунктирными линиями – вступления P- и S-волн соответственно. Серыми отрезками выделены части сейсмограммы (длина 5 с), содержащие прямые продольные (P) и поперечные (S) волны, использованные для расчета величин QP и QS, скобкой показана кода (время начала коды равно удвоенному времени пробега S-волны).

_ Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Для расчета Q в КР использовались данные сейсмологического эксперимента SEISMO-TANZ’07 (Северная Танзания) – 50 афтершоков Гелайской сейсмической последовательности с магнитудами Mc=2.9–4.7. Для БРС использованы данные постоянной сети сейсмических станций Байкальского филиала Геофизической службы СО РАН (274 землетрясений с магнитудой ML=3.1–5.4). Для ПБХ использованы записи 66 взрывов и региональных землетрясений с магнитудами Mb=1.1–5.0, полученные в ходе сейсмического эксперимента BRE 1988-89.

В результате проведенных расчетов для всех трех рассматриваемых рифтовых систем методом преобладающих периодов оценены значения эффективной сейсмической добротности для прямых объемных волн – QS и QP. Полученные величины Q показывают сильную зависимость от частоты в диапазоне от 0.1 до 16 Гц.

Для ПБХ эмпирические зависимости добротности от частоты Q(f) имеют вид: для продольных волн – QP(f)=69f0.78 и для поперечных волн QS(f)=53f1.08;

для КР – QP(f)=96f0.89 и QS(f)=89f1;

для БРС – QS(f)=98f0.94.

Эффективная сейсмическая добротность по коде рассчитывалась в частотном диапазоне от 0.1 до 16 Гц, длина окна обработки коды W бралась в диапазоне от 20 до 80 с, шаг 10 с. Согласно (Pulli, 1984), средние глубины формирования коды при таких значениях W для БРС составляют 87–183 км, для КР – 110–165 км, для ПБХ – 76– км, для W=20 и 80 с, соответственно. Окончательный расчет QC для БРС базируется на 15500, для КР – на 5655 и для ПБХ – на 2699 индивидуальных измерениях. При сопоставлении значений QC наблюдается увеличение добротности с увеличением временного окна (т.е., с глубиной). Помимо оценки добротности на разных частотах, для каждого региона были рассчитаны эмпирические зависимости добротности от частоты и получены значения коэффициентов затухания. Региональные зависимости добротности от частоты QC(f): 103f0.89 для БРС, 84f1.05 для Кенийского рифта и 86f0. для ПБХ. Частотный параметр n меняется от 1.12 до 0.93 (КР), от 0.92 до 0.81 (БРС) и от 0.83 до 0.6 (ПБХ), а коэффициент затухания варьируется в пределах 0.012–0. км-1 (КР), 0.009–0.003 км-1 (БРС) и 0.010–0.003 км-1 (ПБХ) в зависимости от глубины (рис. 2, А, Б). Полученные в настоящей работе значения QC и n характерны для районов с высокой тектонической активностью (Mak et al., 2004). Сравнительный анализ изменений коэффициента затухания и частотного параметра n с глубиной для рассматриваемых регионов показал, что:

(1) значения и n для всех исследуемых регионов уменьшаются с увеличением длины окна обработки коды, а следовательно, с глубиной (рис. 2);

(2) изменение коэффициента затухания с глубиной для БРС и ПБХ происходит практически одинаково (рис. 2, А);

Рис. 2. Зависимость коэффициента затухания (А) и частотного параметра (Б) от глубины для КР, БРС и ПБХ.

_ 122 Иркутск, 20–23 августа _ Рис. 3. Зависимость добротности Q-1 от частоты для БРС (слева), ПБХ (в центре) и КР (справа). Здесь QT – общее затухание, QC – затухание по кода-волнам, Qsc – затухание вследствие рассеяния на неоднородностях среды и Qi – внутреннее затухание.

_ (3) на одинаковых глубинах значения и n для Байкальской рифтовой системы и ПБХ ниже, чем для КР (рис. 2).

Также методом Веннерберга (1993) была сделана попытка разделить общее затухание на две компоненты – внутреннее затухание Qi и затухание вследствие рассеяния на неоднородностях Qsc. Полученные значения Qi и Qsc также показывают сильную зависимость от частоты: частотный параметр меняется от 1 до 1.3 для внутреннего затухания и от 0.6 до 1 – для затухания на неоднородностях среды для рассматриваемых рифтов. Сопоставление величин Qi и Qsc для каждой рифтовой системы отдельно показало, что внутреннее затухание доминирует над затуханием на неоднородностях во всем рассматриваемом частотном диапазоне (рис. 3). При этом для Кенийского рифта отмечается значительное уменьшение вклада компоненты Qsc в общее затухание, говорящее о доминирующем влиянии внутреннего поглощения на затухание сейсмических волн в литосфере и верхней мантии данного региона по сравнению с другими рассматриваемыми рифтами (рис. 3).

Вулканизм является одним из основных поставщиков флюидов в земной коре.

Одним из главных отличий исследуемых рифтов являются процессы современного вулканизма, активно протекающие в КР и не проявленные в БРС и северной части ПБХ. Вместе с тем высокими поглощающими свойствами обладают также очаговые зоны сильных землетрясений (Копничев, Соколова, 2003). Тенденция к увеличению затухания по мере роста сейсмической активности отмечается для БРС (Добрынина и др., 2011;

Dobrynina, 2011). Таким образом, наиболее вероятной причиной увеличения значений и n в литосфере Кенийского рифта и уменьшения вклада рассеяния на неоднородностях в общее затухание относительно Байкальской рифтовой системы и Провинции Бассейнов и Хребтов являются процессы современного вулканизма, протекающие в Кенийском рифте.

Исследование выполнено при финансовой поддержке РФФИ в рамках научного проекта № 12-05-31038_мол-а.

Список литературы Добрынина А.А., Чечельницкий В.В., Саньков В.А. Сейсмическая добротность литосферы юго-западного фланга Байкальской рифтовой системы // Геология и геофизика.

2011. № 5. С. 712–724.

Копничев Ю.Ф., Соколова И.Н. Пространственно-временные вариации поля поглощения S-волн в очаговых зонах сильных землетрясений Тянь-Шаня // Физика Земли.

2003. № 5. C. 73–86.

Aki K. Analysis of the seismic coda of local earthquakes as scattered waves // J. Geophys.

Res. 1969. V. 74. P. 615–631.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Aki K., Chouet B. Origin of the coda waves: Source, attenuation and scattering effects // J.

Geophys. Res. 1975. Issue 80. P. 3322–3342.

Burger R.W., Somerville P.G., Barker J.S., Herrmann R.B., Helmberger D.V. The effect of crustal structure on strong ground motion attenuation relations in eastern North America // BSSA.

1987. V. 77 (2). P. 420–439.

Dobrynina A.A. Coda-wave attenuation in the Baikal rift system lithosphere // Phys. Earth Planet. Inter. 2011. V. 188. P. 121–126. doi:10.1016/j.pepi.2011.05.008.

Mak S., Chan L.S., Chandler A.M., Koo R. Coda Q estimates in the Hong Kong region // J.

Asian Earth Sci. 2004. V. 24. P. 127–136.

Pulli J.J. Attenuation of coda waves in New England // BSSA. 1984. V. 74. P. 1149–1166.

Wennerberg L. Multiple-scattering interpretation of coda-Q measurements // BSSA. 1993.

V. 83. P. 279–290.

Zeng Y. Compact solutions for multiple scattered wave energy in time domain // BSSA.

1991. V. 81. P. 1022–1029.

FEATURES OF SEISMIC WAVE ATTENUATION IN CONTINENTAL RIFT ZONES A.A. Dobrynina 1, V.V. Chechelnitsky 2, V.A. Sankov Institute of the Earth’s Crust, SB RAS, Irkutsk, Russia, dobrynina@crust.irk.ru Baikal Branch of Geophysical Survey, SB RAS, Irkutsk, Russia ВОЛНЫ МИГРАЦИИ ОЧАГОВ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ И СТРОЕНИЕ ВЕРХНЕЙ МАНТИИ А.А. Долгая, А.В. Викулин Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, Россия, adolgaya@kscnet.ru Введение. На протяжении ряда лет авторами проводится исследование пространственно-временных закономерностей распределения очагов землетрясений, для чего составлен электронный сейсмический каталог, который содержит информацию о землетрясениях, произошедших на планете за последние 4.1 тыс. лет (Vikulin, 2012a). «Глубинные» закономерности распределения сейсмических событий исследуются на примере трех наиболее сейсмически активных регионов планеты, в пределах которых фиксируется более 90 % всех землетрясений: окраины Тихого океана (ТО), Альпийско-Гималайского пояса (АГ), Срединно-Атлантического хребта (САХ).

Исходные данные. В составленном авторами электронном сейсмическом каталоге содержится информация: о 7819 землетрясениях в пределах Тихого океана с магнитудой 6M9.5 и глубинами гипоцентра 0H690 км;

о 1540 событиях в пределах Альпийско-Гималайского пояса с магнитудой 6M8.3 и глубинами гипоцентра 0H720 км;

о 1042 событиях Срединно-Атлантического хребта с магнитудами 5.5M7.6 и глубинами гипоцентра 0H308 км. Для каждого региона были построены графики повторяемости, коэффициенты наклона которых оказались равными –0.9, –0. и –1.2 соответственно.

Исследование распределения очагов землетрясений по глубинам показало, что более 80 % всех событий, содержащихся в каталоге, имеют глубину до 100 км. С учетом погрешностей в определении параметров гипоцентров такие события можно отнести к группе коровых землетрясений. При этом распределение таких землетрясений в пределах коры для всех изучаемых регионов является неоднородным и имеет локальные максимумы на глубинах 10 и 40 км.

124 Иркутск, 20–23 августа _ Анализ распределения очагов землетрясений по глубинам свыше 100 км показал, что такие сейсмические события распределены вдоль рассматриваемых поясов неравномерно. Так, в пределах Срединно-Атлантического хребта все глубокие землетрясения сосредоточены около Южных Сандвичевых островов.

В пределах Альпийско-Гималайского пояса и окраины Тихого океана глубокие землетрясения распределены вдоль поясов неодинаково – существуют протяженные области, где такие землетрясения не наблюдаются (например, побережье Северной Америки в Тихом океане и часть территории Средней Азии в АГ поясе).

По глубине очаги глубоких землетрясений распределены так же неравномерно.

Так, в пределах окраины Тихого океана выделяется три максимума на глубинах 150, 400 и 600 км. Гипоцентры всех этих событий находятся в пределах верхней мантии, границей которой принято считать сейсмический раздел на глубине 670 км (Пущаровский Д.Ю., Пущаровский А.М., 1998). В пределах Альпийско-Гималайского пояса выделяются локальные максимумы чисел землетрясений на глубинах 150 и км.

Методика исследования. Изучение явления миграции, то есть закономерного распределения очагов землетрясений в пространстве и времени в пределах трех вышеназванных регионов проводится в соответствии с методикой, описанной в работе (Викулин и др., 2012). После перехода от двухмерной системы координат (географические широта-долгота эпицентра землетрясения) к одномерной (расстояние вдоль линии l) выявляются закономерным образом возникающие в пространстве и времени последовательности событий – цепочки миграции очагов землетрясений.

Алгоритм выделения миграционных цепочек сейсмических событий в пределах каждой зоны сводился к нахождению в каталоге для каждого i-го события с координатой Li и временем ti такого (i+1)-го события, координата и время которого удовлетворяют условиям Li+1Li, ti+1ti. Исследование миграции очагов землетрясений осуществляется в пределах различных диапазонов магнитуд.

Каждая выявленная таким образом миграционная цепочка описывается продолжительностью, протяженностью и скоростью миграции, характеризующей линейную зависимость между датами землетрясений в цепочке и их расстоянием вдоль дуги.

После формирования массива миграционных цепочек проводится их статистическая обработка, в результате которой анализируются зависимости между скоростными V и магнитудными MM0 (энергетическими) характеристиками землетрясений. Значения коэффициентов наклонов LgV(M0) представляют в данном исследовании наибольший интерес, поскольку позволяют количественно охарактеризовать протекающие в исследуемых регионах волновые процессы.

В рамках поставленной задачи по исследованию процесса миграции сейсмической активности в различных слоях земной коры и верхней мантии описанная выше принципиальная методика применялась для анализа исходных совокупностей сейсмических событий, произошедших на различных глубинах. Необходимым условием проведения исследования при этом являлась полнота анализируемой выборки, которая позволила бы выявить для различных магнитудных диапазонов определенное число достаточно протяженных цепочек миграции. В связи с этим выборки формировались вокруг выделенных локальных максимумов чисел землетрясений так, чтобы все события каталога попали в результате в ту или иную выборку.


Обсуждение результатов. Ранее авторами было подробно исследовано и описано явление миграции землетрясений с H100 км (Vikulin, 2012b). Было показано, что процесс миграции очагов таких землетрясений является статистически значимым и Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ его можно считать характерным свойством сейсмической активности Земли. Показано существование вполне определенных изменений скоростей миграции, величины которых пропорциональны значениям M0 рассматриваемых совокупностей событий.

Для каждого региона методом наименьших квадратов определены зависимости между логарифмами скоростей миграции сейсмических событий LgV и магнитудами M (рисунок):

MТО (7.6 ± 1.0)LgV;

MАГ (6.7 ± 0.5)LgV;

MСАХ (–4.9 ± 0.2)LgV.

Важен тот факт, что выявленные зависимости между скоростными и энергетическими характеристиками сейсмических событий имеют различные углы наклонов. Для окраины Тихого океана и Альпийско-Гималайского пояса (областей преимущественно сжатия) зависимости МТО (V) и МАГ(V) имеют положительные наклоны, то есть с увеличением магнитуды событий скорости и миграции увеличиваются, а для Срединно-Атлантического хребта (область преимущественно растяжения) зависимость МСАХ (V) имеет отрицательный наклон, то есть при увеличении магнитуды землетрясений скорости их миграции уменьшаются. Таким образом, наклоны зависимостей, определяющих взаимосвязь между скоростями миграции очагов землетрясений, оказались «чувствительными» к тектоническим обстановкам в зонах. Такой результат позволяет волновой, по сути, сейсмический миграционный процесс считать отражением единого волнового геодинамического процесса, протекающего в пределах земной коры во всех активных регионах Земли (Акманова и др., 2013).

Авторами изучалось явление миграции очагов землетрясений в различных диапазонах глубин, как в пределах земной коры, так и в верхней мантии. Явление миграции очагов коровых землетрясений исследовалось на выборках сейсмических событий с глубинами очагов до 20 км, 50 км и 70 км. Для всех глубинных разрезов было установлено, что миграция является характерным свойством сейсмической активности с примерно одинаковыми «углами наклонов» между скоростями миграции очагов землетрясений и магнитудами (таблица).

Значения наклонов зависимостей LgV(M0) для очагов землетрясений на различных глубинах Регион Окраина Тихого Альпийско- Срединно Глубина океана Гималайский пояс Атлантический хребет 0H20 6.9 ± 0.3 4.9 ± 0.6 –5.0 ± 0. 0H50 7.7 ± 1.5 6.7 ± 1.4 –5.1 ± 0. 0H70 7.6 ± 1.3 6.2 ± 0.9 –4.7 ± 0. 0H100 7.6 ± 1.0 6.7 ± 0.5 –4.9 ± 0. 100H300 7.7 ± 1.3 7.5 ± 1.5 — 300H500 8.5 ± 1.3 — — 500H700 4.2 ± 0.1 — — 100H700 5.7 ± 1.0 5.4 ± 1.4 — _ Важно отметить, что численные значения наклонов зависимостей LgV(M0) с учетом погрешностей их определения оказались близкими к указанным выше аналогичным значениям для миграции очагов землетрясений с глубинами залегания очагов до 100 км (таблица). Полученные данные позволяют заключить, что миграция очагов землетрясений является характерным свойством не только отдельных слоев коры и земной коры в целом, но и части верхней мантии.

126 Иркутск, 20–23 августа _ Зависимости скоростей миграции V очагов землетрясений от магнитуд событий M0: а – окраина Тихого океана;

б – Альпийско-Гималайский пояс;

в – Срединно Атлантический хребет.

_ Как было сказано выше, в пределах Срединно-Атлантического хребта очаги землетрясений с H100 км расположены только в районе Южных Сандвичевых островов. Таким образом, исследование миграции глубоких землетрясений в пределах всего САХ невозможно в силу непредставительности для всего каталога имеющихся данных.

Несмотря на некоторую неполноту каталогов глубоких землетрясений Альпийско-Гималайского пояса и окраины Тихого океана в целом, имеющаяся статистика данных позволила выявить достаточное число миграционных цепочек в различных магнитудных диапазонах.

Для исследования пространственно-временных закономерностей сейсмичности Тихого океана глубже 100 км были сформированы совокупности событий с учетом указанных выше максимумов. Во всех выборках было выявлено достаточно большое количество цепочек миграции. Разбросы глубин для каждой выборки и коэффициенты зависимостей между скоростями миграции и магнитудами событий приведены в таблице. Важно отметить, что зависимости для разных глубинных «срезов» в пределах верхней мантии существенно различны. При этом менее глубокие события (с глубинами до 300 км) имеют наклон, очень близкий к полученному значению для коровой сейсмичности, что может соответствовать внутреннему сейсмическому разделу верхней мантии на глубине 410 км (Пущаровский Д.Ю., Пущаровский А.М., 1998). Для более глубоких событий, эпицентры которых лежат ниже данного раздела, значения наклонов LgV(M0) с учетом погрешности их определения не пересекаются с «коровыми».

Исследование явления миграции глубоких землетрясений Альпийско Гималайского пояса проводилось только на глубинах от 100 до 300 км и для всех глубоких событий, так как каталог землетрясений АГ, соответствующий второму выделенному выше максимуму на глубине 600 км, не содержит достаточное для проведения анализа количество данных. Для указанных совокупностей событий также было подтверждено явление миграции очагов землетрясений, при этом скоростные характеристики миграционных цепочек также оказались зависимыми от магнитуд событий. Полученные результаты приведены в таблице. Видно, что с учетом погрешностей определения коэффициентов LgV(M0) выявленные зависимости для мантийных (до раздела 410 км) и коровых землетрясений имеют весьма схожий характер, так же как и для событий Тихого океана.

На основании вышесказанного можно заключить, что относительно волновых геодинамических процессов, отражением которых является исследуемый авторами процесс миграции очагов землетрясений, земная кора ведет себя достаточно однородно в пределах всей ее мощности, в отличие от слоев мантии. Таким образом, волны Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ миграции очагов землетрясений являются в большей степени характерным свойством именно земной коры и верхней мантии, нежели более глубоких ее слоев.

Работа выполнена при поддержке гранта ДВО РАН 12-III-А-08-164, гранта РФФИ 12-07-31215.

Список литературы Акманова Д.Р., Долгая А.А., Викулин А.В. Миграция сейсмической и вулканической активности как волновые движения земной коры // Геологическая история, возможные механизмы и проблемы формирования впадин с субокеанической и аномально тонкой корой в провинциях с континентальной литосферой: Мат-лы 45-го Тектонического совещания. М.:

ГЕОС, 2013. С. 6–9.

Викулин А.В., Мелекесцев И.В., Акманова Д.Р. и др. Информационно-вычислительная система моделирования сейсмического и вулканического процессов как основа изучения волновых геодинамических явлений // Вычислительные технологии. 2012. Т. 17, № 3. С. 34–54.

Пущаровский Д.Ю., Пущаровский Ю.М. Состав и строение мантии Земли // Соросовский образовательный журнал. 1998. № 11. С. 111–119.

Vikulin A.V., Akmanova D.R., Vikulina S.A., Dolgaya A.A. Migration of seismic and volcanic activity as display of wave geodynamic process // Geodynamics & Tectonophysics. 2012a.

V. 3 (1). P. 1–18.

Vikulin A.V., Akmanova D.R., Vikulina S.A., Dolgaya A.A. Migration of seismic and volcanic activity as display of wave geodynamic process // New Concepts in Global Tectonics. 2012b.

Issue 64. P. 94–110.

MIGRATION WAVES OF THE EARTHQUAKE FOCI AND STRUCTURE OF THE UPPER MANTLE A.A. Dolgaya, A.V. Vikulin Institute of Volcanology and Seismology, FEB RAS, Petropavlovsk-Kamchatsky, Russia, adolgaya@kscnet.ru Introduction. For several years the authors study spatio-temporal the patterns of earthquke distribution. For this purpose the electronic seismic catalog, which contains information about the earthquakes that occurred in the world over the last 4.1 million years, was compiled (Vikulin, 2012a). The patterns of distribution of seismic events in depth are studied on the example of three of the most seismically active regions in the world, within which more than 90% of all earthquakes are recorded: the Pacific margin (PM), the Alpine Himalayan belt (AH), the Mid-Atlantic Ridge (MAR).

The source data. The seismic electronic catalog, compiled by authors, contains information about: 7819 earthquakes within the Pacific Ocean with a magnitude of 6M9. and the depth of the hypocenter 0H690 km;

1540 events within the Alpine-Himalayan belt with a magnitude of 6M8.3 and hypocenter depths 0H720 km;

1042 events of the Mid Atlantic Ridge with magnitudes 5.5M7.6 and the depth of the hypocenter 0H308 km.

For each region the frequency plots were constructed, their slope coefficients are found to be –0.9, –0.7 and –1.2, respectively.

Study of the earthquakes distribution by depth showed that more than 80 % of all events contained in the catalog, have a depth of up to 100 km. Given the uncertainties in the hypocenter parameters such events can be attributed to a group of crustal earthquakes. The distribution of such earthquakes within the crust for all the regions under study is uneven and has local maxima at depths of 10 and 40 km.

Analysis of the earthquakes distribution at depths of more than 100 km showed that these seismic events are distributed unevenly along the considered zone. Thus, within the Mid-Atlantic Ridge the entire deep earthquakes are located near the South Sandwich Islands.

128 Иркутск, 20–23 августа _ Within the Alpine-Himalayan belt and the Pacific margin deep earthquakes are distributed along the zones unequally – there are extensive areas where such earthquakes are not observed (for example, the coast of North America to the Pacific Ocean and part of the territory of Central Asia in the AH zone).


The distribution of deep earthquakes by depth is also uneven. Thus, within the Pacific margin three peaks at depths 150, 400 and 600 km are allocated. Hypocenters of these events are within the upper mantle, seismic boundary at a depth of 670 km is considered to be its lower limit (Pushcharovsky D.Yu., Pushcharovsky Yu.M., 1998). Within the Alpine Himalayan belt local maxima of the number of earthquakes are distinguished at depths of and 600 km.

Research method. The study of migration phenomenon, that is, the patterns of distribution of earthquakes in space and time within the above three regions is carried out in accordance with the method described in (Vikulin, 2012c). After the transition from two dimensional coordinate system (geographic latitude-longitude of the earthquake epicenter) to the one-dimensional (distance along the line l) sequences of events naturally occurring in space and time sequence of events (the migration chains of earthquakes) are detected.

The algorithm for allocation of migration chains of seismic events within each zone is to find in the catalog for each i-th event with Li coordinate and ti time such (i+1)-th event which coordinate and a time will satisfy the conditions: Li+1Li, ti+1ti. The study of earthquakes migration is carried out within the range of different magnitudes.

Each identified migration chain is characterized by the duration, extent and migration velocity that characterizes the linear relationship between the dates of earthquakes in the chain and their distance along the line.

After the formation of an array of migration chains their statistical analysis is carried out, which resulted in the analysis of the relationship between velocity V and magnitude MM0 (energy) characteristics of earthquakes. The values of coefficient of the LgV(M0) slope are of greatest interest in this study because they allow to quantify the wave processes occurring in the regions under study.

According to the task to study the migration of seismic activity in different layers of the crust and upper mantle the above-described basic method was used for the analysis of the initial sets of seismic events that have occurred at different depths. A prerequisite for this study was the completeness of the analyzed sample, which would make it possible for different ranges of the magnitude to identify quite a number of long enough migration chains.

Thereby samples were formed around the detected local maxima of number of earthquake, so that all events in catalog eventually were selected.

Discussion of results. Previously, the authors have studied in detail and described the phenomenon of earthquakes migration with H100 km (Vikulin, 2012b). It has been shown that the process of foci migration of such earthquakes is statistically significant and it can be considered a characteristic feature of Earth's seismic activity. The existence of well-defined changes in migration velocity where shown, the values of such changes are proportional to the values of M0 considered set of events. For each region with the method of least squares relationships between the logarithm of the migration velocity LgV of seismic events and magnitudes M0 (Fig.) are defined:

MPM (7.6 ± 1.0)LgV;

MAH (6.7 ± 0.5)LgV;

MMAR (-4.9 ± 0.2)LgV The important fact is that the identified relationships between speed and power characteristics of seismic events have different angles of inclination. For the Pacific margin and the Alpine-Himalayan belt (areas of mainly compression) relationships МPM (V) and МAH(V) have a "positive" inclinations, that is, with an increase in the magnitude the velocity of migration increases. For the Mid-Atlantic Ridge (area of mainly stretching) the dependence MMAR(V) has a negative slope, that is, with increasing earthquake magnitude their rate of Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ migration reduces. Thus, the slopes of the curve defining the relationship between the velocity of earthquakes migration, are "sensitive" to the tectonic condition in region. This result allows the wave (in fact) seismic migration process to consider as a display of uniform wave geodynamic processes taking place within the Earth's crust in the active regions of the Earth (Akmanova et al., 2013).

The authors studied the phenomenon of earthquakes migration in different depth ranges, both within the Earth's crust and upper mantle. The phenomenon of crustal earthquakes migration was investigated on samples of seismic events with a focal depth up to 20 km, 50 km and 70 km. For all the depth sections it was found that migration is a characteristic property of the seismic activity with roughly equal "angles" between the velocities of earthquakes migration and their magnitudes (Table).

The values of the slopes of LgV(M0) curves for earthquake foci at different depth Region The Pacific margin The Alpine-Himalayan The Mid-Atlantic Depth belt Ridge 0H20 6.9 ± 0.3 4.9 ± 0.6 –5.0 ± 0. 0H50 7.7 ± 1.5 6.7 ± 1.4 –5.1 ± 0. 0H70 7.6 ± 1.3 6.2 ± 0.9 –4.7 ± 0. 0H100 7.6 ± 1.0 6.7 ± 0.5 –4.9 ± 0. 100H300 7.7 ± 1.3 7.5 ± 1.5 — 300H500 8.5 ± 1.3 — — 500H700 4.2 ± 0.1 — — 100H700 5.7 ± 1.0 5.4 ± 1.4 — _ It is important to note that the numerical value of the slope of the LgV(M0) dependences considering errors of their determination are proved to be close to the above values for the migration of earthquakes with depths up to 100 km (Table). The data obtained suggest that the earthquakes migration is a characteristic feature not only of the individual layers of the crust and the earth's crust as a whole, but also of the part of the upper mantle.

As mentioned above, within the Mid-Atlantic Ridge earthquake foci with H100 km are located only in the South Sandwich Islands. Thus, the study of the migration of deep earthquakes in the entire Mid-Atlantic Ridge is impossible because the available data are not representative of the entire catalog of this region.

Despite some incompleteness of catalogues of deep earthquakes of the Alpine Himalayan belt and the Pacific margin the available statistics data allows to identify a sufficient number of migration chains in various ranges of the magnitude.

To investigate the spatial and temporal patterns of seismicity of the Pacific Ocean below 100 km the samples of events were formed considering mentioned above maxima of number of such earthquakes. In all the samples sufficiently large number of migration chains was revealed. Depths limits for each sample and the coefficients of relationships between migration velocities and magnitudes of events are shown in the table. It is important to note, that LgV(M0) relationships for various depths "sections" within the upper mantle are significantly different. In this case, less profound event (with depths of up to 300 km) have a slope that is very close to the obtained value for the crustal seismicity, which may correspond to the inner seismic section of the upper mantle at a depth of 410 km (Pushcharovsky D.Yu., Pushcharovsky Yu.M., 1998). For deeper events, the hypocenters of which are below the current section, the values of the slopes LgV(M0) considering the error of their determination not overlap with "crustal" slopes.

130 Иркутск, 20–23 августа _ Migration velocity V of earthquakes versus magnitude M0 of the events: a – the Pacific margin;

b – the Alpine-Himalayan belt;

c – the Mid-Atlantic Ridge.

_ The study of migration of deep earthquakes the Alpine-Himalayan belt was investigated only at depths of 100 to 300 km and for all deep events, because the catalog of AH earthquakes corresponding to the second mentioned above maximum at depth of 600 km, does not contain a sufficient number of data to analyze. For these sets of events the phenomenon earthquakes migration was confirmed also confirmed, and the velocity characteristics of migration chains were also dependent on the magnitude of events. The results are shown in the table 1. It is clear that, considering the errors in determining the coefficients LgV(M0) revealed dependences for the mantle (up to 410 km section) and crustal earthquakes are very similar in nature, as well as such dependences for the Pacific margin earthquakes.

Based on the foregoing, we conclude that relative to the wave geodynamic processes, which reflection is the process of earthquakes migration studied by authors, the earth's crust is quite uniform over the whole of its thickness, in contrast to the layers of the mantle. Thus, the waves of earthquakes migration are characteristic feature more for the Earth's crust and upper mantle, rather than its deeper layers.

This study was supported by the Far East Branch of the Russian Academy of Sciences, Grant 12-III-А-08-164, and Russian Foundation for Basic Research, Grant 12-07-31215.

References Akmanova D.R., Dolgaya A.A., Vikulin A.V. Migration of seismic and volcanic activity as wave movements of Earth crust // Geological history, the possible mechanisms and problems of formation of depressions with suboceanic and abnormally thin crust in the provinces with the continental lithosphere. The 45th Tectonic Conference Proceedings. M.: GEOS, 2013. P. 6–9. (In Russian).

Vikulin A.V., Akmanova D.R., Vikulina S.A., Dolgaya A.A. Migration of seismic and volcanic activity as display of wave geodynamic process // Geodynamics & Tectonophysics. 2012a.

V. 3 (1). P. 1–18.

Vikulin A.V., Akmanova D.R., Vikulina S.A., Dolgaya A.A. Migration of seismic and volcanic activity as display of wave geodynamic process // New Concepts in Global Tectonics. 2012b.

Issue 64. P. 94–110.

Vikulin A.V., Melekestsev I.V., Akmanova D.R. et al. Information-computational system for modeling of seismic and volcanic processes as a foundation of research on wave geodynamic phenomena // Computational technologies. 2012c. V. 17 (3). P. 34–54. (In Russian).

Pushcharovsky D.Yu., Pushcharovsky Yu.M. The composition and structure of the Earth's mantle // Soros Educational Journal. 1998. Issue 11. P. 111–119. (In Russian).

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ТРОГОВ СЕВЕРНОЙ ЧАСТИ БАРЕНЦЕВСКОЙ ПЛИТЫ А.В. Ермаков Геологический институт РАН, Москва, Россия, a.v.ermakov@gmail.com В северной части Баренцевской (Свальбардской) плиты выделяется система поднятий (архипелаги Шпицберген, Земля Франца-Иосифа, Северная Земля острова Белый и Виктории) и разделяющих их депрессий субмеридионального простирания (желоба Орла, Франц-Виктории, св. Анны, Воронина), а также ряд трогов меньшего размера (Бок-фьорд, Вуд-фьорд, Хинлоппен, пролив Британский Канал). Структуры желобов и трогов часто характеризуются как рифты, при этом разными исследователями в систему таких рифтов включаются те или иные депрессии, в зависимости от их постулируемой взаимосвязи со структурами другого типа (Погребицкий, 1984;

Мусатов Е.Е., Мусатов Ю.Е., 1992;

Сенин, Шипилов, 1993;

Богданов, 2004;

Верба, 2007).

Ряд признаков, таких как вулканическая активность, повышенные концентрации углеводородных газов и гелия в донных осадках, снижение мощности гранитного слоя коры, активная тектоника, по-видимому, указывают на характерный для рифтогенеза комплекс явлений (подъем астеносферы, тектономагматическая активизация, повышение плотности теплового потока (ТП), образование углеводородов). Кратко перечислим приведенные в литературе данные.

В центральной части девонского грабена Шпицберген по линии простирания фьордов Бокк-фьорд и Вуд-фьорд описаны вулканические постройки Сигурд, Сверре, жерловый некк Халвдан, возраст которых определен как четвертичный, термальные источники Тролль и Йотун (Евдокимов, 2000). В пробах донных осадков желобов Франц-Виктории и Св. Анны, а также внутренних проливов архипелага Земля Франца Иосифа (ЗФИ) отмечено повышенное содержание углеводородных газов и гелия (Клубов и др., 1999;

Шкатов и др., 2001). Существенное сокращение мощности «гранитного слоя» коры до 2 км наблюдается в желобах Франц-Виктории и Св. Анны;

при этом на поднятиях ЗФИ, Северной Земли и островов Ушакова и Визе мощность этого слоя составляет более 10 км (Грамберг и др., 1984).

Известные по литературным источникам значения теплового потока для рассматриваемого региона в основном получены в скважинах (Цыбуля, Левашкевич, 1992);

количество этих измерений невелико. Так, для архипелага Земля Франца-Иосифа имеется три значения (79, 76 и 80 мВт/м2), полученных в глубоких параметрических скважинах Нагурская, Хейса и Северная. На Шпицбергене значения ТП получены в скважинах Грумандская, Вассдаленская (78.4 и 76.8 мВт/м2). Для скважины Янссонхауген получено значение ТП 67 мВт/м2 (Isaksen et al., 2000). Оценку значения ТП в 76 мВт/м2 для района Адвент-фьорда (Лонгьир) также можно получить по результатам термометрии скважины Dh4 (Elvebakk, 2010) и средним теплопроводностям сланцев и песчаников по скважине Dh1 (Pascal et al., 2010).

Морские измерения ТП известны для континентального склона и его подножия (Okay, Crane, 1992;

Sundvor et al., 1978) и демонстрируют тенденцию к уменьшению значений по направлению к абиссали от 109 до 64 мВт/м2.

В 2007–2010 гг. в 25 и 27 рейсах НИС «Академик Николай Страхов» нами были получены первые измерения ТП непосредственно на шельфе, в структурах трогов Орла и Франц-Виктории. В троге Орла значения ТП достигали 519 мВт/м2, в троге Франц Виктории максимальное полученное значение – 97 мВт/м2 (Хуторской и др., 2009;

132 Иркутск, 20–23 августа _ Зайончек и др., 2009, 2011). Стоит отметить, что трог Франц-Виктории является одним из основных путей поступления атлантических вод в акваторию Баренцева моря и отличается сложностью гидрологических условий, поэтому для некоторых станций полученные значения ТП могут отражать значительное влияние экзогенного фактора. В то же время измерения в троге Орла с разницей в три года показали, что полученные высокие значения ТП являются стабильными.

Приведенные признаки тектонотермальной активности трогов, отсутствие значимой корреляции значений ТП с глубиной позволяют считать полученные результаты отражающими глубинную составляющую теплового потока, что указывает на проявление рифтогенеза. Целью дальнейшего изучения термического поля рассматриваемого района должно быть получение новых измерений ТП в структурах трогов Франц-Виктории, не изученных в термическом плане желобов Св. Анны и Воронина, а также тех небольших депрессий, в которых имеются достаточные глубины, и там, где это позволяет ледовая обстановка.

Список литературы Богданов Н.А. Тектоника Арктического океана // Геотектоника. 2004. № 3. С. 13–30.

Верба М.Л. Современное билатеральное растяжение земной коры в Баренцево-Карском регионе и его роль при оценке перспектив нефтегазоносности // Нефтегазовая геология. Теория и практика. 2007. № 2. http://www.ngtp.ru/rub/4/026.pdf.

Грамберг И.С., Волк В.Э., Зархидзе B.C., Кулаков Ю.Н., Школа И.В., Яшин Д.С.

Геологическое строение Арктической континентальной окраины СССР // Геология Арктики.

27-й международный геологический конгресс. М.: Наука, 1984. Т. 4. С. 3–11.

Евдокимов А.Н. Вулканы Шпицбергена. С.-Пб.: ВНИИОкеангеология, 2000. 123 с.

Зайончек А.В., Мазарович А.О., Лаврушин В.Ю., Соколов С.Ю., Хуторской М.Д., Абрамова А.С., Алиулов Р.Х., Ахмедзянов В.Р., Зарайская Ю.А., Ермаков А.В., Ефимов В.Н., Мороз Е.А., Пейве А.А., Прохоров Д.А., Радионова Э.П., Разницын Ю.Н., Разумовский А.А., Черных А.А., Ямпольский К.П. Геолого-геофизические работы 25-го рейса НИС «Академик Николай Страхов» на севере Баренцева моря и на континентальном склоне Северного Ледовитого океана // Доклады Академии наук. 2009. Т. 427, № 1. С. 67–72.

Зайончек А.В., Соколов С.Ю., Мазарович А.О., Ермаков А.В., Разумовский А.А., Ахмедзянов В.Р., Баранцев А.А., Журавко Н.С., Мороз Е.А., Сухих Е.А., Федоров М.М., Ямпольский К.П. Строение зоны перехода от хребта Хогвард к плато Шпицберген (по данным 27-го рейса НИС «Академик Николай Страхов» // Доклады Академии наук. 2011. Т. 439, № 4.

С. 514–519.

Клубов Б.А., Рогозина Е.А., Шкатов Е.П. Геохимические признаки нефтегазоносности акваториальной части архипелага Земля Франца-Иосифа // Геология нефти и газа. 1999. № 5–6.

С. 46–50.

Мусатов Е.Е., Мусатов Ю.Е. К проблеме происхождения фиордов (на примере Западной Арктики) // Бюллетень московского общества испытателей природы. Отд. геол. 1992. Т. 67.

Вып. 3. С. 28–33.

Погребицкий Ю.Е. Переходные зоны «материк-океан» в геодинамической системе Северного Ледовитого океана // 27-й международный геологический конгресс. Секция Тектоника. М.: Наука, 1984. Т. 7. С. 29–37.

Сенин Б.В., Шипилов Э.В. Рифтовые системы, их роль в формировании геологической структуры Арктики // Геодинамика и нефтегазоносность Арктики. М.: Недра, 1993. С. 201–222.

Хуторской М.Д., Леонов Ю.Г., Ермаков А.В., Ахмедзянов В.Р. Аномальный тепловой поток и природа желобов в северной части Свальбардской плиты // Доклады Академии наук.

2009. Т. 424, № 2. С. 227–233.

Цыбуля Л.А., Левашкевич В.Г. Тепловое поле Баренцевоморского региона. Апатиты, 1992. 114 с.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Шкатов Е.П., Старк Л.Г., Качурина Н.В., Безруков В.М., Винокуров И.Ю. К вопросу о перспективах нефтегазоносности северных областей Баренцево-Карского шельфа (желоб Франц-Виктория) // Геология нефти и газа. 2001. № 4. С. 12–16.

Elvebakk H. Results of borehole logging in well LYB CO2, Dh4 of 2009, Longyearbyen, Svalbard. NGU Report 2010.018. Trondheim, 2010. 35 p.

Isaksen K., Mhll D., Gubler H., Kohl T., Sollid J. Ground surface-temperature reconstruction based on data from a deep borehole in permafrost at Janssonhaugen, Svalbard // Annals of Glaciology.

2000. V. 31 (1). Р. 287–294.

Okay N., Crane K. Thermal rejuvenation of the Yermak Plateau // Marine Geophysical Researches. 1992. V. 15 (4). P. 243–263.

Pascal C., Balling N., Barrere C., Davidsen B., Ebbing J., Elvebakk H., Mesli M., Roberts D., Slagstad T., Willemoes-Wissing B. HeatBar Final Report 2010, Basement Heat Generation and Heat Flow in the western Barents Sea – Importance for hydrocarbon systems. NGU Report 2010.030.

Trondheim, 2010. 91 p.

Sundvor E., Gidskehang A., Myhre A.M., Eldholm O. Marine Geophysical Survey on the Northern Svalbard Margin. Univ. Bergen Seismol. Observ., Sci. Rep. 5. 1978. 46 p.

THE GEOTHERMAL PARAMETERS IN TROUGHS OF THE NORTHERN PART OF SVALBARD PLATE A.V. Ermakov Geological Institute, RAS, Moscow, Russia, a.v.ermakov@gmail.com РАЗВИТИЕ ТЕКТОНОМАГМАТИЧЕСКОГО ПРОЦЕССА В ТИПОМОРФНОМ РИФТЕ ЦЕНТРАЛЬНОЙ КАМЧАТСКОЙ ДЕПРЕССИИ В.А. Ермаков Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН, Москва, Россия, ermak@ifz.ru Рифтовая структура Центральной Камчатской депрессии (ЦКД), вмещающая Ключевскую группу вулканов (КГВ), была выделена в 1973–1974 гг. (Ермаков и др., 1974);

позднее она рассмотрена в виде типоморфной структуры в рифтовой системе Камчатки (Ермаков, 1977;

Очерки…, 1987). Фундамент этой системы сложен консолидированным основанием, складчатым комплексом и позднекайнозойскими вулканогенно-осадочными комплексами неопределенной тектонической принадлежности. В современный период рифтовая система сосуществует с орогенным поднятием на консолидированном основании. Вулканизм этого поднятия слабый, существенно кислого состава. Вулканизм рифтовой системы, наоборот, весьма интенсивный, хотя и неравномерный;

в щелевых рифтах вулканизм спорадический или отсутствует.



Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 | 7 |   ...   | 10 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.