Сейсмические службы всего мира доступными сегодня методами и приборами круглосуточно следят за колебаниями земной коры и вариациями физических полей Земли, атмосферы и ионосферы. Тем не менее большинство катастрофических землетрясений даже в текущее столетие происходит в «неожиданных» местах и во «внезапное» время. Ошибки прогноза возникают из-за недостаточно полных современных представлений о механизмах очагов сильных (М≥8) землетрясений. В настоящее время очаг сильного землетрясения осмысливается как результат смещения контактирующих блоков вдоль разрыва (мегатрещины). Смещение происходит скачкообразно, сопровождаясь высокими или пониженными значениями силы трения в зависимости от наличия флюидов, зацепов на плоскостях разрывов или других причин. Сейсмические события прогнозируются по предвестниковым признакам.

Рассматриваются геолого-геофизические ситуации в границах областей динамического влияния разломов с землетрясениями 8>М>7.5. По графикам повторяемости, построенным для областей динамического влияния разломов, выделено четыре тектонофизических критерия формирования очагов сильных землетрясений: структурный (крупные сейсмоактивные разломы), кинематический (большие амплитуды смещения крыльев), реологический (физические свойства среды внутреннего наполнения разломов – пониженная вязкость внутриразломной среды) и динамический (повышенная скорость смещений). Они образуют ядро основных вопросов, изучение которых на количественной основе заложит научную базу долгосрочного прогноза сильных землетрясений. Графики обусловливают изменения физики очага при реализации сильных событий.

Установлены тектонофизические признаки разломов с локализацией сильных событий, позволяющие сделать следующие выводы. 1. Сильные катастрофические землетрясения с М≥8 в континентальной литосфере происходят в областях динамического влияния крупных разломов литосферы при относительно высоких амплитудах смещения пограничных блоков (крыльев разломов). 2. Смещения с высокими амплитудами при относительно стабильном поле напряжений происходят благодаря снижению вязкости (квазивязкости) среды, формирующей внутреннюю структуру разломов. 3. Снижение вязкости среды во внутренней структуре разломов связано с физическими условиями перехода горных пород в зонах разломов, преимущественно по плоскостям смещений, в состояние квазипластического или пластического течения (превышение одностороннего давления над всесторонним, относительное снижение прочностных свойств внутриразломной среды при увеличении их длины). 4. Снижение вязкости разломной зоны ведет к увеличению скорости смещений крыльев разломов при постоянном поле напряжений. Последний фактор – принципиально основной, трансформирующий сейсмоактивные разломы с М≤7.5 в аналогичные по характеристике, но энергетически более сильные с землетрясениями М≥8. В механизмах их очагов существуют условия весьма вероятной повышенной амплитуды смещения вне зависимости от наличия флюидов, зацепов на плоскостях мегатрещин или других малопредсказуемых факторов. Углубленное изучение внутренней структуры разломов с землетрясениями М≥8, их очагов, условий временнóго режима сейсмического процесса до сильных событий и после даст ключ к пониманию условий зарождения, критериев разрядки и возникновения землетрясений с максимальной энергией. Дальнейшие шаги в разработке геолого-геофизических, в том числе тектонофизических, критериев прогноза сильных землетрясений должны быть направлены на более детальное изучение сейсмических зон с зафиксированными сильными землетрясениями.

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.

Слабые землетрясения, составляющие «фоновую сейсмичность», не распределены в пространстве-времени беспорядочно. Часто изучают пространственно-временное группирование, которое проявляется в виде афтершоковых серий и роев. Эти явления могут быть описаны как отклонение (увеличение) вероятности коротких расстояний и интервалов времени между событиями по сравнению с опорным «чисто случайным» (Пуассоновским) процессом; эта тенденция проявляется в статистике расстояний между эпицентрами. В данной работе мы изучаем статистику направлений для векторов, соединяющих пары эпицентров таких слабых землетрясений, которые близки в пространстве-времени; членов таких пар будем называть соседями. Исследование такого рода представляет интерес при установлении новых свойств статистической структуры наблюдаемых полей эпицентров, обнаружении взаимодействия между очагами землетрясений, выявлении геометрических свойств сетки активных разломов невысокого ранга. Мы показываем, что направления названных векторов заметно отклоняются от изотропии и демонстрируют вместо этого неоднородное распределение направлений, часто содержащее пики.

Пары соседей строились путем обработки каталога слабых (M_L=3.5–5.0) мелкофокусных землетрясений Камчатской зоны субдукции. Для выделения эпицентров-соседей использовали ограничение на расстояние (10–60 км) и на относительное запаздывание (0.5 сут) между членами пары. Перед извлечением пар рабочий каталог был прорежен с целью уменьшить пространственно-временную плотность событий в местах плотных групп. Создав каталог пар, мы построили распределения азимутов векторов, соединяющих членов пары (роза-диаграммы направлений). На рис. 3 можно видеть примеры гистограмм и соответствующих роза-диаграмм для двух 10-летних периодов (характеристики и обозначения периодов см. табл 1); обработка была проведена с использованием двух вариантов максимального запаздывания: 0.5 и 5 дней. Во всех гистограммах и роза-диаграммах использованы модифицированные азимуты v, отсчитываемые от направления с азимутом 37°, который принят как угол простирания островной дуги. До построения роза-диаграмм модифицированные азимуты приводили к диапазону [0–180°], вычитая 180°, если необходимо. Можно видеть, что при более жестком ограничении запаздывания – 0.5 сут – гистограммы и роза-диаграммы показывают более выраженные отклонения от однородного (изотропного) распределения углов. В обоих вариантах ограничения запаздывания проявляются пары, ориентированные вдоль дуги (на углах вблизи 0° и 180°). При менее жестком ограничении (5 сут) это направление начинает доминировать. Его появление можно было ожидать: оно отражает преимущественное распределение эпицентров в относительно узкой полосе (хорошо заметной на рис. 1). Эта тенденция никак не связана со спецификой поведения именно «соседей». Чтобы подавить вклад этого мешающего направления, была проведена специальная нормализация угловых гистограмм. Подобные гистограммы рассчитали для больших задержек, 100–150 дней (обозначены Т), и рассматривали их как проявление чистого эффекта геометрии поля эпицентров. Значения исходных R-гистограмм были разделены (поточечно) на соответствующие значения T-гистограмм. Таким путем получали нормализованные N-гистограммы. Считали, что они наилучшим образом характеризуют предпочтительные направления пар соседей. Для исключения субъективных результатов выполняли статистический контроль гипотезы «N-гистограмма отличается от постоянной»; для этого проверяли эквивалентную гипотезу «R-гистограмма отличается от T-гистограммы». Использовали критерий c² Пирсона. Уровень значимости, Q, обозначен на графиках, в основном, он ниже 0.1 %. Таковы методические основы работы, используемые при анализе данных.

N-гистограммы были определены для трех кругов радиуса 150 км, показанных на рис. 1, и для пяти десятилетних периодов. Соответствующие R-, T- и N гистограммы и роза-диаграммы см. на рис. 5, 4 и 6. Можно видеть выраженное и почти везде значимое отклонение от изотропии; вместо этого во многих случаях заметны узкие лепестки. На рис. 7 и 8 приводятся примеры, поясняющие, чему соответствуют эти лепестки на исходной карте. Из этого материала можно сделать следующие выводы. (1) Наблюдаемое распределение азимутов пар существенно отличается от равномерного закона; во многих случаях это отклонение проявляется в виде узких лепестков направленности. (2) В роза-диаграммах вида N часто присутствует выраженный лепесток, ориентированный поперек островной дуги и вдоль оси наибольшего сжатия. Возникновение такого лепестка трудно объяснить с позиций геомеханики. (3) Имеет место очевидное различие между роза-диаграммами для двух южных кругов SK и SP, расположенных в основной части островной дуги, и таковыми для круга KG, расположенного вблизи стыка Курило-Камчатской и Алеутской дуг. (4) Имеются явные вариации роза-диаграмм во времени, что может указывать на кратковременные изменения параметров сейсмотектонической деформации («сейсмического течения горных масс» по Б.В. Кострову [Kostrov, 1974, 1975]). Мы полагаем, что наблюдаемая картина может быть объяснена на основе представления о распространении вдоль вторичных разломов импульсов асейсмического скольжения. Такие импульсы сопровождаются слабыми землетрясениями. Таким образом, возникает картина множества ориентированных пар эпицентров, она близка к идее миграции эпицентров. Расположение ориентированных пар привязано к нескольким гипотетическим системам субпараллельных (эшелонированных) разломов, каждая такая система проявляет себя в формировании индивидуального лепестка роза-диаграммы. Эта интерпретация понятна из рис. 7 и 8, где можно видеть, как отдельный лепесток роза-диаграммы соотносится с множеством субпараллельных пар эпицентров, которые его сформировали.

Результат исследования – разработка и опробование новой методики определения скрытой угловой анизотропии поля эпицентров, обнаружение временных вариаций выявленных особенностей. В перспективе методика имеет потенциал для задачи слежения за активными процессами в литосфере.

Система спутникового позиционирования GPS с использованием сетей двухчастотных приемников активно применяется не только для решения задач геодинамики, но и для исследования ионосферы и тропосферы. Особый интерес представляет оценка атмосферного влагосодержания, так как это один из ведущих параметров определения точности прогнозов погоды и гидрологического мониторинга. Точность оценки влагосодержания определяет точность оценки задержки GPS-сигнала при геодинамических измерениях. В работе описывается методика, позволяющая оценивать значение интегрального влагосодержания атмосферы по измеряемым фазовым задержкам сигнала спутников GPS.

Рассматривается дистанционное зондирование нижней части атмосферы посредством GPS-измерений с целью определения содержания водяного пара в условном вертикальном столбе до уровня верхней части тропосферы (до 12 км над поверхностью Земли). Атмосферный водяной пар учитывается в процессе распространения сигналов от GPS-спутников до наземных приемников в виде «влажной» компоненты полной тропосферной задержки (ZWD). Полная тропосферная зенитная задержка (ZTD) является суммой «сухой», или гидростатической (ZHD), и «влажной» (ZWD) компонент. Данные по ZWD могут быть преобразованы с очень высокой достоверностью в данные по суммарному водяному пару (IWV) над каждым установленным GPS-приемником.

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 сменились в интервале 1.3–0.8 млн лет назад  извержениями фоновых выплавок из более широкого транстенсионного сегмента обогащенной области литосферы. В последние 0.6 млн лет фоновые выплавки из обогащенной литосферы резче обозначили краевые части транстенсионного сегмента, а локальные подлитосферные выплавки распространились вдоль разрыва, образовавшегося в граничном экранирующем слое при концентрации тектонических усилий в центральной части транстенсионного сегмента.

Проведены петро- и палеомагнитные исследования базальтов Ыгыаттинской впадины Вилюйской палеорифтовой системы, распространенных в долинах рек Марха и Ыгыатта. Базальты участвуют в сложении аппаинской свиты D₃ap франского времени (385–375 млн лет), формируя два разноуровневых потока: нижний – плагиофировый палагонитовый и верхний – оливинофировый. Базальты обладают векторами естественной остаточной намагниченности (ЕОН) разной природы: вязкой, метахронной и первичной. Их носителем является титаномагнетит, испытавший окисление разной степени, вплоть до титаномаггемитов. Присутствие первичной компоненты ЕОН доказано для большинства обнажений по комплексу геолого-геофизических признаков. На основе полученных и опубликованных данных рассчитан реперный палеомагнитный полюс для франского времени с координатами: широта j=1.7°, долгота l=92.8° и доверительными интервалами dp/dm=3.7/5.9°, который может использоваться для решения разных задач стратиграфии, геохронологии, металлогении, геодинамики и пр. Выполненные палеомагнитные реконструкции предполагают, что в конце позднего девона – начале раннего карбона (375–345 млн лет) Сибирская платформа могла пройти над мантийными плюмами, которые вызвали внедрение щелочно-ультраосновных расплавов и формирование кимберлитов.

В работе представлены результаты петрографических и литогеохимических исследований позднедокембрийских терригенных пород (песчаников, гравелитов и алевропесчаников) оселковой серии Присаянья с целью реконструкции первичного состава пород в области источника сноса обломочного материала. В результате проведенных исследований было установлено, что породы нижней части разреза серии (марнинская и нижняя часть удинской свиты) характеризуются более грубозернистым составом обломочных пород (гравелиты и песчаники) относительно пород верхней части разреза серии (верхняя часть удинской и айсинская свита), которые представлены песчаниками и алевропесчаниками. В гравелитах и песчаниках нижней части оселковой серии диагностируются признаки эпигенетических преобразований, которые менее интенсивно выражены в породах верхней части разреза. Для верхней и нижней части оселковой серии отмечаются существенные литогеохимические отличия. Породы низов серии обнаруживают весьма низкие содержания Na₂O, значение K₂O/Na₂O в них изменяется от 10 до 75. Для терригенных отложений верхней части серии величины K₂O/Na₂O не превышают 1–2. Песчаники и гравелиты нижней части оселковой серии характеризуются пониженными концентрациями радиоактивных, редкоземельных, высокозарядных элементов, а также Ni и Co относительно концентраций этих элементов в песчаниках и алевропесчаниках верхней части оселковой серии. Совокупность петрографических и литогеохимических характеристик терригенных отложений нижней и верхней части оселковой серии свидетельствует о различных источниках сноса в бассейн седиментации этих пород. Для терригенных пород нижней части серии в качестве основного источника сноса были приняты породы кислого состава, а для песчаников и алевропесчаников верхней части серии предполагается, что источник сноса мог иметь смешанный (кислый – основной) состав. Проведенная реконструкция состава пород в области источников сноса с учетом опубликованных ранее данных о возрасте детритовых цирконов из песчаников верхней и нижней части оселковой серии позволяет предположить, что низы оселковой серии образовались за счет разрушения пород фундамента Сибирского кратона. Верхняя часть оселковой серии могла быть образована в бассейне, снос в который осуществлялся с орогена, сформировавшегося в результате аккреции микроконтинентов и островных дуг Палеоазиатского океана к юго-западной окраине Сибирского кратона.

Приведены результаты изучения вещественного состава рудных микрочастиц, извлеченных из золотосодержащих концентратов эксплуатируемой кварцевой жилы № 30 Ирокиндинского месторождения. Авторы попытались рассмотреть их происхождение в связи с опубликованными ранее результатами исследований структурно-геологических особенностей формирования рудного поля, а также тектонофизических условий образования многих золоторудных кварцевых жил, включая и жилу № 30, дополненных нашими наблюдениями.

Золоторудные кварцевые жилы локализованы в аллохтонной пластине (рис. 1), надвинутой на Келяно-Ирокиндинский пояс. Они выполняют зоны разломов северо-восточного простирания. Е.А. Намолов с помощью тектонофизического анализа системы «элементарная трещина – рудовмещающий шов (разрыв)» дал генетическое объяснение морфологии рудных кварцевых жил (включая жилу № 30) и условиям формирования вмещающих их зон разломов. Было установлено, что рудовмещающие разрывы представляют собой сочетания трещин скола и отрыва, возникающие при определенных положениях эллипсоида деформации в обстановке одностороннего горизонтального сжатия. Неоднократные внутриминерализационные подвижки обусловили полосчатые текстуры руд и многочисленные включения вмещающих пород в кварцевом матриксе жил.

Сферические частицы обладают зональным строением и состоят из металлических ядер и внешних сплошных или прерывистых оболочек, толщиной от 10 до 400 мкм (рис. 2, рис. 3). Ядра в основном сложены самородным Fe с примесью Fe, Mn, Al (таблица), содержания которых обычно не превышают 1.0–1.5 мас. %.

Характерными особенностями минерального состава оболочек рассматриваемых сфероидных микрочастиц являются (таблица):

– широкое распространение графитовой матрицы, включающей минералы различных классов, кроме самородных;

– наличие пирита в группе рудных оксидов Fe, Mn, Cr, Ti;

– присутствие большой группы карбонатных минералов;

– наличие полевых шпатов и натросилита среди силикатов;

– присутствие минерала состава CaBr₂;

– наличие мономинеральных кварцевых оторочек.

Следствием динамометаморфизма, т.е. деформационного или механохимического преобразования пород Ирокиндинского шарьяжа, а также автохтона (толща пород Келяно-Ирокиндинского пояса), является образование газоводной («гидротермальной») системы, способной к формированию рудных сферических частиц с низкотемпературными минеральными каемками.

Главная особенность строения сферических микрочастиц Ирокинды заключается в резком контрасте условий кристаллизации металлических ядер и их оторочек. Аналогичные условия, приводящие к образованию сходных по составу с рассматриваемыми сферулами контрастных минеральных ассоциаций, характеризуют газоводолитокластитовую и газоводную стадии формирования грязевых вулканов. Для этих стадий предложен кавитационный механизм образования металлических сферических частиц Fe, Fe-Cr и другого состава, сопровождающийся горением (пирогенный расплав) и пиролизом углеводородных компонентов флюида. Такой механизм, за исключением происхождения расплава (в нашем случае фрикционный), в наибольшей степени соответствует фактическим данным. Образование сфероидов осуществлялось, вероятно, в дорудную стадию формирования кварцевых жил.

Обнаруженные и изученные высокотемпературные металлические сферические микрочастицы можно рассматривать как своеобразные индикаторы условий функционирования рудообразующей системы динамометаморфического типа, продуцирующей золоторудную минерализацию на Ирокиндинском месторождении. По строению и вещественному составу они сильно отличаются от микросферул шлаков других забайкальских золоторудных месторождений (Сухой Лог – черносланцевая и Первенец – малосульфидная золотокварцевая рудные формации), также принадлежащих к динамогенному генетическому типу. Однако рудообразующие системы сравниваемых месторождений объединяют два фактора, способствующие образованию сферических микрочастиц: высокая тектоническая активность, заключающаяся в неоднократном (импульсивном) проявлении тектонических подвижек, и иницируемые ею условия нестабильности режима давления. Следствием последнего является гетерогенизация газоводного флюида, в свою очередь обусловливающая появление механизмов кавитации и пенной флотации.

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, Fe₂O_3общ, 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].

Карийский рудный узел находится в пределах Сретенско-Карийского рудного района Восточного Забайкалья. Сложность геологического строения района определяется его расположением в пределах Монголо-Охотского сутурного шва, зоны коллизии Сибирского и Монголо-Китайского континентов, произошедшей на рубеже ранней и средней юры. Обстановка столкновения плит привела к интенсивным проявлениям коллизионного магматизма, сопровождавшимся образованием очагово-купольных, купольно-кольцевых и других структур. Карийский рудный узел контролируется Усть-Карской очаговой купольно-кольцевой структурой, центральная часть которой сложена Кара-Чачинским массивом гранитоидов амуджикано-сретенского интрузивного комплекса (J₃-K₁) с системой субвулканических и жильных образований, в том числе грорудитов. С грорудитами генетически связывают формирование здесь золоторудной минерализации. Однако физико-химические условия образования этих щелочных пород, их генезис и роль в гидротермальном золоторудном процессе до сих пор исследованы недостаточно. С этой целью авторами статьи были изучены флюидные включения (ФВ) в кварце этих пород. Установлено, что порфировые вкрапленники кварца в грорудитах содержат ФВ разнообразной формы, в поперечнике составляющие 5–48 мкм. Были измерены температуры плавления льда (–2.5 °С) и полной гомогенизации в жидкость (350 °С), по которым определено, что концентрация солей во флюиде соответствует 4.2 мас. % экв. NaC, его плотность составляет 0.64 г/см³, давление – 1.6 кбар. При LA-ICP-MS индивидуальных ФВ четкие аналитические сигналы получены от Na и K, в значимых количествах прослеживаются As, Mo, Sb, Cs, W, Hg. Рамановское сканирование показало присутствие N₂ в существенно газовых первичных и CO₂, N₂, CH₄ – в первично-вторичных ФВ.

Продолжено исследование проблемы формирования в коре дополнительных планетарных напряжений от действия тангенциальных распределенных массовых сил. Генезис таких сил может быть связан с суточным вращением Земли и с перемещениями твердого ядра относительно геоцентра. Если в работе [Rebetskii, 2016] изучалось влияние тангенциальных массовых сил в континентальной коре на формирование дополнительных меридиональных и широтных напряжений с целью объяснения закономерности формирования планетарной трещиноватости, то в этой статье рассматривается роль тангенциальных массовых сил в возникновении латеральных движений литосферных плит.

Предложено амплитуды таких тангенциальных массовых сил рассчитывать на основе данных о разности двух глобальных эллипсоидов вращения. Первый усредняет уровневую поверхность потенциала силы тяжести (референс-эллипсоид), а второй – физическую поверхность Земли отдельно в ее континентальной и океанической части. Показано, что коэффициент динамического сжатия Земли, равный 1/305.5 и полученный из спутниковых измерений, хорошо соответствует среднему полярному сжатию двух эллипсоидов вращения, приближенно описывающему форму физической поверхности Земли. Таким образом, в первом приближении физическая поверхность Земли имеет меньшее полярное сжатие, чем референс-эллипсоид (1/298.25), приближенно описывающий форму уровневой поверхности силы тяжести (геоид).

Углы уклонения вектора силы тяжести от нормали к физической поверхности Земли, рассчитанные по данным эллипсоидов вращений, имеют достаточно малые значения (максимальное значение 16.4 с на широте 45°), что определяет малые значения и тангенциальных массовых сил (2.15×10^–4 г/см³ на широте 45°). Столь малые тангенциальные силы способны привести к появлению у подошвы континентальной литосферы (глубины 120–150 км) касательных напряжений порядка 0.3 МПа. Напряжения такого уровня, в свою очередь, создают в астеносфере сдвиговое течение, обеспечивающее скорости движения литосферных плит в первые сантиметры в год. Выполненные оценки позволяют рассматривать тангенциальные массовые силы как возможный источник движения литосферных плит.

Расчеты региональных эллипсоидов вращения, усредняющих физическую поверхность континентальной и океанической части Земли, проведенные отдельно в Северном и Южном полушариях, показали, что в океанической части Земли обоих полушарий наблюдаются наибольшие отклонения этих эллипсоидов от референс-эллипсоида. Океанические региональные эллипсоиды имеют меньшее полярное сжатие (Северное полушарие 1/313.1, Южное полушарие 1/306.9), чем референс-эллипсоид, что определяет меридиональную ориентацию тангенциальных массовых сил от полюсов к экватору. Региональный эллипсоид для континентальной коры Северного полушария имеет большее (1/296.2), а региональный эллипсоид для континентальной коры Южного полушария – меньшее (1/303.2) полярное сжатие, чем референс-эллипсоид. Из результатов расчетов следует, что океаническая литосфера создает наибольший вклад в субмеридиональное движение континентальных плит.