Geodynamics & Tectonophysics (E-Journal) / Геодинамика и тектонофизика
Not a member yet
725 research outputs found
Sort by
ГРАВИТАЦИОННЫЕ АНОМАЛИИ КОРЫ И ВЕРХНЕЙ МАНТИИ ЦЕНТРАЛЬНОЙ И ЮЖНОЙ АЗИИ
Get PDFStudying the density of both the crust and mantle is one of the topical problems in modern geophysics. Gravity modeling in combination with seismic tomography is an important tool for detecting density inhomogeneities in the crust and mantle, which can cause stresses and thus significantly impact the regional tectonics [Pogorelov, Baranov, 2010], especially in zones wherein continental margins actively interact with subducting oceanic plates and the entire depth of the tectonosphere is subject to stresses. Associated processes lead to considerable horizontal and vertical stresses that often cause catastrophic events on a global scale. The challenge of studying the global tectonic processes in the Earth’s tectonosphere can be addressed by gravity modeling in combination with seismic surveying.Data from previous studies. I.L. Nersesov et al. [1975] pioneered in calculating the spatial pattern of mantle density inhomogeneities in Central Asia. Although the accuracy of their estimations was not high due to the limited database, their study yielded significant results considering the structure of the crust. Numerous subsequent geophysical projects have researched the crust to a level sufficient to develop regional models, that can give quite adequate information on the depths of external and internal boundaries of the crust and suggest the distribution patterns of seismic velocities and density values. With reference to such data, mantle density inhomogeneities can be studied with higher accuracy.This paper reports on the estimations of gravity anomalies in the crust and upper mantle in Central and South Asia. The study region represents the full range of crust thicknesses and ages, as well a variety of crust formation types [Christensen, Mooney, 1995]. We used the 3D gravity modeling software package 3SGravity developed by Senachin [2015a, 2015b] that considers the spherical shape of the Earth's surface, and estimated gravitional anomalies using Baranov’s digital model of the crust, AsCrust [Baranov, 2010].The study area includes the Alpine-Himalayan folded belt, the triple junction of rift zones in North Africa, and the marginal seas of Southeast Asia, which are framed by deep troughs with associated volcanic belts. Its relief ranges from the highest mountains in Himalayas to deepest troughs in Indonesia. In this region, the collision of the Indian and Asian plates causes thrusting at the Asian plate margin which results in thickening of the continental crust [Oreshin et al., 2011]. This process may be accompanied by the separation of the crustal layer of the Indian lithospheric plate from its mantle ‘cushion’, i.e. delamination, the mechanism of which is not fully understood [Jiménez-Munt et al., 2008; Krystopowicz, Currie, 2013; Ueda et al., 2012] (Fig. 1).AsCrust, the digital model of the Earth's crust: depth to Moho map. A large volume of new data on reflection, refraction and surface waves from earthquakes and explosions was analyzed and integrated into the AsCrust model (1×1° grid). Ten digital maps were constructed: Moho depth, the upper, middle and lower crustal layers, as well as Vp velocities and densities in these layers [Baranov, 2010]. In our study, we calculated gravitational anomalies from the values of thicknesses and density of crustal layers at each point of the grid. The density in the layers was calculated from longitudinal wave velocities using the formula described in [Brocher, 2005] (Fig. 2).The algorithm for gravity anomaly calculations. Modeling the gravity of large regional objects needs to take into account the curvature of the Earth's surface. Algorithms for calculating the gravity field from bodies bounded by spherical surfaces are proposed in [e.g. Kosygin et al., 1996; Starostenko et al., 1986; Strakhov et al., 1989; Jones et al., 2010; Li et al., 2011; Schmidt et al., 2007]. In this study, we used an algorithm based on equations for direct calculations of the gravity effect, which can be obtained for specific points located on the pole of the sphere. Such equations considerably simplify the algorithm, but require constant recalculation of the coordinate system for each calculation point, which complicates the task (Fig. 3).Source data, and methods of gravity anomaly calculations. Our computational model includes seven layers: an water layer, three sedimental layers (depths of boundaries, and density values of the sedimental layers) from the model described in [Laske, Masters, 1997], and three crustal layers (depths of boundaries, and density values of the crust, which were estimated from velocities Vp) from the AsCrust model [Baranov, 2010], considering the territory covered by the model. For the surrounding regions, data on the structure and properties of the crust were taken from the CRUST 2.0 model [Bassin et al., 2000] and interpolated to the 1´1° grid. Thus, data with the resolution of 1´1° were used to describe the sediments and the crust, and data with the resolution of 0.1´0.1° characterized the water layer (batimetry).Model GGM01 based on satellite observation data of the GRACE project (http://www.csr.utexas.edu) simulated the Earth's gravity field and was used to calculate anomalies in ‘free’ air across the entire surface of our model, which took into account the correction for the elevation of an observation object. The gravity field ranges from –250 to +260 mGal. The zone of collision of the Indian and Asian plates is marked by narrow parallel anomalies of different signs, reaching 200 mGal and more. The southwestern zone with negative anomalies corresponds, apparently, to the boundary of the junction zone of the two plates, wherein the Indian plate subducts underneath the Asian plate, as described in [e.g. He et al., 2010; Oreshin et al., 2011]. The gravity field of the study area quite clearly shows that Tibet is separated from the Tarim plate neigbouring it in the northeast. This separation is marked by a negative anomaly to –150 mGal, the boundaries of which are outlined by narrow zones of positive anomalies. The southern Caspian Sea is also characterized by a negative anomaly to –150 mGal, while Tien Shan is marked by a narrow band of positive anomalies up to 110 mGal. In most of the study area, the field is close to normal and varies within a few dozens of milligals. Moderately positive gravity (within 40¸80 mGal) is typical of the rest of the Alpine-Himalayan folded belt. A slight positive gravity field is revealed in the marginal seas of Southeast Asia, wherein there are two narrow zones of high-amplitude anomalies of different signs (up to 200 mGal), which are generated by isostatically uncompensated systems of island arcs and trenches (Fig. 6).The gravity effect of the Earth's crust estimated for Asia shows the presence of major anomalies varying in the range of 940 mGal (from –380 to +560 mGal). The maximum positive anomaly is located in the vicinity of the African triple junction of the rift zones, wherein the anomaly reaches a positive maximum of about +560 mGal. Positive anomalies are also revealed in the Tarim Basin (+130 mGal), Southeastern China (+100 mGal), the Iranian plateau (+180 mGal), and back-arc subduction zones of the Indian and Pacific plates (+290 mGal). Large negative anomalies correspond to the Caspian and Black Seas (–380 mGal), Himalayas (–280 mGal), and eastern Tibet (–330 mGal). The Eastern Mediterranean is characterized by a negative anomaly (–310 mGal).The eastern Arabian Peninsula and the Mesopotamian lowlands are characterized by negative anomalies up to –220 mGal. The map of calculated crustal gravity anomalies also shows submarine ridges (+280 mGal) that trend from south to north and seem to trace ‘hot spots’ that burn through the lithospheric plate (Fig. 7).Gravitational anomalies in the mantle were calculated by subtracting the gravity effect of the crust from the observed gravity field. The anomalies range from –570 to +350 mGal, which is about twice the range of variations of this field. This directly indicates the presence of large density variations in the lithospheric mantle, which should compensate for the anomalous crustal masses. The largest positive mantle density inhomogeneities in the study region are revealed in the narrow band of the Himalayas (+330 mGal) and Eastern Tibet (+350 mGal). In the Caspian and Black Seas, the anomalies reach +250 and +300 mGal, respectively. The Eastern Mediterranean is characterized by a positive anomaly up to +280 mGal. The eastern Arabian Peninsula and the Mesopotamian lowlands are characterized by positive anomalies of up to +220 mGal. Negative anomalies are revealed in the Tarim Basin (–190 mGal), over submarine ridges in the Indian Ocean (–340 mGal), in Southeastern China (–120 mGal), the central Hindustan (–80 mGal), the Hindu Kush and Karakoram (–150 mGal). Subduction zones of the Indian and Pacific plates are also characterized by negative anomalies of up to –250 mGal. The triple junction zone (Red Sea, Gulf of Aden, the African Rift) in the northeastern African continent is the region of maximum negative anomalies in the mantle wherein gravity values are reduced to –570 mGal (Fig. 8).Results and conclusion. By applying the 3SGravity software package and the AsCrust digital model, we revealed the spatial pattern of gravitational anomalies in the crust and mantle in Central and South Asia, which gives more precise information about the variations in density with depth in the study area. Our estimations show a significant variations of mantle gravity anomalies, several times larger than the changes in the observed anomalies.Одной из актуальных задач современной геофизики является изучение плотностного строения земной коры и подстилающей ее мантии. В этом изучении гравитационное моделирование в комплексе с сейсмической томографией представляется важнейшим инструментом определения плотностных неоднородностей. Данные неоднородности могут оказывать существенное влияние на тектонику регионов, вызывая напряжения в коре и мантии [Pogorelov, Baranov, 2010]. Это наглядно показывают активные зоны сочленения окраин материков с субдуцирующими под них океаническими плитами, образующими напряжения по всей глубине тектоносферы. Возникающие при этом процессы приводят к появлению значительных горизонтальных и вертикальных напряжений, что нередко заканчивается катастрофами глобального масштаба. Все вышеперечисленное указывает на необходимость изучения глобальных тектонических процессов в тектоносфере Земли, в котором гравитационное моделирование в комплексе с сейсморазведкой играет определяющую роль.Данные предыдущих исследователей. Впервые распределение мантийных плотностных неоднородностей в Центральной Азии было рассчитано И.Л. Нерсесовым с соавторами [Nersesov et al., 1975]. Однако в силу недостатка данных точность полученных в то время расчетов была невелика. Вместе с тем значительные результаты были получены в изучении строения земной коры. Благодаря многочисленным проектам по ее исследованию геофизическими методами, степень изученности коры достигла такого уровня, что появились региональные модели, дающие вполне адекватную информацию о глубинном расположении ее внешних и внутренних границ, а также о распределении сейсмических скоростей и плотности. Это, в свою очередь, дает нам возможность проводить изучение мантийных плотностных неоднородностей со значительно большей точностью.В настоящей работе представлены результаты расчетов гравитационных аномалий коры и верхней мантии Центральной и Южной Азии. Этот регион хорошо подходит для решения данной задачи, так как он охватывает области всего диапазона мощности, возраста и способов образования коры [Christensen, Mooney, 1995]. Для выполнения этой задачи использовалась оригинальная программа трехмерного гравитационного моделирования, учитывающая сферическую форму поверхности Земли, разработанная В.Н. Сеначиным [Senachin, 2015a, 2015b]. Расчет гравитационных аномалий выполнялся на основе данных цифровой модели земной коры AsCrust, разработанной А.А. Барановым [Baranov, 2010].Изучаемый регион включает в себя Альпийско-Гималайский складчатый пояс, область тройного сочленения рифтовых зон на севере Африки и область окраинных морей Юго-Восточной Азии, обрамляющихся глубоководными желобами с сопутствующими таким зонам вулканическими поясами. Рельеф земной поверхности и морского дна включает самые высокие горы (Гималаи) и одни из самых глубоких областей на нашей планете – глубоководные желоба Индонезии. В данном регионе предполагается столкновение Индийской плиты с Азиатской, которое могло привести к надвигу и смятию края Азиатской плиты и к большому увеличению мощности континентальной коры [Oreshin et al., 2011]. Этот процесс, возможно, сопровождается деламинацией (отделением корового слоя Индийской литосферной плиты от ее мантийной «подушки», механизм которого до конца не изучен) [Jiménez-Munt et al., 2008; Krystopowicz, Currie, 2013; Ueda et al., 2012] (рис. 1).Цифровая модель земной коры AsCrust: карта глубины до Мохо. При построении модели AsCrust было проанализировано большое количество новых данных по отраженным, преломленным и поверхностным волнам от землетрясений и взрывов. Все они были интегрированы в единую модель с разрешением 1×1°. Результаты были представлены в виде десяти цифровых карт, определяющих глубину до границы Мохо, мощность верхней, средней и нижней части консолидированной коры, а также скорость продольных волн в этих слоях [Baranov, 2010]. Для расчета гравитационных аномалий в настоящей работе использовались данные о мощности слоев коры и их плотности в каждой точке градусной сетки. Плотности в слоях были рассчитаны по скоростям продольных волн с использованием формулы из [Brocher, 2005] (рис. 2).Алгоритм расчета гравитационных аномалий. В гравитационном моделировании при изучении крупных региональных объектов возникает необходимость учитывать кривизну земной поверхности. Для этой цели разрабатываются алгоритмы вычисления гравитационного поля от тел, ограниченных сферическими поверхностями [Kosygin et al., 1996; Starostenko et al., 1986; Strakhov et al., 1989; Jones et al., 2010; Li et al., 2011; Schmidt et al., 2007; и др.]. В настоящей работе для этой цели был использован алгоритм, основанный на применении прямых формул расчета гравитационного эффекта, которые могут быть получены для точки, находящейся на полюсе сферы. Использование прямых формул вычисления во многом упрощает алгоритм, но требует постоянного перерасчета системы координат для каждой точки расчета, что несколько усложняет задачу (рис. 3).Исходные данные и методика расчета гравитационных аномалий. Количество слоев в нашей расчетной модели равно семи: это водный слой, три слоя осадков (глубины границ и плотности осадочных слоев) из модели [Laske, Masters, 1997] и три слоя коры (глубины границ и плотности в коре, полученные из Vp скоростей) из модели AsCrust [Baranov, 2010] для покрываемой ею территории. Для окружающих регионов данные о строении и свойствах коры брались из модели CRUST 2.0 [Bassin et al., 2000] и были проинтерполированы на сетку 1´1°. Таким образом, для осадков и коры были использованы данные с разрешением 1´1°, тогда как для водного слоя (батиметрия) разрешение составило 0.1´0.1°.В качестве гравитационного поля Земли была взята модель GGM01, полученная на основе спутниковых наблюдений в ходе выполнения проекта «GRACE» (http://www.csr.utexas.edu). На основе этой модели были рассчитаны аномалии в «свободном» воздухе на всей поверхности нашей модели, которые учитывают поправку за высоту объекта наблюдений: гравитационное поле изменяется в пределах от –250 до +260 мГал. Зона столкновения Индийской плиты с Азиатской выделяется наличием параллельных узких аномалий разного знака, достигающих 200 мГал и более: юго-западная аномальная зона, характеризующаяся отрицательными аномалиями, соответствует, по-видимому, границе сочленения двух плит, где Индийская плита пододвигается под Азиатскую согласно [He et al., 2010; Oreshin et al., 2011; и др.]. В гравитационном поле региона также видно довольно четкое разделение Тибета и примыкающей к нему с северо-востока Таримской плиты (отрицательная аномалия до –150 мГал), границы которой оконтуриваются узкими зонами положительных аномалий. Южная часть Каспийского моря также характеризуется отрицательной аномалией до –150 мГал, тогда как Тянь-Шань – узкой полосой положительных аномалий до 110 мГал. Однако на большей части исследуемого региона поле близко к нормальному, изменяясь в пределах нескольких десятков миллигал. Умеренно повышенным уровнем гравитационного поля (в пределах 40–80 мГал) выделяется остальная часть Альпийско-Гималайского складчатого пояса. В морях юго-восточной окраины Азии отмечается слабое повышение уровня поля в акваториях морей и две узкие зоны высокоамплитудных аномалий разного знака (до 200 мГал), которые порождаются изостатически нескомпенсированными системами островных дуг и желобов окраинных морей Юго-Восточной Азии (рис. 6).Гравитационный эффект земной коры. Гравитационный эффект земной коры, рассчитанный в Азиатском регионе, показывает наличие крупных аномалий, изменяющихся в пределах 940 мГал (от –380 до +560 мГал). Максимальная положительная аномалия наблюдается в районе африканского тройного сочленения рифтовых зон, где она достигает положительного максимума в регионе +560 мГал. Положительные аномалии также наблюдаются в Таримском бассейне (до +130 мГал), Юго-Восточном Китае (до +100 мГал), в районе Иранского нагорья (до +180 мГал) и в задуговых районах субдукционных зон Индийской и Тихоокеанской плит (до +290 мГал). Крупные отрицательные аномалии соответствуют районам Каспийского и Черного морей (до –380 мГал), Гималаев (до –280 мГал) и восточной части Тибета (до –330 мГал). Восточное Средиземноморье характеризуется отрицательной аномалией до –310 мГал.Восточная часть Аравийского полуострова и Месопотамская низменность характеризуются отрицательными аномалиями до –220 мГал. Также на карте расчетных аномалий коры выделяются подводные хребты (до +280 мГал), тянущиеся субмеридионально с юга на север, происхождение которых предположительно определяют как след «горячих точек, прожигающих проходящую над ней литосферную плиту (рис. 7).Мантийные гравитационные аномалии. Мантийные гравитационные аномалии изучаемого региона были получены вычитанием гравитационного эффекта земной коры из наблюденного гравитационного поля. Они изменяются в пределах от –570 до +350 мГал, что примерно вдвое превышает пределы изменения этого поля. Это прямо указывает на наличие крупных плотностных неоднородностей в литосферной мантии, которые должны скомпенсировать коровые аномальные массы. Наиболее крупные положительные мантийные плотностные неоднородности в изучаемом регионе наблюдаются в районах узкой полосы Гималаев (до +330 мГал) и Восточного Тибета (до +350 мГал). В Каспийском и Черном морях они достигают +250 и +300 мГал соответственно. Восточное Средиземноморье характеризуется положительной аномалией до +280 мГал. Восточная часть Аравийского полуострова и Месопотамская низменность характеризуются положительными аномалиями до +220 мГал. Отрицательные аномалии наблюдаются в районах Таримского бассейна (до –190 мГал), над подводными хребтами в Индийском океане (до –340 мГал), в юго-восточной части Китая (до –120 мГал), в центральной части Индостана (до –80 мГал), а также в районах Гиндукуша и Каракорума (до –150 мГал). Субдукционные зоны Индийской и Тихоокеанской плит также характеризуются отрицательными аномалиями до –250 мГал. На северо-востоке Африканского континента, где имеет место тройное сочленение рифтовых зон (Красное море, Аденский залив, Африканский рифт), наблюдается область максимальных отрицательных мантийных аномалий. Здесь гравитационное поле понижается до –570 мГал (рис. 8).Полученные результаты и выводы. В результате проведенной работы на основе разработанной авторами компьютерной программы 3SGravity и цифровой модели земной коры AsCrust получено распределение коровых и мантийных гравитационных аномалий в Центральной и Южной Азии. Распределение дает более точную информацию о глубинном распределении плотностных неоднородностей в регионе. Результаты проведенных расчетов показывают значительный диапазон изменения мантийных гравитационных аномалий, в несколько раз превышающий изменения наблюденных аномалий
ДИСКРЕТНО-ВОЛНОВАЯ ДИНАМИКА ДЕФОРМАЦИЙ В СДВИГОВОЙ ЗОНЕ: РЕЗУЛЬТАТЫ ФИЗИЧЕСКОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ
Get PDFObservations of earthquake migration along active fault zones [Richter, 1958; Mogi, 1968] and related theoretical concepts [Elsasser, 1969] have laid the foundation for studying the problem of slow deformation waves in the lithosphere. Despite the fact that this problem has been under study for several decades and discussed in numerous publications, convincing evidence for the existence of deformation waves is still lacking. One of the causes is that comprehensive field studies to register such waves by special tools and equipment, which require sufficient organizational and technical resources, have not been conducted yet.The authors attempted at finding a solution to this problem by physical simulation of a major shear zone in an elastic-viscous-plastic model of the lithosphere. The experiment setup is shown in Figure 1 (A). The model material and boundary conditions were specified in accordance with the similarity criteria (described in detail in [Sherman, 1984; Sherman et al., 1991; Bornyakov et al., 2014]). The montmorillonite clay-and-water paste was placed evenly on two stamps of the installation and subject to deformation as the active stamp (1) moved relative to the passive stamp (2) at a constant speed. The upper model surface was covered with fine sand in order to get high-contrast photos. Photos of an emerging shear zone were taken every second by a Basler acA2000-50gm digital camera. Figure 1 (B) shows an optical image of a fragment of the shear zone. The photos were processed by the digital image correlation method described in [Sutton et al., 2009]. This method estimates the distribution of components of displacement vectors and strain tensors on the model surface and their evolution over time [Panteleev et al., 2014, 2015].Strain fields and displacements recorded in the optical images of the model surface were estimated in a rectangular box (220.00×72.17 mm) shown by a dot-and-dash line in Fig. 1, A. To ensure a sufficient level of detail in the analyses of the strain fields in each optical image, the selected area was covered with a uniform mesh (3.43×3.43 mm). In the zoomed-up images, the mesh was 32×32 pixels (a pixel of 0.107×0.107 mm). For each pair of optical images, we calculated cross-correlation functions of the intensity of pixels between pairs of the same size cells (Fig. 2). Directions and magnitudes of displacements of the cells were determined from displaced maximums of cross-correlation functions (Наблюдения за миграцией землетрясений вдоль зон активных разломов [Richter, 1958; Mogi, 1968] и последующие теоретические разработки [Elsasser, 1969] положили начало разработке проблемы медленных деформационных волн в литосфере. Несмотря на солидный возраст этой проблемы и большое количество посвященных ей публикаций, убедительных подтверждений существования деформационных волн на сегодняшний день не получено. Это обусловлено тем, что целенаправленные полевые исследования по их инструментальной регистрации, требующие больших организационных и технических ресурсов, не проводились.С целью поиска решения этой проблемы авторами проведено физическое моделирование процесса формирования крупной сдвиговой зоны в упруговязкопластичной модели литосферы. На рисунке 1, А, представлена схема эксперимента. Выбор модельного материала граничных условий эксперимента осуществлялся в соответствии с критериями подобия, детальное описание которых представлено в [Sherman, 1984; Sherman et al., 1991; Bornyakov et al., 2014]. Модельный материал (водная паста монтмориллонитовой глины) ровным слоем размещался на двух штампах экспериментальной установки, после чего активный штамп 1 смещался относительно неподвижного, пассивного штампа 2 с постоянной скоростью. Для получения высококонтрастного изображения свободной поверхности модели на ее поверхность насыпался мелкий песок. Развивающийся в модели процесс формирования сдвиговой зоны фотографировался цифровой фотокамерой Basler acA2000-50gm c частотой 1 fps (1 кадр в секунду). На рисунке 1, Б, приведен пример оптического изображения фрагмента сдвиговой зоны. Для обработки полученных фотоматериалов использован метод корреляции цифровых изображений [Sutton et al., 2009]. Данный метод позволяет рассчитывать распределения компонент вектора перемещений, тензора деформации на поверхности испытываемого материала и их эволюцию во времени [Panteleev et al., 2014, 2015].Расчет полей деформации и перемещений на оптических изображениях поверхности модели осуществлялся в пределах прямоугольной области размером 220.00×72.17 mm, показанной на рис. 1, А, штрих-пунктирной линией. Для достаточного уровня детализации деформационных полей на каждом оптическом изображении выбранная область покрывалась равномерной сеткой с размером ячейки (подобласти) 3.43–3.43 мм (32×32 пиксела, размер одного пиксела – 0.107×0.107 mm при принятом масштабном изображении). Далее для каждой пары оптических изображений вычислялась кросскорреляционная функция интенсивности пикселов между парами ячеек одинакового номера (рис. 2). Смещение максимума кросскорреляционной функци
РАДОН В ПОДЗЕМНЫХ ВОДАХ ПРИБАЙКАЛЬЯ И ЗАБАЙКАЛЬЯ: ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННЫЕ ВАРИАЦИИ
Get PDFThis study aimed to provide a systematic overview of water sources in the Baikal region and Transbaikalia by the content of radon (Q) and establish regularities in variations of Q values in space and time.We collected and analyzed our evaluations of Q and the available published Q values for many dozens of water sources in the study area (Fig. 1), and reviewed the monitoring data of eight water sources that belong to the Angarsky fault impact zone in Southern Priangarie (Fig. 5). Radon content in water samples was measured in accordance with the standard procedure using a RRA-01M-03 radiometer (sensitivity of at least 1.4∙10–4 s–1∙Bq–1∙m3; maximum allowable relative error of 30 %).Based on the frequency patterns of Q values measured in the Baikal region and Transbaikalia (Fig. 2) and the analysis of the known classifications of the water sources by radioactivity, we propose a uniform regional classification of groundwaters with respect to 222Rn content (Table 1). In seismically active Baikal region, wherein water sources with Q>185 Bq/l are practically lacking, we distinguish the first three groups with the following Q ranges: Group I – Q≤15 Bq/l, Group II – 16≤Q≤99 Bq/l, and Group III – 100≤Q≤184 Bq/l. Most of the water sources sampled in the Baikal region and Transbaikalia belong to Groups I and II, which allows us to recommend an objectively existing value of 100 Bq/l as the level of intervention in the preparation of drinking water in this region, instead of the limit of 60 Bq/l that is now approved in Russia.In order to identify the special patterns of groundwater sources in the Baikal region and Transbaikalia, which belong to different radioactivity groups, we sampled these sources along the transect from Bayanday to Muhorshibir, across the Baikal rift and other large regional tectonic structures (Fig. 4). On a larger scale, we analysed the radon content variability in the groundwater sources within the zones influenced by the Tunka normal fault (Fig. 3), Primorsky normal fault, Angarsky strike-slip fault with a normal component, and other active faults located in the study region. Within the framework of the spatial aspect, the material and structural factors determining the radioactivity of groundwaters in the study region are identified. Our data support the results of the previous studies showing a generally lower radon content in groundwaters in the Baikal region in comparison with those in Transbaikalia that is characterized by a higher radioactivity due to the abundant granitoids of different types. The background concentrations of the radioactive gas in the Baikal region correspond to Group I, and in those in Transbaikalia to Group II. The boundary between the regions with different levels of radioactivity of groundwaters is shifted southeastward from the central structures of the Baikal rift. Within the Bayanday–Muhorshibir transect, it coincides with the known boundary between the Transbaikalia province of cold carbonic acid waters and the Baikal province of nitrogen and methan terms (see Fig. 4). The structural factor of formation of the emanation field refers to an increase in radioactivity of water associated with the faults, whereat an increased permeability and higher geodynamic activity cause a more intensive radon emanation and/or the occurrence of emanating reservoirs (see Fig. 3, and 4). In the Baikal region, water sources of Group II are generally associated with faults, while in Transbaikalia, groundwater sources belonging to groups III and VI are typically related to faults.To clarify the pattern of temporal variations in groundwater radioactivity, we analysed long rows of the monitored Q values (9 to 30 months) in eight water sources in the Angarsky fault zone in Southern Priangarie (see Fig. 5, and 6).According to the adopted classification (see Table 1), three water sources belong to the near-surface sources (Group I), and there are five deeper near-fault water sources (Group II). Despite the distinct variations in radioactivity, the Q values recorded through most of the monitoring time do not exceed the threshold Q values for the respective groups. It appears that the observed periodic anomalously high and low contents of radon are due to seasonally variable meteorological parameters (see Fig. 6).The correlation analysis of Q values and atmospheric pressure (P), air humidity (U) and temperature (T) shows a clear dependence of the content of radon in groundwater on T and P values (Table 3). Following the major seasonal trend of air temperature, the level of radioactivity is increased in the water samples taken in winter and decreased in summer (see Fig. 6). Q values are indirectly influenced by parameter T via changes of water temperature, variations in flow rates of water sources, freezing of the top layer of soil and other processes, which parameters require further research.According to the monitoring data (see Table 3, and Fig. 6, A), the content of radon in near-surface water sources (Group I) can vary by a few and the first dozens of units, while changes by tens of becquerel per liter are recorded in the deeper near-fault water sources (Group II). As a consequence, in short periods of extreme Q values, the content of radon in a water source may increase or decrease to a value corresponding to a neighbouring radon-radioactivity group.This paper provides an overview of the radon activity of groundwater in the Baikal region and Transbaikalia with a focus on regularities in the spatial and temporal patterns of 222Rn in the water sources with Q<185 Bq/l. The nonradon waters are more abundant in the Baikal region, including areas of active use of natural resources. Although the content of 222Rn in low, such waters should be a target of further research aimed to explore medicinal water sources, assess drinking water quality, and discover the emanation precursors of strong earthquakes in the study region.Целью исследований было провести систематизирование водопроявлений Прибайкалья и Забайкалья по содержанию радона (Q), а также установить закономерности изменчивости параметра Q в пространстве и времени.Фактическим материалом для анализа послужили собственные и заимствованные из литературных источников оценки параметра Q во многих десятках водопроявлений региона (рис. 1), а также данные монито- ринга восьми источников, принадлежащих к зоне влияния Ангарского разлома в Южном Приангарье (рис. 5). Измерения содержания радона в пробах воды проводились в соответствии со стандартной методикой при помощи радиометра РРА-01М-03, который характеризуется чувствительностью не менее 1.4∙10–4 с–1∙Бк–1∙м3 и 30%-ным пределом допустимой относительной погрешности.Частотное распределение величин Q, измеренных в Прибайкалье и Забайкалье (рис. 2), а также анализ известных классификаций водопроявлений по радиоактивности позволили предложить единую для изученного региона систематику подземных вод в зависимости от содержания 222Rn (табл. 1). Для сейсмически активного Прибайкалья, где источники собственно радоновых вод с Q>185 Бк/л почти не встречаются, практическое значение имеет выделение трех первых групп со следующими пределами изменения параметра Q: группа I – Q≤15 Бк/л, группа II – 16≤Q≤99 Бк/л, группа III – 100≤Q≤184 Бк/л. Большинство опробованных в Прибайкалье и Забайкалье источников относится к группам I и II, что позволяет рекомендовать объективно существующую величину 100 Бк/л в качестве уровня вмешательства при подготовке питьевой воды в регионе вместо предела в 60 Бк/кг, принятого сейчас в России.Для выявления пространственных закономерностей распространения в Прибайкалье и Забайкалье источников подземных вод, относящихся к разным группам по радиоактивности, проведено их опробование вдоль трансекта Баяндай–Мухоршибирь, пересекающего Байкальский рифт и другие крупные тектонические структуры изучаемого региона (рис. 4). В более крупном масштабе выполнен анализ изменчивости содержания радона в источниках подземных вод, приуроченных к отдельным участкам зон влияния Тункинского сброса (рис. 3), Приморского сброса, Ангарского сбросо-сдвига и других активных разломов изучаемого реги- она.В рамках пространственного аспекта проведенного исследования выделены вещественный и структурный факторы, определяющие радиоактивность подземных вод рассматриваемого региона. Подтверждены результаты предшествовавших исследований, свидетельствующие в целом о меньшем содержании радона в подземных водах Прибайкалья в сравнении с Забайкальем, где повышенная радиоактивность обусловлена широким распространением разнотипных гранитоидов. Фоновые концентрации радиоактивного газа в Прибайкалье соответствуют группе I, а в Забайкалье – группе II. Граница между областями с разной радиоактивностью подземных вод смещена к юго-востоку от приосевых структур Байкальского рифта. В пределах трансекта Баяндай – Мухоршибирь она совпадает с известной границей между Забайкальской провинцией холодных углекислых вод и Байкальской провинцией азотных и метановых терм (рис. 4). Структурный фактор формирования эманационного поля выражается в повышении радиоактивности вод, приуроченных к разломам, где вследствие повышенной проницаемости и геодинамической активности интенсифицируется выход радона и/или создаются эманирующие коллекторы (рис. 3, 4). В Прибайкалье с разломами обычно связаны водопроявления группы II, а в Забайкалье – источники подземных вод, принадлежащие к группам III–VI.Для выявления характера временных вариаций радиоактивности подземных вод были проанализированы длинные ряды (от 9 до 30 месяцев) мониторинга значений Q в восьми водопроявлениях из зоны Ангарского разлома в Южном Приангарье (рис. 5, 6). Согласно принятой классификации (табл. 1), три водопункта относились к близповерхностным источникам (группа I) и пять водопроявлений – к источникам более глубоких разломных вод (группа II). Несмотря на отчетливые вариации радиоактивности, большую часть времени мониторинга изученные водопроявления не выходили за пороговые значения Q в пределах соответствующих групп. Периодические появления аномально высоких и низких содержаний радона оказались связанными с сезонными вариациями метеопараметров (рис. 6).Корреляционный анализ величины Q с атмосферным давлением (Р), влажностью (U) и температурой (Т) воздуха показал существование отчетливой зависимости содержания радона в подземных водах от величин Т и Р (табл. 3). Вслед за ведущим сезонным трендом температуры воздуха радиоактивность исследуемых вод увеличивается зимой и уменьшается летом (рис. 6). Параметр Т оказывает опосредованное влияние на величину Q через изменение температуры воды, вариации дебита водоисточников, промерзание верхнего слоя грунтов и другие процессы, параметрическое изучение которых представляет задачу дальнейших исследований по проблеме.Согласно данным мониторинга (табл. 3, рис. 6, А), содержание радона у близповерхностных водопроявлений из группы I может меняться на единицы и первые десятки, а для более глубоких (приразломных) водоисточников группы II – на десятки беккерелей на литр. Как следствие, в непродолжительные периоды проявления экстремальных значений Q содержание радона в воде конкретного источника может повыситься или понизиться до значений, соответствующих смежной группе по радиоактивности.В работе охарактеризована радоновая активность подземных вод Прибайкалья и Забайкалья, причем особый акцент сделан на закономерностях пространственной и временной изменчивости содержания 222Rn в водопроявлениях с Q<185 Бк/л. Это нерадоновые воды, которые наиболее распространены в Прибайкалье, включая районы активного природопользования. Несмотря на низкое содержание 222Rn, они являются важным объектом дальнейших целенаправленных исследований по поиску лечебных вод, оценке качества питьевой воды и выявлению эманационных предвестников сильных землетрясений в регионе
ИСТОЧНИКИ ЧЕТВЕРТИЧНЫХ КАЛИЕВЫХ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД УДАЛЯНЬЧИ, КИТАЙ: КОНТРОЛЬ ТРАНСТЕНСИЕЙ В ПОГРАНИЧНОМ СЛОЕ ЛИТОСФЕРЫ–АСТЕНОСФЕРЫ
No full textIntroduction. Transtension is a system of stresses that tends to cause oblique extension, i.e. combined extension and strike slip. Syn-volcanic transtensional deformations of the lithosphere may provide two possible scenarios for control of magmatic processes. One scenario assumes ascending sub-lithospheric melts that mark the permeable lithosphere in a transtension area without melting of the lithospheric material; products of volcanic eruptions in such a zone show only the sub-lithospheric mantle material; components of magmatic liquids do not reveal any connection to the lithospheric structure. Another scenario yields a direct control of melting in lithospheric sources in an evolving transtensional structure. In this case, spatial-temporal changes of lithospheric and sub-lithospheric components are a direct indication of the evolving transtensional zone. In this paper, we present arguments in favor of the transtensional origin of the lithosphere-derived melting anomaly along the Wudalianchi volcanic zone, which are based on the study of components in the rocks sampled from the volcanic field of the same name.Analytical methods. Trace elements were determined by ICP–MS using a mass-spectrometer Agilent 7500ce and isotopes using a mass-spectrometer Finnigan MAT 262. The methods used were described in the previous papers by Rasskazov et al. [2011] and Yasnygina et al. [2015]. Major oxides were measured by “wet chemistry”.Structural setting of the Wudalianchi zone. This zone extends north-south for 230 km at the northern circuit of the Songliao basin, subsided in the Late Mesozoic – Early Cenozoic (Fig. 1).Timing of volcanism and variations of K2O contents in rocks from the Wudalianchi zone. Rocks, dated back to the Pliocene and Quaternary, show the stepwise increasing K2O content interval along the Wudalianchi zone from the southernmost Erkeshan volcanic field (5.6–5.8 wt %) to the northernmost Xiaogulihe-Menlu volcanic field (2.0–9.5 wt %) (Fig. 2).Spatial-temporal clustering of volcanoes in the Wudalianchi field. In terms of the general Quaternary evolution of volcanism in Asia [Rasskazov et al., 2012], spatial-temporal distribution and compositional variations of volcanic products, we distinguish three time intervals of the volcanic evolution: (1) 2.5–2.0 Ma, (2) 1.3–0.8 Ma, and (3) <0.6 Ma. The Central group of volcanoes showed persistent shifting of eruptions from Wohushan (1.33–0.42 Ma) to Bijiashan (0.45–0.28 Ma) to Laoheishan (1720–1721, possibly earlier) to Huoshaoshan (1721) (Figs 3, 4, 5). No spatial-temporal regularity of eruptions in volcanoes of the Erkeshan field and Western and Eastern groups of the Wudalianchi field reflected background activity.Sampling. Representative sampling of rocks from the Wohushan–Huoshaoshan volcanic line was aimed to identify changing geochemical signatures along the whole volcanic line and in the course of eruptions in each volcano (Figs 3, 6, 7). For comparisons, the background volcanoes were also sampled.Silica and alkalis oxides. On the total alkalis–silica (TAS) diagram (Fig. 8), data points of background rocks are distributed along the dividing lines between highly and moderately alkaline series mainly in tephriphonolite and trachyandesite fields with a few samples in the phonotephrite field. Background rocks from some volcanoes (e.g. Yaoquanshan and Weishan) are highly alkaline (phonotephrites and tephriphonolites). Background rocks from other volcanoes (Longmenshan, Jiaodebushan etc.) are moderately alkaline (mostly trachyandesites). In background rocks, Na2O+K2O range from 8.6 to 9.7 wt %, SiO2 from 51.6 to 55.0 wt %. Phonotephrites from the Erkeshan field are comparable with the Wudalianchi background rocks of this type.Data points of rocks from the Central group of volcanoes are also distributed along the discriminating line of highly and moderately alkaline series, mainly in the phonotephrite and trachyandesite fields. Almost all samples from the first volcano (Wohushan) fall within the data field of background rocks. Rock compositions of the second and third volcanoes (Bijiashan and Laoheishan) changed on each of them from similar to the background to the ones distinguished by the lower silica and alkalis contents. On the Bijiashan volcano, eruptions were exhibited by trachyandesites of a lava shield and by basaltic trachyandesites and phonotephrites of a volcanic cone. The trachyandesites were comparable to the background rocks, the basaltic trachyandesites and phonotephrites differed from them. On the Laoheishan volcano, rocks were subdivided into three groups: (1) basaltic trachyandesites and phonotephrites, (2) trachyandesites, and (3) phonotephrites. The first group was recorded in pyroclastic material from the late volcanic cone and lavas from the northern bocca, the second group in pyroclastic material from the northwestern edge of the late crater, and the third group in bombs from its southwestern edge. On the fourth volcano (Huoshaoshan), rocks are basaltic trachyandesites and phonotephrites.In terms of Na2O, K2O, and SiO2 contents, peripheral lavas of volcanic fans in the Bijiashan, Laoheishan, and Huoshaoshan volcanoes were close to background rocks. The contents of these oxides, differed from the background signatures, characterize rocks from volcanic cones in a linear progression that demonstrates the transition from compositions of the Wohushan volcano, close to background ones, through the intermediate values in the Bijiashan and Laoheishan volcanoes to the final compositions in the Huoshaoshan volcanic cone.In the background rocks, K2O concentrations range from 4.8 to 6.0 wt % with its relative decrease in the rocks of the beginning and end of volcanic evolution. Initial lava flows with K2O contents as low as 4.0 wt % erupted along the Laoshantou – Old Gelaqiushan north-south locus from 2.5 to 2.0 Ma and in the final cone of the Huoshaoshan volcano, erupted in 1721, fell to 3.2 wt %. Since 1.3 Ma, irregular spatial-temporal distribution of volcanic activity reflected dominated background processes. Between 1.3 and 0.8 Ma, eruptions took place at the South Gelaqiushan volcano and along the west-east locus of the Lianhuashan, Yaoquanshan, West Jaodebushan, West Longmenshan volcanoes. In the last 0.6 Ma, three groups of volcanoes erupted: Western (North Gelaqiushan, Lianhuashan, Jianshan-Jianshanzi, Central (Wohushan, Bijiashan, Laoheishan, Huoshaoshan), and Eastern (Weishan, East Jaodebushan, Xiaogoshan, West and East Longmenshan, Molabushan). Background eruptions continued in the Western and Eastern groups, whereas the Central group displayed stepwise shift of activity from the southwest to the northeast. Under such a regular volcanic evolution, relative reduction of K2O abundances took place in final eruption products of the Huoshaoshan volcano (Fig. 9).Other major oxides. Changes of rock compositions along the Wohushan-Huoshaoshan line, from the close to the background signatures at the first volcano (Wohushan) through the contrast major oxide contents at the Bijiashan and Laoheishan edifices to notably different from the background ones at the Huoshaoshan cone, are illustrated further by diagrams of SiO2 vs. MgO, Al2O3 vs. MgO, CaO vs. MgO, and P2O5 vs. MgO (Figs 10, 11).Trace elements. No sufficient difference is found between primitive mantle-normalized patterns plotted for rocks from different volcanoes (Fig. 13). Nevertheless, specific variations of rock compositions in the Central group of volcanoes close to the background and different from them are shown on the diagrams of Ni, Cr, Rb, Zr, Ba, Th, Sr, and La/Yb vs. MgO (Figs 12, 14, 15). A similar behavior was observed, on the one hand, for Rb and Zr, on the other hand, for Ba, Th, Sr, and La/Yb. In rocks from the Central group of volcanoes, which are compositionally close to the background ones, Rb concentrations increase from the first volcano (Wohushan) through the second (Bijiashan) to the third (Laoheishan). In rocks that differ from the background ones, Rb concentrations increase from the second to the fourth volcano and decrease in its final edifice. In rocks, close to the background ones, Zr concentrations decrease from the first to the second volcano and increase to the third volcano. In rocks, distinguished from background ones, relatively low concentrations of Zr at the first volcano change to elevated concentrations at the third and fourth volcanoes with relative decrease at the final Huoshaoshan edifice.Discussion. Sub-lithospheric continuum of components under East Asia comprises a material from convective mantle domain with subducted slab (paleoslab) fragments of oceanic (paleooceanic) crust as well as delaminated lithospheric blocks of orogens. Volcanic rocks from the Wudalianchi field show a sub-lithospheric end-member, which belongs to this continuum. Lithospheric components of these rocks, however, have no connection with other sub-lithospheric components. We refer the Wudalianchi rocks to a sub-lithospheric–lithospheric cluster of components from the boundary between the lithosphere and sub-lithospheric convective mantle (Fig. 17). From the comparative analysis of K2O, other major oxides, and trace elements in rocks of early and late eruption phases in the Central group of volcanoes, we infer that rocks were compositionally almost similar to the background ones in edifices of the first volcano (Wohushan), partially close to the background rocks and partly differed from them in edifices of the second and third volcanoes (Bijiashan, Laoheishan), and significantly different from the background rocks in the cone of the fourth volcano (Huoshaoshan) (Figs 18, 19). We suggest that magma generation under the Wudalianchi volcanic field was controlled by developing transtension of a layer at the base of the lithosphere that divided and shielded sources of the underlying homogeneous sub-lithospheric convective mantle and the overlying enriched heterogeneous lithosphere. The sub-lithospheric magma source had 87Sr/86Sr=0.7052, sources of the boundary shielding layer the same and lower Sr-isotopic ratios, and sources of the overlying region the same and higher ratios (Fig. 20). Through the extremely low row of data points for rocks from the Huoshaoshan volcanic cone in 87Sr/86Sr vs. 87Rb/86Sr plot, we get an estimate of about 98 Ma for the isotopic system closure at the base of the lithosphere with the initial 87Sr/86Sr apatite-related value 0.70485 and the underlying convective mantle domain with Rb/Sr=0.092 (Fig. 21). We infer that the development of transtension governed time and space of the locally introduced convective mantle component through the boundary shielding layer on background of melting enriched mantle material above the latter (Fig. 22). The 2.5–2.0 Ma local eruptions of sub-lithospheric liquids, derived from the axial part of the north-south zone of transtension, were followed by the 1.3–0.8 Ma background melts from a wider transtensional segment of the enriched lithospheric region. Afterwards, in the past 0.6 Ma, background melting of the enriched lithosphere sharply outlined edge portions of the transtensional segment, whereas simultaneous local sub-lithospheric melting propagated along a crack that originated within the boundary shielding layer due to concentrating tectonic forces at the central portion of the transtensional segment.Введение. Транстенсия представляет собой систему напряжений, вызывающую косое растяжение литосферы – сочетание ее растяжения и сдвига. Синвулканические транстенсионные деформации литосферы могут обеспечить два возможных сценария контроля магматических процессов. Один из них предполагает восходящие подлитосферные расплавы, обозначающие проницаемые участки литосферы в области транстенсии без плавления литосферного материала. Продукты вулканических извержений в такой зоне представлены только подлитосферным мантийным материалом. Компоненты магматических расплавов не обнаруживают никакой связи с транстенсионной структурой литосферы. Другой сценарий выражается в непосредственном контроле плавления литосферных источников в эволюционирующей транстенсионной структуре. В этом случае пространственно-временная смена литосферных и подлитосферных компонентов служит прямым признаком эволюционирующей транстенсионной зоны. В настоящей статье мы приводим аргументы в пользу транстенсионной природы литосферной расплавной аномалии вулканической зоны Удаляньчи на основе исследований компонентов вулканических пород одноименного поля.Аналитические методы. Содержания микроэлементов определены методом ICP–MS на масс-спектрометре Agilent 7500се, а отношения изотопов – на масс-спектрометре Finnigan MAT 262. Использованные методики охарактеризованы в предшествующих работах [Rasskazov et al., 2011; Yasnygina et al., 2015]. Петрогенные оксиды определены методом «мокрой химии».Структурное положение зоны Удаляньчи. Зона простирается субмеридионально более чем на 230 км на северном замыкании бассейна Сунляо, образовавшегося в позднем мезозое – раннем кайнозое (рис. 1).Возраст и содержания K2O в породах зоны Удаляньчи. Породы зоны Удаляньчи, датированные плиоценом и квартером, характеризуются последовательным увеличением интервала содержаний K2O от наиболее южного поля Еркешан (5.6–5.8 мас. %) к наиболее северному полю Сяогулихе (2.0–9.5 мас. %) (рис. 2).Пространственно-временное группирование вулканов поля Удаляньчи. По пространственно-временному распределению и составу продуктов извержений мы различаем вулканические интервалы 2.5–2.0 млн лет назад, 1.3–0.8 млн лет назад и последние 0.6 млн лет. В линии четырех вулканов Центральной группы имела место единая возрастная последовательность извержений: Уохушан (1.33–0.42 млн лет назад), Бидзиашан (0.45–0.28 млн лет назад), Лаохейшан (1720–1721 гг., возможно, более ранние извержения) и Хуошаошан (1721 г.) (рис. 3–5). Отсутствие пространственно-временной регулярности извержений вулканов на поле Еркешан и в Западной и Восточной группах вулканов поля Удаляньчи отражало фоновую активность. В фоновых породах определен диапазон концентраций K2O 4.8–6.0 мас. % с относительным снижением содержаний этого оксида в породах начала и конца вулканической эволюции. В начальных лавовых потоках, излившихся в субмеридиональной полосе Лаошантоу – Древний Гелацюшан в интервале 2.5–2.0 млн лет назад, содержания K2O составляли 3.9–5.2 мас. %, на финальном конусе вулкана Хуошаошан, образовавшемся в 1721 г., – снижались до 3.2 мас. %. Фоновая активность проявилась на вулкане Южный Гелацюшан и вулканах субширотной полосы Лианхуашан, Йаоцюаншан, Западный Дзяодебушан, Западный Лонгменшан во временном интервале 1.3–0.8 млн лет назад. В последние 0.6 млн лет извергались вулканы трех групп: Западной (Северный Гелацюшан, Лианхуашан, Дзианшан-Дзиамшанзи), Центральной (Уохушан, Бидзиашан, Лаохейшан, Хуошаошан) и Восточной (Уэйшан, Восточный Дзяодебушан, Сяогошан, Западный и Восточный Лонгменшан, Молабушан). В Западной и Восточной группах фоновая активность продолжалась, в то время как в Центральной группе активность вулканов последовательно смещалась с юго-запада на северо-восток. Такая упорядоченная вулканическая эволюция сопровождалась относительным снижением содержаний K2O в продуктах финальных извержений вулкана Хуошаошан. Опробование. Представительное опробование пород вулканов в линии Уохушан–Хуошаошан проводилось c целью выявления меняющихся геохимических характеристик в ходе извержений на каждом вулкане и от вулкана к вулкану (рис. 3, 6, 7). Для сопоставлений использованы данные по составу пород вулканов фоновых извержений.Оксиды кремнезема и щелочей. На классификационной диаграмме щелочи – кремнезем (рис. 8) фигуративные точки пород фоновых извержений сконцентрированы вдоль разделительной линии серий высокой и умеренной щелочности преимущественно в полях тефрифонолитов и трахиандезитов, в меньшей степени – в поле фонотефрита. Фоновые породы одних вулканов (например, Йаоцюаншан и Уэйшан) имеют высокощелочной (фонотефритовый и тефрифонолитовый) состав, фоновые породы других вулканов (Лонгменшан, Дзяодебушан и др.) – умеренно щелочной (трахиандезитовый). Сумма щелочей Na2O+K2O в фоновых породах находится в интервале 8.6–9.7 мас. %, SiO2 – в интервале 51.6–55.0 мас. %. Фонотефриты поля Еркешан сопоставимы с фоновыми породами поля Удаляньчи.Фигуративные точки пород Центральной группы вулканов также распределяются вдоль разделительной линии серий высокой и умеренной щелочности диаграммы щелочи – кремнезем, преимущественно в полях фонотефритов и трахиандезибазальтов. Почти все образцы первого вулкана (Уохушан) находятся в фигуративном поле фоновых пород. Составы пород второго и третьего вулканов (Бидзиашан и Лаохейшан) менялись в ходе извержений каждого из них от близких к фоновым до отличавшихся от фоновых. На вулкане Бидзиашан продукты вулканических извержений были представлены трахиандезитами периферии щитовой постройки и трахиандезибазальтами–фонотефритами вулканического конуса. Трахиандезиты были сопоставимы с фоновыми породами, трахиандезибазальты–фонотефриты заметно отличались от них. На вулкане Лаохейшан выделилось три группы пород: 1) трахиандезибазальты–фонотефриты, 2) трахиандезиты и 3) фонотефриты. Породы первой группы представлены в пирокластическом материале позднего вулканического конуса и в лавовых потоках северной бокки, породы второй группы – в пирокластическом материале западной кромки позднего кратера, породы третьей группы – в бомбах его юго-западной кромки. По соотношениям Na2O, K2O и SiO2 породы периферических лавовых шлейфов вулканов Бидзиашан, Лаохейшан и Хуошаошан сопоставимы с продуктами фоновых извержений. Содержания этих оксидов, отличающиеся от фоновых, свойственны породам линии вулканических конусов, в которых проявился переход от составов пород вулкана Уохушан, близких к фоновым, через промежуточные составы пород вулканов Бидзиашан и Лаохейшан к финальным составам пород вулканического конуса Хуошаошан (рис. 9).Другие петрогенные оксиды. Смена составов пород вдоль линии Центральной группы вулканов от близких к фоновым в первой постройке (Уохушан) через контрастные в постройках Бидзиашан и Лаохейшан к заметно отличающимся от фоновых на конусе вулкана Хуошаошан дополнительно иллюстрируется диаграммами SiO2–MgO, Al2O3–MgO, CaO–MgO и P2O5–MgO (рис. 10, 11).Микроэлементы. Для пород разных вулканов не отмечено заметных различий в элементных спектрах, нормированных к примитивной мантии (рис. 13). Особые вариации пород вулканов Центральной группы, близких к фоновым и отличающихся от них, подчеркнуты, тем не менее, на диаграммах Rb–MgO, Zr–MgO, Ba–MgO, Th–MgO, Sr–MgO и La/Yb–MgO (рис. 12, 14–15). Сходное поведение обнаружено, с одной стороны, для Rb и Zr, с другой стороны – для Ba, Th, Sr и La/Yb. В составах пород вулканов Центральной группы, близких к фоновым, наблюдалось последовательное повышение концентраций Rb от первого вулкана линии (Уохушан) через второй вулкан (Бидзиашан) к третьему вулкану (Лаохейшан). В породах, отличающихся от фоновых, выявлены общие повышенные концентрации Rb от второго до четвертого вулкана линии и относительное снижение концентраций этого элемента в финальной постройке четвертого вулкана. В породах, близких к фоновым, концентрации Zr снижаются от первого вулкана ко второму, а к третьему – возрастают. В породах, отличающихся от фоновых, сравнительно низкие концентрации Zr первого вулкана сменяются повышенными концентрациями третьего и четвертого вулканов с дальнейшим относительным снижением концентраций этого элемента в финальной постройке четвертого вулкана.Обсуждение. Подлитосферный компонентный континуум в Восточной Азии содержит материал из домена конвектирующей области мантии с субдуцированными слэбовыми (палеослэбовыми) фрагментами океанической (палеоокеанической) коры, а также деламинированных литосферных блоков орогенов. Вулканические породы поля Удаляньчи содержат подлитосферный конечный компонент, который принадлежит к этому континууму. Литосферные компоненты этих пород, однако, не имеют никакого отношения к другим подлитосферным компонентам. Породы Удаляньчи относятся к подлитосферно-литосферному компонентному кластеру, характеризующему границу между литосферой и подлитосферной конвектирующей мантией (рис. 17). Из анализа содержаний K2O, других петрогенных оксидов и микроэлементов в породах ранних и поздних фаз извержений Центральной группы вулканов следует, что составы построек первого вулкана (Уохушан) почти не отличались от фоновых, второго и третьего вулканов (Бидзиашан и Лаохейшан) были частично близки к фоновым и частично отличались от них, а четвертого (Хуошаошан) существенно отличались от фоновых (рис. 18, 19). Предполагается, что генерация магм под вулканическим полем Удаляньчи контролировалась развитием транстенсии в граничном слое основания литосферы, разделявшем и экранировавшем источники подстилающей гомогенной подлитосферной конвектирующей мантии и перекрывающей гетерогенной обогащенной литосферы. Подлитосферный источник магм обладал отношением 87Sr/86Sr=0.7052, источники экранирующего слоя – таким же и более низкими отношениями, источники вышележащей литосферы – такими же и более высокими отношениями (рис. 20). По предельно низкому ряду фигуративных точек пород вулканического конуса Хуошаошан на диаграмме 87Sr/86Sr–87Rb/86Sr получена оценка закрытия изотопной системы в подошве литосферы около 98 млн лет с начальным 87Sr/86Sr значением 0.70485 в апатит-содержащем источнике и подстилающем домене конвектирующей мантии с Rb/Sr=0.092 (рис. 21). Развитие транстенсии определяло время и место локального поступления компонента конвектирующей мантии из-под граничного экранирующего слоя на фоне плавления обогащенного материала над ним (рис. 22). Локальные извержения подлитосферных выплавок из осевой части субмеридиональной магистральной зоны транстенсии интервала 2.5–2.0 млн лет назад
МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ СВИДЕТЕЛЬСТВА ПОЛИСТАДИЙНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЧЕРТОВО КОРЫТО
Get PDFIntroduction. The Lena gold province is one of the largest known gold resources in the world. The history of its exploration is long, but the genesis of gold mineralization hosted in black shales in the Bodaibo synclinorium still remains unclear. The studies face the challenge of discovering sources for the useful component and mechanisms of its redistribution and concentration. This study aims to clarify the time sequence of the ore mineralization in the Chertovo Koryto deposit on the basis of detailed mineralogical and geochemical characteristics of the ore, wallrock metasomatites and the Early Proterozoic host black shales, and to assess the applicability of the Sukhoi Log model for clarifying the Chertovo Koryto origin.Geological setting. The Lena gold province is located in the junction area of the Siberian platform and the Baikal mountain region (Fig. 1). The main element of its geological structure is the Chuya-Tonoda-Nechera anticline. Its axial segment is marked by horsts composed of the Early Proterozoic rocks with abundant granitoid massifs. The Chertovo Koryto deposit is located within the Kevakta ore complex at the Tonoda uplift, the largest tectonically disturbed block between the Kevakta and Amandrak granitoids massifs. The 150 m thick and 1.5 km long ore zone of the Chertovo Koryto deposit is confined to the hanging wall of the fold-fault zone feathering the Amandrak deep fault (Fig. 2).Composition. In the ore zone, rocks of the Mikhailovsk Formation include carbonaceous shales of the feldspar-chlorite-sericite-quartz composition with nest-shaped ore accumulations of the pyrite-quartz composition and quartz veinlets. In our study, we distinguish five mineral associations resulting from heterochronous processes that sequentially replaced each other:- The earliest association related with the quartz-muscovite-sericite metasomatism and the removal of REE and other elements from the rocks and their partial redeposition;- Metamorphic sulphidization presented by scattered impregnations of pyrrhotite, as evidenced by small lenses of pyrrhotite, which are considerably elongated (axes up to 0.7 cm long) along the foliation planes (Figs 3, a, b);- Ore mineralization represented by a superimposed hydrothermal gold association with arsenopyrite (Fig. 3, d);- Late chalcophilic mineralization formed at the final stage of hydrothermal-metasomatic process (Figs 3, e, f);- Post-ore silification.Geochemical characteristics. The geochemical study of rocks and ores from the Chertovo Koryto deposit show that the rocks of the Mikhailovsk Formation are characterized by higher contents of rock-forming elements, such as of Al2O3, Fe2O3total, MgO, K2O, and P2O5, in comparison to the PAAS standards [Condie, 1993] and the black shale standard composition (SChS-1) [Petrov et al., 2004]. A characteristic feature of the ore zone is that the contents of practically all the oxides, except SiO2, tend to decrease (Table 1). The distribution of rare elements repeats the pattern established for major elements. The least metamorphosed rocks of the Mikhailovsk Formation have higher contents (up to three times) of Cu, Mo, Ba, W, As, Pb relative to the values in the PAAS and SChS-1 standards. In the ore zone, the contents of almost all rare elements are considerably reduced (Table 2). The contents of elements in the siderophile group (Co, Ni) are clearly correlated with the ore processes and increased more than twice in the area of metamorphic changes. Samples with gold-ore grade contents show the highest concentrations of Co and Ni.Conclusion. In our opinion, the Chertovo Koryto deposit was formed in five stages, the first two of which were pre-ore, with ore preparation, and probably considerably distant in time from the main ore-generating event. The staged formation of the Chertovo Koryto deposit correlates with the basic stages in the tectono-metamorphic history of the study region and is consistent with the model showing the formation of Sukhoi Log-type deposits [Nemerov, 1989; Buryak, Khmelevskaya, 1997; Large et al., 2007]. Введение. Ленская золотоносная провинция является одной из крупнейших по запасам золота во всем мире. Несмотря на длительную историю работ на данной территории, генезис месторождений Au, приуроченных к черносланцевым отложениям Бодайбинского синклинория, до сих пор остается открытым. Наиболее дискуссионными являются вопросы, связанные с определением источника полезного компонента и выявлением механизма его перераспределения и концентрирования. Цель настоящей работы – выявление этапности формирования месторождения Чертово Корыто на основании детальной минералого-геохимической характеристики руд, околорудных метасоматитов и вмещающих их черносланцевых отложений раннепротерозойского возраста, а также оценка применимости сухоложской модели для формирования месторождения.Геологическая позиция. Ленская золотоносная провинция приурочена к зоне сочленения Сибирской платформы и Байкальской горной области (рис. 1). Одним из главных элементов геологического строения рассматриваемой площади является Чуйско-Тонодско-Нечерский антиклинорий. Положение осевой части антиклинория подчеркивают выступы пород раннепротерозойского возраста, в которых значительные площади занимают массивы гранитоидов. Месторождение Чертово Корыто расположено в пределах Кевактинского рудного узла, приуроченного к Тонодскому поднятию и представляющего собой крупный интенсивно тектонически нарушенный блок, заключенный между Кевактинским и Амандракским массивами гранитоидов. Рудная зона месторождения, мощностью 150 м и протяженностью 1.5 км, приурочена к висячему боку складчато-разломной области, оперяющей Амандракский глубинный разлом (рис. 2).Вещественный состав. В пределах рудной зоны месторождения породы михайловской свиты представлены углеродсодержащими сланцами полевошпат-хлорит-серицит-кварцевого состава с гнездообразными рудными скоплениями пирит-кварцевого состава и прожилками кварца. Установлено пять минеральных ассоциаций, сформированных в результате разновременных процессов, поэтапно сменяющих друг друга:- наиболее ранняя ассоциация связана с кварц-мусковит-серицитовым метасоматозом и выносом РЗЭ и ряда других элементов из пород с их частичным переотложением;- метаморфическая сульфидизация представлена рассеянной вкрапленностью пирротина с образованием мелких, значительно вытянутых (до 0.7 см по длинной оси) вдоль рассланцевания линзочек пирротина (рис. 3, a, b);- рудная минерализация представлена наложенной гидротермальной ассоциацией золота с арсенопиритом (рис. 3, d);- поздняя халькофильная минерализация, образовавшаяся на завершающем этапе гидротермально-метасоматического процесса (рис. 3, e, f);- пострудное окварцевание.Геохимическая характеристика. В результате геохимического изучения пород и руд месторождения Чертово Корыто установлено, что отложения михайловской свиты характеризуются повышенными содержаниями, относительно стандартов PAAS [Condie, 1993] и СЧС-1 [Petrov et al., 2004], таких породообразующих элементов как Al2O3, Fe2O3общ, MgO, K2O, и P2O5. Характерно то, что содержание практически всех оксидов в рудной зоне имеет тенденцию к снижению. Исключением является SiO2 (табл. 1). Распределение редких элементов повторяет закономерность, установленную для петрогенных элементов. Наименее измененные породы михайловской свиты характеризуются повышением содержания (до трех раз) Cu, Mo, Ba, W, As, Pb относительно значений PAAS и СЧС-1, в то время как в рудной зоне содержание практически всех редких элементов заметно снижается (табл. 2). Содержание ряда элементов сидерофильной группы (Co, Ni) имеет четкую корреляцию с рудными процессами, проявляя увеличение в два раза и более в зоне околорудных изменений. Максимальные концентрации Co и Ni отмечены в пробах с рудными содержаниями золота.Выводы. Формирование месторождения Чертово Корыто происходило в пять этапов, первые два из которых являются дорудными, носят рудоподготовительный характер и, вероятно, значительно оторваны по времени от основного рудоформирующего события. Установленная стадийность формирования месторождений Чертово Корыто коррелирует с основными стадиями тектонометаморфической истории региона и согласуется с моделью формирования месторождений сухоложского типа [Nemerov, 1989; Buryak, Khmelevskaya, 1997; Large et al., 2007]
ВОДОРОД ВО ВНЕШНЕМ ЯДРЕ ЗЕМЛИ И ЕГО РОЛЬ В ГЛУБИННОЙ ГЕОДИНАМИКЕ
Get PDFThe content of hydrogen in the outer core of the Earth is roughly quantified from the dependence of the density of iron (viewed as the main component of the core) on the amount of hydrogen dissolved in the core, with account of the most likely presence of iron hydrogen in the outer core, and the matter’s density jumps at the boundaries between the outer liquid core and the internal solid core (that is devoid of hydrogen) and the mantle. Estimations for the outer liquid core show that the hydrogen content varies from 0.67 wt. % at the boundary with the solid inner core to 3.04 wt. % at the boundary with the mantle.Iron occlusion is viewed as the most likely mechanism for the iron–nickel core to capture such a significant amount of hydrogen. Iron occlusion took place at the stage of the young sun when the metallic core emerged in the cooling protoplanetary cloud containing hydrogen in high amounts, and non-volatile hydrogen was accumulated. Absorption (occlusion) of molecular hydrogen was preceded by dissociation of molecules into atoms and ionization of the atoms, as proved by results of studies focused on Fe–H2 system, and hydrogen dissipation was thus prevented. The core matter was subject to gravitational compression at high pressures that contributed to the forced rapprochement of protons and electrons which interaction resulted by the formation of hydrogen atoms. Highly active hydrogen atoms reacted with metals and produced hydrides of iron and nickel, FeH and NiH. While the metallic core and then the silicate mantle were growing and consolidating, the stability of FeH and NiH was maintained due to pressures that were steadily increasing. Later on, due to the impacts of external forces on the Earth, marginal layers at the mantle–core boundary were detached and displaced, pressures decreased in the system, and iron and nickel hydrides were decomposed to produce molecular hydrogen. Consequences of the hydrides transformation into molecular hydrogen are important in terms of petrology, mineralogy and geodynamics. At high temperatures, molecular hydrogen can be involved in redox reactions with iron silicates and carbonaceous gases (CO and CO2), and the synthesis of water becomes possible throughout the entire mantle. It is known that water can significantly reduce the temperature of rock melting, which leads to partial melting of the rocks and pluming in the asthenosphere (in the D” layer) at the bottom of the mantle, and causes the hydrolysis of magnesium silicates, which results in the chemically bound state (hydroxyl ions). Highly ductile hydroxyl-containing magnesium silicates can alter rheological properties of the rocks. A combination of rheologically weak areas in the mantle rocks and the external cosmic effects can cause significant impacts on the tectonic activity and facilitate its manifestation throughout the entire mantle.На основе зависимости плотности железа (основного компонента ядра) от количества растворенного в нем водорода и наиболее вероятного нахождения его во внешнем ядре Земли в форме гидрида железа, а также наличия резких скачков плотности вещества на границах внешнего жидкого ядра с внутренним твердым (лишенным примеси водорода) ядром и с мантией произведена приближенная количественная оценка содержания водорода в названной оболочке. Согласно проведенному расчету, содержание водорода во внешнем жидком ядре меняется от 0.67 мас. % на границе с внутренним твердым ядром до 3.04 мас. % на границе с мантией.В качестве наиболее вероятного механизма захвата такого значительного количества водорода железоникелевым ядром рассматривается окклюзия, которая происходила непосредственно при формировании металлического ядра в охлаждающемся протопланетном облаке, обогащенном водородом, на стадии молодого Солнца. При этом аккумуляция водорода происходила в нелетучей форме, поскольку окклюзионному поглощению молекулярного водорода, как известно из результатов исследования системы Fe-H2, предшествовала диссоциация молекул на атомы и ионизация последних. Это предотвращало диссипацию водорода. Высокие давления, развивающиеся в уплотняющемся под действием гравитационного сжатия вещества ядре, способствовали принудительному сближению разнозаряженных частиц (протонов и электронов) и их взаимодействию с образованием атомов водорода. Последние, обладая высокой химической активностью, вступали в реакцию с металлами, образуя гидриды железа FeH и никеля NiH. Непрерывное увеличение давления по мере роста и уплотнения металлического ядра, а затем и силикатной мантии способствовало их стабильности. Разложение гидридов железа и никеля с образованием молекулярного водорода оказалось возможным, когда на границе раздела мантия – ядро, вследствие внешних силовых воздействий на Землю стали происходить срывы и смещения граничных слоев, приводящие к снижению давления в системе. Трансформация водорода из гидридной формы в молекулярное состояние имеет важные петрологические, минералогические и геодинамические последствия. Молекулярный водород при высоких температурах принимает участие в окислительно-восстановительных реакциях с железосодержащими силикатами и углеродсодержащими газами (CO, CO2), что определяет возможность синтеза воды во всем объеме мантии. Вода, как известно, существенно снижает температуру плавления пород, приводя к их частичному плавлению (астеносфера, слой D” в основании мантии, в котором зарождаются плюмы), и осуществляет гидролиз силикатов магния, переходя при этом в химически связанное состояние (в виде гидроксил-ионов). Гидроксилсодержащие силикаты магния обладают высокой пластичностью и также изменяют реологические свойства пород. Появление реологически ослабленных участков пород в мантии в сочетании с внешними космическими воздействиями оказывает существенное влияние на тектоническую активность и определяет возможность ее проявления во всем объеме мантии
СЕЛЕВОЕ СОБЫТИЕ 2014 ГОДА И ЕГО ВЛИЯНИЕ НА АККУМУЛЯЦИЮ ТВЕРДОЙ ФРАКЦИИ ВОДОКАМЕННОГО СЕЛЯ В РУСЛЕ РЕКИ КЫНГАРГА, ТУНКИНСКАЯ ДОЛИНА, ЮГО-ЗАПАДНОЕ ПРИБАЙКАЛЬЕ
Get PDFOn 28 June 2014, debris flows brought large volumes of loose material into the Kyngarga river valley. The material was sourced from rock collapse and rock sliding on the valley slopes and delivered mainly to the river by debris flows from the side valleys of the river basin. Our field studies and analysis of the satellite images revealed that the potential debris volume received by the river amounted to about 1×106 m3. The morphometric parameters of the Kyngarga river basin are favorable for the river-channel processes associated with floods, debris flows and waterrock flows.В результате селевых потоков в долину реки Кынгарга 28 июня 2014 года поступило большое количество рыхлого материала. Источниками материала явились обвалы, осыпи со склонов бортов долины, большую часть материала поставили в русло реки селевые потоки, сошедшие с боковых долин бассейна. В результате полевых работ и дешифрирования космоснимков установлено, что в русло реки поступил потенциальный селевой материал в объеме около 1×106 м3. Морфометрические параметры бассейна реки Кынгарга способствуют формированию русловых процессов, связанных с паводками и водокаменными селями
ДЕФОРМАЦИИ ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ ВБЛИЗИ ТРАССЫ БАЙКАЛО-АМУРСКОЙ ЖЕЛЕЗНОДОРОЖНОЙ МАГИСТРАЛИ ПО ДАННЫМ ДИФФЕРЕНЦИАЛЬНОЙ РСА ИНТЕРФЕРОМЕТРИИ
Get PDFThis paper presents SAR interferometric data obtained in the study of surface deformations of different origin within the Upper Angara-Muya interbasin link of the northeastern segment of the Baikal rift system, Russia. Differential SAR interferometry using images with small perpendicular baselines was applied in this geodynamical study. The potential of using ENVISAT/ASAR and ALOS/PALSAR data is discussed. New geodynamical data on recent strain patterns were obtained. The endogenous linear-localized and areal deformations were revealed in the influence zone of the active Muyakan fault. The origin of these deformations is discussed. The landslide that negatively affects the Baikal-Amur railway facilities is also studied. The use of SAR data for detailed study and monitoring of the landslide is discussed. It is confirmed that natural hazard in the study area is growing due to the ongoing landsliding.Введение. Первые разработки принципов интерферометрии с применением радара с синтезированной апертурой (РСА), установленного на борту космических спутников, проводились в восьмидесятых годах прошлого столетия. С тех пор метод РСА интерферометрии успешно используется во всем мире для исследований деформаций земной поверхности различного генезиса. Мы применяем данный метод для выявления опасных деформаций вблизи одного из участков трассы Байкало-Амурской магистрали Восточно-Сибирской железной дороги (БАМ ВСЖД). Сложная геодинамическая обстановка района, обусловленная современными деформациями земной коры, влияет на инженерно-сейсмогеологические особенности трассы.Методика. Суть метода дифференциальной РСА интерферометрии состоит в обработке пар радарных изображений, снятых в два разных момента времени, между которыми произошла деформация. Разность фаз сигналов, полученных при съемке, отображается с помощью интерферограмм. Монохромная или цветная шкала интерферограммы характеризует величину и направление сдвига, произошедшего при деформации. В нашем исследовании применялись данные с двух спутников: ENVISAT (инструмент ASAR, С-диапазон) и ALOS (инструмент PALSAR, L-диапазон). При длине волны 5.6 см (С-диапазон) фазовый набег 2π на интерферограмме порождается изменением дальности по направлению к спутнику на 2.8 см; при длине волны 23.6 см (L-диапазон) – на 11.8 cм. Разности дальностей в направлении на точку съемки пересчитываются в истинные изменения положения земной поверхности. Преимуществом метода перед другими способами измерения деформаций является высокоточное измерение смещений земной поверхности по всей площади объекта. Существуют ограничения метода, такие, как временная декорреляция, происходящая из-за изменения радиофизических свойств поверхности, и влияние атмосферных и ионосферных явлений. Ограничения и методы их преодоления детально описаны в [Hanssen, 2001].Геодинамическая обстановка. Район наших исследований находится в пределах Верхнеангарско-Муйской междувпадинной перемычки северо-восточного сегмента Байкальской рифтовой системы, в зоне динамического влияния Муяканского и Перевального разломов (рис. 1). Высокий уровень сейсмичности подтверждает современную геодинамическую активность района исследований. Эпицентральное поле с магнитудами землетрясений 2.6<ML<6.2 наблюдается с 1962 по 2012 гг. (по данным Байкальского филиала Геофизической службы Сибирского отделения Российской академии наук (рис. 2)).В исследуемом районе трасса БАМ проходит вдоль Муяканской структуры почти на всем ее протяжении и пересекает отдельные ее дислокации. Таким образом, инженерно-сейсмогеологические условия трассы на этом участке неблагоприятны [Solonenko, Mandelbaum, 1985]. Региональный Перевальный разлом простирается в северо-западном направлении. Выраженность и влияние разлома на геодинамическую обстановку наразных его отрезках различна. На исследуемом участке разлом проявлен в поле силы тяжести в виде гравитационной ступени небольшой интенсивности [San’kov et al., 1991].Интерпретация результатов дифференциальной РСА интерферометрии. Нами произведена интерферометрическая обработка снимков ENVISAT и ALOS/PALSAR. Из-за сильной заболоченности долин и расчлененного рельефа на всех интерферограммах по снимкам ENVISAT велико влияние временной декорреляции. Однако, несмотря на это, на одних и тех же участках на трех парах снимков (13.01.2004–08.03.2005, 16.05.2004–18.09.2005 и 17.02.2004–17.01.2006) обнаружены четыре области высокой когерентности. Для анализа выбрана пара с базой интерферометра, равной 3 м (13.01.2004–08.03.2005) (рис. 3). При такой базе влияние рельефа на интерферометрическую разность фаз исчезающе мало.В зоне динамического влияния Муяканского разлома по данным ENVISAT обнаружены два типа эндогенных деформаций, которые можно определить как тектонические – линейно локализованные и площадные.Линейно локализованные деформации приурочены непосредственно к зоне сместителя разлома (рис. 3), прослеживающегося в основании уступа Муяканского хребта. Рассмотрение размеров аномалий, их протяженности и характера пространственного распределения позволяет исключить экзогенную природу деформаций. Сейсмическая активность зоны разлома в течение 2004–2006 гг. весьма незначительна. Следовательно, мы не можем объяснить генезис этих деформаций накоплением и реализацией упругих напряжений в виде сейсмических событий. Одним из видов деформаций, фиксируемых геодезическими методами в зонах активных разломов, как в подвижных областях, так и на платформах, являются параметрические деформации, впервые выделенные и описанные Ю.О. Кузьминым и называемые им суперинтенсивными [Kuzmin, 2013]. Скорости параметрических деформаций достигают больших величин – до 10–5. Чаще всего, они не сопровождаются сейсмичностью и локализуются непосредственно в зонах разломов. Автор связывает происхождение этих деформаций с изменениями параметров среды внутри зоны разлома, вблизи ее главного сместителя.Площадные деформации, обнаруженные вблизи окончания Муяканского разлома (рис. 3) на СВ замыкании Муяканской впадины и в западном борту Улан-Макитской впадины, также не могут быть прямо объяснены сейсмогенными движениями. Картина распределения площадных деформаций соответствует распределению напряжений на окончании левостороннего сдвига в упругой среде [Osokina, 2010]. На восточном окончании северного крыла разлома располагается область растяжения и фиксируется относительное опускание земной поверхности, а на юго-восточной части разлома располагается область сжатия, где фиксируется относительное поднятие земной поверхности. Эти данные согласуются с данными геодинамических исследований [San’kov et al., 2000], по которым Муяканский разлом наряду с вертикальной имеет левостороннюю сдвиговую компоненту смещений.Наряду с деформациями эндогенной природы, в зонах активных разломов Верхнеангарско-Муйской междувпадинной перемычки нами были обнаружены экзогенные деформации. На участке Байкало-Амурской железнодорожной магистрали в нескольких километрах от Северо-Муйского тоннеля (ст. Казанкан, п. Северомуйск, координаты 56.1N 113.8E) с начала 90-х годов прошлого столетия развивается оползневой процесс. Согласно данным нивелирования и геодезических GPS-измерений, проведенных на железной дороге в 2002– 2003 годах «Иркутскжелдорпроектом», железнодорожное полотно сдвигалось в зоне действия оползня, вдоль склона со скоростью до 2 см/мес. Развитие оползня приводит к риску разрушения железнодорожного пути и крушения поездов. Происхождение оползня связывается исследователями с процессом деградации многолетнемерзлых пород и подрезанием склона дорогой, а также чрезмерной нагрузкой на склон [Trzhtsinsky et al., 2004]. Нельзя также недооценивать влияние уровня сейсмической и тектонической активности района на разрушение пород и развитие оползней, поскольку Казанканский оползень находится в зоне влияния сейсмически активных Муяканского и Перевального разломов.Для изучения оползневого процесса в районе ст. Казанкан мы использовали снимки с восходящего витка ALOS/PALSAR. Несмотря на зимнее время съемки и разницу между съемками в два года, хорошую корреляцию и результаты показала пара радарных снимков ALOS/PALSAR, снятых 17.01.2009 и 12.01.2007. Местоположения деформаций, наблюдаемых на интерферограммах, точно совпадают с расположением мостов (рис. 4, 5, 6), где по данным предыдущих исследований [Trzhtsinsky et al., 2004] обнаружены значительные подвижки. У второго и третьего моста, ниже железнодорожного полотна, обнаруживаются области, испытывающие воздымание, что, по-видимому, связано с характером развития оползня. Модель развития оползня по геологическим данным описывается как выдавливание по цилиндрической плоскости скольжения с отрицательным знаком смещения в области цирка и положительным – во фронтальной части [Trzhtsinsky et al., 2004].На исследуемой интерферограмме наибольшее изменение дальности наблюдается ниже железнодорожных путей у второго моста. За двухлетний период, прошедший между измерениями, изменение дальности по направлению от поверхности к радару составило 6 см. Кроме того, вблизи мостов наблюдаются области с опусканием земной поверхности, связанные, по-видимому, с процессами солифлюкции. По данным РСА интерферометрии уточнено место положения оползневого цирка между вторым и третьим мостом (рис. 6). Ранее, вследствие недостатка данных, положение этого цирка отмечалось ниже по склону. Выявлено распространение процесса оползания, происходящее на склоне между первым и вторым мостом, которое не фиксировалось ранее. В будущем возможно объединение цирков и, как следствие, усиление оползневого процесса. Из полученных данных можно сделать вывод о том, что проведенные мероприятия по укреплению склона и железнодорожной насыпи не привели к остановке оползневого процесса, что говорит об острой необходимости продолжения укрепительных работ и принятия мер по изменению трассы на данном участке магистрали.Заключение. Таким образом, исследование деформаций в районе Верхнеангарско-Муйской междувпадинной перемычки северо-восточного сегмента Байкальской рифтовой системы с применением метода дифференциальной РСА интерферометрии позволило получить новые данные о характере современных смещений земной поверхности различного происхождения. В зоне динамического влияния Муяканского разлома обнаружены два типа деформаций, которые можно определить как тектонические линейно локализованные и площадные. Наблюдаемые деформации, находящиеся непосредственно в зоне разлома, можно отнести к параметрическим, связанным с изменением состояния среды в зоне разлома. Картина распределения площадных деформаций соответствует распределению напряжений на окончании левостороннего сдвига в упругой среде.Первые РСА-исследования, проведенные в районе п. Северомуйск, показали, что снимки ALOS/PALSAR применимы для детального изучения оползневого процесса, происходящего в районе ст. Казанкан БАМ ВСЖД. Оползневой процесс продолжает свое развитие, несмотря на проведенные укрепления. В настоящее время происходит объединение цирков на участке между первым и вторым мостом, что может привести к усилению процесса.Таким образом, деформации в зоне Муяканского разлома могут представлять опасность для линейных сооружений Байкало-Амурской магистрали. Метод РСА интерферометрии имеет большой потенциал как для изучения уже произошедших событий в районе исследований, так и для мониторинга развивающихся процессов. В настоящее время РСА ALOS/PALSAR закончил свою работу на орбите, однако с 2014 года Японским аэрокосмическим агентством JAXA запущены новые усовершенствованные спутники РСА миссии ALOS2/PALSAR2, работающие на той же длине волны L-диапазона. Мы планируем продолжить наши исследования с использованием новых данных
ТЕКТОНИКА ПЛИТ И ГЕОДИНАМИКА БЛОКОВОЙ ВРАЩАЮЩЕЙСЯ ГЕОСРЕДЫ: ОТВЕТ НА КОММЕНТАРИЙ Ю.Л. РЕБЕЦКОГО К ПУБЛИКАЦИИ А.В. ВИКУЛИНА «ГЕОДИНАМИКА КАК ВОЛНОВАЯ ДИНАМИКА БЛОКОВОЙ ВРАЩАЮЩЕЙСЯ СРЕДЫ» [ГЕОДИНАМИКА И ТЕКТОНОФИЗИКА, 2015, Т. 6, № 3, С. 345–364]
Get PDF.
КЛАСТЕРНЫЙ АНАЛИЗ ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ПАРАМЕТРОВ В АРКТИЧЕСКОМ РЕГИОНЕ КАК ОСНОВА ДЛЯ ГЕОДИНАМИЧЕСКОЙ ИНТЕРПРЕТАЦИИ
Get PDFCluster analysis is applied for computing stable combinations of geological and geophysical parameters, and areas with such combinations are interpreted as regions that differ in structural and geodynamic features. The shelf areas are distinguished by specific sets and patterns of parameters, including sedimentary cover thickness, tectonic heterogeneity of the basement, heat flow, anomalous magnetic field, and gravity anomalies that reflect the topography of the crust–upper mantle boundary. In the deep oceanic areas, S-wave velocity variations show abnormally ‘cold’ blocks, while the average heat flow values are high. This combination of parameters is typical of transform zones at the junction of the Atlantic and Arctic segments. Superimposed thermal domes are located symmetrically with respect to the axis of the mid-oceanic ridges (MOR). Such domes may occur on the continents located close to MOR. Similar indicators can be revealed along the transition zone to the north of the East Siberian Sea. Большой объем геолого-геофизических данных, накопленных к настоящему времени для Арктического региона, затрудняет их визуальный сравнительный анализ, что делает актуальным использование автоматизированных методов классификации, в частности методов многомерной статистики. Геодинамическое районирование региона базируется на обработке параметров, имеющих физический смысл, определяющий:– геометрию объекта (границы раздела в коре и верхней мантии) и его физические свойства; – силы и энерговыделение в объекте; – характеристики движения как результат действия сил на объект и энерговыделение в нем.Геодинамическая интерпретация данных с вышеуказанным смыслом и выделение геодинамических типов сводятся к обнаружению устойчивых сочетаний параметров не по точечным или пиковым значениям, а по усредненным значениям на больших площадях, что практически невозможно сделать вручную. Задача осложнена тем, что параметры прямого измерения на суше (скорость вертикальных движений) на акваториях отсутствуют. Это приводит к использованию других параметров, имеющих теоретическую зависимость от нужных характеристик энергии и движения, называемых суррогатными. Таким образом, в расчетах используется то, что доступно и имеет ненулевую корреляцию.В результате расчетов по десяти параметрам (рельеф дна, мощность осадочного чехла, томография по поверхностным волна Лява, аномалии Буге и изостазия, тепловой поток, сейсмотомография по Sи Р-волнам, суммарный сейсмический момент и аномальное магнитное поле) методом кластерного анализа было выделено 14 устойчивых сочетаний, которые в соответствии с основными структурными зонами Северного Ледовитого океана могут быть условно поделены на три неравные группы:1 – группа шельфа и континента; 2 – группа глубоководной части; 3 – группа переходных зон и наложенных структур. Области проявления рассчитанных кластеров геолого-геофизических параметров интерпретируются как районы, имеющие различную структуру и геодинамические характеристики. Выявлено различие шельфовых зон по мощностям осадочного чехла, тектонической гетерогенности фундамента, тепловому потоку, аномальному магнитному полю и гравитационным аномалиям, отражающим характер границы раздела коры и верхней мантии. В пределах глубоководных зон по S-волнам выявлены аномально «холодные» блоки с повышенным уровнем теплового потока. Данное сочетание параметров существует в трансформных зонах, сочленяющих Атлантический и Арктический сегменты. Наложенные термальные купола имеют симметрию относительно оси срединно-океанических хребтов (СОХ). Они могут возникать и на континентах, близко прилегающих к СОХ. Аналогичные признаки прослеживаются вдоль переходной зоны к северу от ВосточноСибирского моря