Петрофизика дна западной части Тихого океана и окраинных морей востока Азии

Свининников, Александр Иванович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Петрофизика дна западной части Тихого океана и окраинных морей востока Азии
ВАК РФ 25.00.10, Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат диссертации по теме "Петрофизика дна западной части Тихого океана и окраинных морей востока Азии"

07-2

1479

На иранач рукописи

СПИПИННИКОВ Александр Инаионич

' : _ г

пктрофшика лил западной части тихого окг.ана и окраинных морей востока лчии

(мениальмис н. 25 'Ш 10. к'офшика. кофиннескис мен» н.| ионскон ноле шы\ неконаеммч

ДНЮ!'! ФП'ЛГ пнлермпнп на снискание ччепоН пепсин |нК1ира I ео нн н минера ни нчсскнч на>к

Хаиаронек.Ли Г I

Работа выполнена в Тихоокеанском океанологическом институте им В.И.Ильичева ДВО РАИ

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук, профессор Абрамов Валерий Александрович

доктор геолого-минералогических наук, профессор Злобин Тимофей Константинович

доктор геолого-минералогических наук, профессор Малышев Юрий Федорович

Ведущая организация: Институт океанологии РАН им. П.П.Ширшова. Защита состоится 11 апреля 2007 г. в 10— часов на заседании Диссертационного совета Д005.012.01 при Институте тектоники и геофизики им Ю.А.Косыгина (ИТиГ) ДВО РАН. Адрес: 680063, Хабаровск, ул. Ким-Ю-Чена, 65.

Факс (4212)22-76-84. E-mail: ¡tig@itig.as.khb.ru Интернет-сайт: http//itig.as.khb.ru

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИТнГ.

Автореферат разослан «__» _ ______.2007 г,

Отзывы направлять ученому секретарю диссертационного совета.

Ученый секретарь

Диссертационного совета ,т"жасов Р.Ф.

тч.ни; и й с к л я Г О С УД А I» ст В Е H II Л я БИБЛИОТЕКА 2007

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность работы. Решение проблемы генезиса силицитов важно не только для литологии, но и для всей геологической теории и практики. Происхождение кремневых пород фанерозоя рассматриваются е позиции различных концепций: вулканогенной, гидротермальной, биогенной. Изучение современных процессов формирования кремнистых отложений в условиях структур с разным типом земной коры, тепловым режимом и скоростью накопления актуально, поскольку они являются гомологами древних кремнистых пород, вмещающих месторождения разнообразных рудных и нерудных полезных ископаемых, являются нефте- и газоматеринскими породами. Актуальность обусловлена также необходимостью применения геофизических методов в геологическом изучении морского дна, задачами освоения минеральных ресурсов океана и создания повои техники, снижения затрат на его исследование и рациональной добычи полезных ископаемых. Детальный анализ и систематизация имеющихся п наличии океанологических, геологических и геофизических данных о строении дна шельфа и их последующая качественная и количественная формализация в виде геоакустическом модели являются актуальной и давно назревшей проблемой. Построение геоакустических моделей морского дна. возможность использования полученных результатов н практике морских геологосъёмочных и поисковых работ. Выявление зависимости физических свойств донных отложений от литологичеекого состава, их влияния на амплитуду и форму отраженных дном ■)хосигпадон. факторов офаничннаюших применение судовых чхолотов и радиометрических методов для картирования осадков морскою дна и их стратификации - актуальные задачи.

Цель и задачи. Физические свойства осадков и горных пород связующее звено геологических характеристик и физических полей. Они являются важным итеметпом расшифровки геохимических процессов, исследования диагенеза и пни еиеза отложений, интерпретации результатом сейсмоакуа ических наблюдений, построения гсоакустнчсскнх моделей и создания нотах средств навигации, обнаружения и идентификации неодпородиостен дна. Цель работы - выявить особенности физических свойств осадков и горных пород, слагающих ci рут урм с континентальным, субконтнпснтальнмм. субоксаинчсскнм и океаническим типами земной коры, установить закономерности изменения свойств ири диагенезе и иетрофизически обосновать предполагаемую природу ссйсмоакусгических слоев и г раниц в 'толще кайнозойских отложений. Для достижения vroîi пели решались следующие задачи:

I) проанализировать данные по распространению петеетвенпо-гепетичееких типов современных осадков, иозднемезозойских и кайнозойских геологических комплексов горных пород: 2) произвести лпсологнчсскос, петрографическое и пегрофизичсскос изучение осадков, горных пород и полезных ископаемых, выяснить корреляционные зависимости между вещественным составом, структурными, текстурными особенностями и физическими свойствами: 3) исследовать отражательную способность поверхности морского дна и ее зависимость от физических свойств осадков; 4) изучить постседнмептационные изменения физических свойств

отложений, определить критерии для выделения эпигенетических сейсмических границ, связанных с этими изменениями, выяснить закономерности их формирования и дефлюидизации осадочных толщ; 5) выявить общие закономерности формирования физических свойств осадков и горных пород, определить основные критерии построения геоакустических моделей.

Научная новизна. В работе впервые для южной части Приморского края, Японского, Охотского, Южно-Китайского, Филиппинского морей и западной части Тихого океана сопоставлены петрографические материалы по разновозрастным комплексам пород с результатами исследования упругих характеристик. Установлено, что плотность, скорость продольных волн и анизотропия скорости в породах вулканических и осадочных комплексов определяются, в основном, текстурными и структурными особенностями, которые затушевывают роль минерального состава. Установлена вертикальная зональность физических свойств кремнистых отложений континентального склона, обусловленная возрастающим уплотнением и сменой минеральных фаз кремнезема вниз по схеме: опал - кристобалит - кварц. Составлены схематические карты распределения значений скорости продольных волн, плотности и пористости в донных осадках Японского моря.

Новым является изучение связи характеристик эхолотиых сигналов, отраженных морским дном, с микрорельефом, акустическими свойствами осадков и динамическими параметрами среды, изменяющими импеданс дна - температурой, давлением, соленостью. Выполнено картирование осадков некоторых районов шельфа Японского и Охо тског о морей с помощью судовых эхолотов.

Исследованы зависимости плотности и скорости распространения продольных волн от содержания пелитовых частиц в вулканогенио-кремпистых и терригенных осадках. Показано, что для базальтов Японского моря обычны скорости звука, установленные в слоях 2А, 2В и 2С океанической коры. Максимальные скорости (до 8,2 км/с) измерены в гипсрбазитах, роговиках и кристаллических сланцах. Получены зависимости скорости продольных поли от плотности и установлено, что в породах кислого, основного и ультраосновного состава, слагающих возвышенности с субконтинситальным и субоксаиическим тинами коры эти связи различны. Показано, что важную роль в определении характера зависимости при скорости меньше 5 км/с играют текстура и структура породы. Повышенная пористость неогеновых субщелочных базальтов Японского моря и низкая скорость распространения продольных волн обусловлены высоким содержанием летучих в магме и малой глубиной застывания, Наблюдаемая в этих породах снизь плотности и скорости с глубиной залегания объясняется влияиием гидростатического давления иа объем газовой фазы п лаве. Заметная анизотропия скорости (до 28,6%) установлена не только в оливинсодержаших гипсрбазитах, но и в пироксеновых разностях -вебстерите и лерцолите. Ссрпентинизация ультраосновных пород приводит к увеличению их объема, снижению плотности, теплопроводности и скорости звука.

Практическая ценность. Идентификация типа отложений и степени постседиментациоиных преобразований по данным о плотности, скорости распрбстранения продольных волн, анизотропии скорости и характеру изменения этих величин с глубиной позволяет выделять по физическим свойствам некоторые типы пород осадочного чехла и акустического фундамента, определить

палеотемпературные условия в толще осадков. Это важно для еейсмостратиграфии, поиска нефти и газа, фосфоритов, ЖМК, металлоносных илов, гидроакустики, марикультуры, охраны окружающей среды, для проектирования гидротехнических сооружений и агрегатов добычи полезных ископаемых.

Приведенные в работе результаты дополняют полученные ранее данные о физических свойствах горных пород и совместно составляют целостную картину петрофизической характеристики геологических комплексов юга Дальнего Востока и переходной зоны от континента к океану. Полученные автором сведения о физических свойствах горных пород, их связи с литологическими и петрографическими особенностями используются при построении геоакустических моделей морского дна. Учет температуры донных осадков и придонной воды повышает точность классификации морского дна дистанционными акустическими методами.

Фактический материал, объекты и методы исследований. В основу диссертационной работы положены результаты исследований автора физических свойств горных пород и осадков морского дна, выполненных согласно плану научных работ Тихоокеанского океанологического института по проблемам 0.74.01, 0.50.01, "ВЕСТПАК", ФЦП "Мировой Океан" и хоздоговорным темам. Образцы горных пород, эхограммы и пробы донных отложений собраны автором н 22-х морских экспедициях на ИИС "Первенец", Каплисто", "Проф. Богоров", "Ак. А.Виноградов", "Ак. А. Несмеянов", "Дм. Менделеев", "Проф. Гагарииский", «Проф. Хромов», ПУС "Надежда" в период с 1975 по 2003 гг, выполненных под руководством И.И.Нсрсенема.

B.А.Буланова, О.А,Букина. Б.И.Васильева, Ю.Б.Квлаиова, Г.Л.Кашиицеиа, Р.Г.Кулинича, Е.П.Леликова. Ю.С.Лимкина, А.И.Обжирова, И.К.Пущина, С.А.Щеки. А.Ф.Щербинина.

Район, рассматриваемый в настоящей работе включает Лионское, Охотское, Южно-Китайское, Филиппинское моря и западную часть Тихого океана (восточнее 180° в.д.). Исследовались: пористость, плотность, влажности, скорость распространения продольных волн, анизотропия скорости, поглощение продольных и сдвиговых волк, магнитная восприимчивость, радиоактивность, теплопроводность и их взаимосвязи, а также корреляции с вещественными и структурными особенностями осадков и коренных горных пород.

C.В, Коваленко, С.П. Кононещ Т.К. Kyiуб-Заде, Ю.С. Лишенным, В.В, Савченко. Л.Н. Хершбергом, В.В, Хитровым, В.Г. Шмулевым. Результаты изучения физических свойств этих образцов вошли в состав геологических отчетов и пояснительных записок к геологическим картам южной части Приморского края, тематического отчета «Строительные пески шельфа Приморского края», отчета по теме «Исследование геологического строения и особенностей распространения полезших ископаемых в акватории восточного побережья Кореи и прилегающей суши»,

В процессе исследования изучено 520 прозрачных шлифов, выполнено 6300 измерений скорости продольных волн. 300 измерений естественной радиоактивности и 2300 измерений плотности горных пород, 11300 определений скорости звука, 1200 естественной радиоактивности, 700 измерений поглощения звука и 3370 измерений

плотности, пористости и влажности донных отложений. В работе использовано свыше 200 анализов химических, 58 минералогических, 780 гранулометрических, 120 количественных спектральных, 70 радиоизотопиых определений возраста, 32 рентгенодифрактограммы.

Физические свойства изучались на образцах кубической формы (размером по ребру 5-10 см) и керне донных осадков с естественным водоиасыщением. Скорость продольных волн измерялась способом прямого прозвучивания приборами УК-10П, УК-14П, УК-25П. Плотность, пористость и влажность осадков получена взвешиванием проб (объемом 50 см3, во влажном состоянии) до и после высушивания при 105 °С. Плотность горных пород измерялась способом гидростатического взвешивания. Эхозондирование морского дна производилось с помощью измерительной системы, включавшей в разных экспедициях: судовые эхолоты (НЭЛ-3МБ, ГЭЛ-3, Elac-Enif, Elac-Shelfrand), приемники глобальной системы позиционирования Navstar GPS, (GPS - 48, GPS - 126, GPS - 128), персональные компьютеры (Pentium - 2, 3, 4), аналого-цифровые преобразователи (La-70, La3- USB, звуковые карты SB-16, SB-live, SB-Audigy), а также усилители, фильтры, осциллографы и т.д.. При сборе и обработке данных использовались авторские компьютерные программы, применялись методы математической статистики.

Защищаемые положения.

1. Распределение значений физических свойств морских осадков на поверхности дна подчиняется вертикальной, циркумконтинентальной и широтной (климатической) зонапьностям. Уравнения зависимости плотности и скорости звука от среднего размера частиц (Hamilton, 1986, Bachman, 2002), разработанные для терригенных отложений, не применимы для характеристики кремнистых илов Японского, Охотского морей и северо-западной части Тихого океана.

2. Глубина залегания «диагенетичеекой» акустической границы, обусловленной растворением остатков диатомей, зависит от температуры, скорости осадконакопления и возраста вмещающих отложений. Она может быть использована в качестве температурного репера для оценки зрелости органического вещества. Источник опала и криетобалита в осадочных толщах дна акваторий - биогенный.

3. Большая пористость (28-40%) базальтов вулканических построек глубоководных котловин окраинных морей по отношению к базальтам вулканических гор океана указывает на более высокую флюидонасыщенность исходной магмы базальтов окраиниоморского комплекса. Высокая пористость базальтов является причиной их низкой плотности и низкой скорости распространения в них продольных воли.

4. Применение дистанционных методов акустического зондирования морского дна позволяет производить классификацию донных осадков, определять величину их физических и механических свойств, Коэффициент отражения акустического сигнала от дна с железомарганцевыми конкрециями имеет частотную зависимость и содержит информацию о плотности покрытия конкрециями дна, их среднем размере и физических свойствах.

Апробация работы. По теме диссертации опубликовано 58 работ, в том числе одна монография. Основные положения диссертации докладывались на Международном совещании по геодинамике западной части Тихого океана (Южно-

Сахалинск, 1981), Н-м Дальневосточном петрофизическом совещании (Хабаровск, 1981), Всесоюзном совещании и Ш-й научной сессии Дальневосточной секции МСССС «Сейсмичность и сейсмостойкое строительство» (Владивосток, 1982), I и Н-й Тихоокеанских школах по морской геологии и геофизике (Владивосток, 1983; Южно-Сахалинск, 1985), VII-й, IX-й и ХШ-й Международных школах по морской геологии (Москва, 1986, 1990 и 1999 г.г.), Советско-китайском симпозиуме по океанографии (Владивосток, 1990), Ш-й Международной конференции по морской геологии Азии (Сеул, 1995), Международном научном семинаре «Закономерности строения и эволюции геосфер» (Хабаровск - Владивосток, 1996), VI-й Международной конференции по газу в морских осадках (Петербург, 2000), Региональном научно-практическом семинаре «Современные технологии судовождения на базе систем электронной картографии и спутниковой навигации» (Владивосток, 2001), Международном научном симпозиуме «Строение, геодинамика и металлогения Охотского региона и прилегающих частей Северо-Западной Тихоокеанской плиты» (Южно-Сахалинск, 2002), Третьем всероссийском симпозиуме «Сейсмоакустика переходных зон» (Владивосток, 2003), Х-й школе-семинаре академика Бреховских (Владивосток, 2004), Всероссийской конференции «Рельсфообразующие процессы: теория, практика, методы исследования - XXVlII-м пленуме геоморфологической комиссии РАН (Новосибирск, 2004), а также на Ученом совете и семинарах ТОЙ,

Структура и объем работы. Диссертационная работа состоит из введения, 5 глав, заключения, библиографического списка, включающего 372 наименования. Объем рукописи 387 страниц, включая 27 таблиц и 89 иллюстраций.

Большую помощь в работе автору оказали консультации И.И. Берсенева. H.H. Васильковского, Б.Я. Карпа, Р.Г. Кулинича, E.H. Леликова. Ф.Р. Лихта, Ю.Ф. Малышева, В.Н. Свальном, В.И. Старостина, а также советы и кри тические замечания доктора геолого-минералогических паук Б.И. Васильева. Всем им автор глубоко признателен.

Считаю своим приятным долгом выразить искреннюю благодарность коллегам но работе B.JI. Кезверхиему. В.Л. Кулаиову, A.A. Воцулу, C.B. Высоцкому, Ю.Б. Квланову. В.Н. Кариаух, Ю.А. Комаровскому, М.И. Липкииой, 10.Д. Маркову, А.И, Обжирону, A.C. Сваричевскому, В.Т. Сьедипу, ПЛ. Тнщсико, И.В. Уткину, K.M. Шевцову, ИЛ). Цой, И.О. Ярощук, с которыми обсуждались и разные юлы отдельные аспекты проводившихся исследований и в ряде случаев публиковались совместные статьи.

Содержание работы

В гляве 1 «Основные черты геологического строения дальневосточных окраинных морей и западной масти Тихого океана» приведены общие сведения о регионе, состояние рассматриваемой проблемы, рельефе дна, поверхностном тепловом потоке, особенностях строения и развитая морфоструктур с разным типом земной коры. Для всех рассмотренных морфоструктур характерно наличие двух толщ в строении осадочного чехла - рыхлой верхней и литифииировашшй нижней. Фундамент имеет гетерогенную природу.

В главе 2 «Основные геологические комплексы» рассмотрены петрО!рафические особенности горных пород метаморфических, интрузивных, вулканических и осадочных комплексов, слагающих морфоструктуры разных типов.

Породы докайнозойского возраста, а также более молодые вулканиты обычно образуют акустический фундамент. Кайнозойские осадочные породы и нслитифицированные осадки неоген-четвертичного возраста слагают акустически проницаемую толщу.

В главе 3. «Физические свойства осадков и горных пород» приведены результаты исследований скорости распространения продольных волн (скорости звука) анизотропии скорости, плотности, пористости, теплопроводности, радиоактивности и влажности в связи с составом и текстурой неконсолидированных осадков, коренных пород, Fe-Mn конкреций и металлоносных илов.

В главе 4. «Геологическая природа сейсмоакустических границ» описаны результаты исследования постседиментационных изменений физических свойств отложений, определены критерии выделения эпигенетических сейсмических границ, связанных с этими изменениями, и закономерности их формирования.

В главе 5. «Геоакустические модели и применение акустических методов для диагностики морского дна» описаны способы вычисления параметров и особенности построения гсоакустических моделей морского дна шельфа и глубокого моря. Обосновывается применение акустического зондирования для классификации морского дна, профилирования верхнего слоя осадков и картирования полей железо-марганцевых конкреций.

Автореферат по структуре не соответствует диссертации и построен по принципу раскрытия и обоснования защищаемых положений.

ПЕРВОЕ ЗАЩИЩАЕМОЕ ПОЛОЖЕНИЕ

Распределение значений физических свойств морских осадков на поверхности дна подчиняется вертикальной, циркумконтииентальной и широтной (климатической) зоналыюстям. Уравнения зависимости плотности и скорости звука от среднего размера частиц (Hamilton, 1986, Bachman, 2002), разработанные для терригенных отложений, не применимы для характеристики кремнистых илов Японского, Охотского морей и северо-западной части Тихого океана.

В акваториях региона выделяют два основные типа литогенеза -приконтинентальный и пелагический, на которые накладываются влияния вулканической и гидротермальной деятельности (Свалыюв, 1994). В приконтинентальной области существенную роль играют изменения климата (Страхов, 1956; Лисицип, 1974), определяя отчетливую климатическую (широтную) зональность, присутствуют положительные формы рельефа, имеющие различное строение и историю развития. Общим для этих морфоструктур является наличие крутых склонов, устойчивость которых обусловлена прочностью слагающих их пород. Большей частью на поверхности дна обнажаются литифицированные кремнистые и карбонатные отложения с возрастом от титоиа и валанжииа до начала позднего плиоцена, испытавшие эпигенез захоронения. В разрезах глубоководных котловин обычно наблюдается смена зернистости осадков снизу вверх от г рубых к более тонким (турбидитных толщ терригенного и карбонатного состава отложениями абиссальных фаций), что, по-видимому, обусловлено изменением глубины положения источника обломочного материала, связанного с погружением и преобладанием седиментитов на шельфе и гравититов на склоне и у его подножия [Лисицын, 2003].

Районирование морского дна с выделением физиографических провинций отличающихся физическими свойствами слагающих их осадков и построение геоакустических моделей морского дна ранее выполнено ЕЛ.Гамильтоном, Р.Хутсом, Р.Т.Бачманом. Приводимые ими схемы в большинстве случаев учитывают циркумконтинентальную зональность распределения типов осадков и могут использоваться для характеристики терригенных и карбонатных отложений, и не применимы для кремнистых осадков, распространенных в северо-западной части Тихого океана и дальневосточных окраинных морях. Широтное изменение типа биогенного седимептогенеза - кремнистого в северных и умеренных широтах карбонатным в тропической зоне не отражено в данных схемах (рис. 1).

3 \Л

- у* 1 \ 1 "V

к \г' 1 . I »<

Л л Ъл Ь'4 Ш Гг. 4 } '1 ■л _Л ¿V' ц -л' } 4 !Ь.... ¿_ ■ ' ' ¿РД

ЬЛл о / 1-су ■ % % . X -ль я *< Ь, • ■ ь .

<0! 'М> 1*л ■*• Ш

ИИ .1 ШШ 4

Рис. I. Физиографические провинции северо-западной части Тихою океана н окраинных морей востока Азии |11агп1Ноп, 1986]: I шельф, склон, 2 абиссальные долины, 3 - абиссальные холмы; 4 граница распространения вулканического пепла.

11рименснис этих зависимостей на практике приводит к тому, что плотность рассчитанная по уравнениям для «абиссальных долин», сильно отличается от каротажных значений в скважинах Японского моря ( рис. 2).

Плотность, пористость, скорость звука и анизотропия скорости зависят от генетического типа и гранулометрического состава отложений. Наилучшим образом эта зависимость проявляется в связи плотности и скорости с содержанием пелитовой фракции (рис. 3). С увеличением содержания частиц размером менее 0,01 мм от 20 до 9(0% скоросгь звука и плотность уменьшаются от 1,7-1,8 км/с и 1,7- 1,95 г/см1 в псефитах и псаммитах до 1,46-1,52 км/с и 1,25-1,42 г/см' в алеврито-нелитах и пелитах. Каркасная струю-ура вулканогенио-кремнистых илов, образованная

изометричными осколками стекла и остатками диатомей и силикофлагеллят, определяет более высокую скорость в них и низкую плотность, чем в терригенных осадках, при одинаковом содержании пелитовых частиц. В терригенных осадках имеет место прямая корреляция скорости с плотностью. В вулканогенпо-кремнистых илах при пористости больше 83% уменьшение плотности сопровождается ростом скорости.

Плотность, г/смЗ 1,2 1.3 1,4 1.5 1,6 1.7 1,а 1,9 2

Рис. 2. Изменение плотности с глубиной в осадках Японского моря (каротаж ек». 798 ODP Leg 127) и прогнозные значения по уравнению регрессии плотность-глубина для физиографической провинции «абиссальные долины» по I lamilton, 1986.

Определенное влияние на физические свойства оказывает тип преобладающих и осадке глинистых и смешанослойпых минералов (смектитов в одних, каолинита и гидрослюд в других), а также скорость седиментации. Высокая удельная поверхность монтмориллонита определяет высокую пористость сложенных им осадков. Латеральное распространение типов осадков обусловливает зональность в распределении на поверхности дна значений плотности п скорости звука, В приповерхностной толще пелитовых п алеврито-пелитовых илов глубоководных котловин и локальных участков шельфа скорость звука обычно ниже, чем в придонной морской воде. С приближением к суше наблюдается общая тенденция увеличения плотности и скорости звука в осадках.

Вертикальная неоднородность отложений, связанная с переслаиванием осадков разного гранулометрического и вещественного состава, вызывает квазианизотропию физических свойств. Скорость звука, измеренная по простиранию слоев, всегда выше скорости вкрест слоистости. В осадках внутренних районов моря встречаются несколько прослоев тефры, которые по плотности (1,7-1,9 г/см3) и скорости звука (1,6-1,7 км/с) заметно отличаются от вмещающих алеврито-пелитовых илов с плотностью 1,36-1,58 г/см3 и скоростью звука около 1,5 км/с.

Рис. 3. Зависимость плотности донных отложений (р) и скорости (Ур) от содержания (X) пелитовых (< 0,01 мм) частиц в вулканогенно-кремнистых (1, 3); вулкаино-тсрригениых, терригенных и карбонатных (2, 4) осадках Японского моря (1, 2) и северо-западной части Тихого океана (3, 4). Пунктирной и штрихлунктирной линиями показаны тренды физических свойств, соответственно в вулканогенно-кремнистых и вулкано-терригеииых, терригенных и карбонатных осадках. Сплошные линии - осредненпые зависимости

Первичные отличия физических свойств осадков, различная их сжимаемость прослеживаются при эпигенезе и обусловливают разные градиенты плотности и скорости звука с глубиной в терригенных и гемипелагических илах. На глубине 400500 м ниже поверхности дна каркасная структура кремнистых отложений исчезает. Происходят растворение опаловых остатков диатомей, силикофлвгеллят, частичное растворение радиолярий. Высвободившийся кремнезем перераспределяется в осадке и в форме криетобалитп, цементирум его. Изменение структуры осадка сопровождается резким изменением пористости и плотности. С этим связано появление повой, "эпигенетической" границы на записях ПСИ. Расчетная температура ни этой глубине, вероятно, не превышает 50-60 "С.

Теплопроводность осадочных образований в зависимости от размера зерен, вещественного состава и уплотнения изменяется от 0.812 до 1,522 Вт/(м-К). Связь теплопроводности (X) и плотности (р) в вулканогенно-терригенно-кремпистых отложениях описывается уравнением: X* 0,75р 0,23 (К" 0,85).

Изучение скорости звука, плотности и пористости в осадках дна Тихого океана к востоку от Курильских островов и Камчатки показало, что эти характеристики зависят от генетическою типа осадка и его гранулометрического состава. Выделены три провинции: 1) островной и материковый склоны, океанический борт желоба, 2) вал Зенкевича, Императорские горы и другие подводные возвышенности, 3) глубоководная котловина. Скорость звука в осадках глубоководной котловины ниже, чем в придонной воде. Наличие прослоев вулканического пепла и горизонтов, обогащенных грубозернистым материалом в тонких осадках, вызывает

увеличение скорости звука. В ряде случаев горизонты с повышенными значениями скорости звука прослеживаются на расстоянии 550-650 км. Величины скорости звука и плотности в железо-марганцевых конкрециях выше таковых в пелитовых и алевритово-пелитовых илах, с которыми они обычно ассоциируют. Это обстоятельство может быть использовано как поисковый критерий.

В районах исследований изучены прибрежные, гемипелагические и пелагические осадки, а также железо-марганцевые конкреции, обычно ассоциирующие с последним типом осадков. Прибрежные вулканомиктовые, терригенные, биогенные и пирокластические осадки присутствуют в пределах шельфа, материкового склона и склонов островных дуг. Они очень неоднородны по минеральному и гранулометрическому составу, по степени литификации, что определяется не только положением данного типа осадков в пределах шельфа, но и приуроченностью их к локальным поднятиям или впадинам, осложняющим рельеф шельфа. В целом осадки этой зоны отличаются значительным содержанием (до 5075%) песчаных и алевритовых частиц, присутствием включений гальки и щебня вулканических и метаморфических пород. Количество грубообломочного материала постепенно убывает с удалением от берега и минимально в средней части шельфа. Бровка шельфа и верхняя часть склона, где современное осадконакопление не происходит ввиду специфичной гидродинамической обстановки, покрыта слаболитифицироваиными реликтовыми песками. Физические свойства осадков этой зоны очень изменчивы. Скорость звука меняется от 1820 м/с в грубозернистых песках до 1507 м/с в апевритистых глинах. Плотность и пористость по мере утончения слагающих осадок частиц изменяются от 2 г/см3 и 42% до 1,41 г/см3 и 74% соответственно.

Гемипелагические илы встречаются в виде локальных полей в зоне развития прибрежных оеадков, но основной областью их распространения являются нижняя часть островного и материкового склонов, дно желоба и частично краевой вал ложа океана. Илы глинистые, серые с зеленым и голубым оттенками различной интенсивности, восстановленные, и лишь на поверхности наблюдается топкий окисленный слой буро-коричневого цвета. Иногда встречаются погребенные в основной массе осадка прослои бурого цвета. Гранулометрический состав илов более однороден по сравнению с прибрежными осадками. Песчаный и алевритовый материал встречается, главным образом в виде прослоев мощностью до 10-15 см, в нижней части которых обычно присутствует гравий и щебень пемзы, мелкая галька разнообразных пород. Количество пелитовой фракции в гемипелагических илах достигает 80% и более. Величина скорости звука и плотности в прослоях алевритов с примесью песчаных частиц до 15-20% достигают 1612 м/с и 1,62 г/см3 и снижаются до 1500 м/с и 1,25 г/см3 в алеврито-пелитовых илах. Соответственно, пористость возрастает от 59 до 86%.

Пелагические глины покрывают дно глубоководных котловин. В окраинных зонах распространения они сохраняют многие черты гемипелагических илов и называются переходными (миопелагическими) глинами. От гемипелагических илов они отличаются сменой восстановительных условий на окислительные, что внешне проявляется в желто-буром, светло-коричневом, кирпично-красном и серо-коричневом цвете отложений. Содержание пелитовой фракции составляет более 80%.

Терригениая примесь алевритовой и песчаной размериосги незначительна. В 3-метровой поверхностной толще миопелагических глин присутствует от одного до трех прослоев светло-серого пепла мощностью от 1-7 до 25 см. Встречаются также рассеянные частицы пепла. В основаниях прослоев часты скопления обломков пемзы.

Наличие прослоев и участков, обогащенных пирокластикой, в гемипелагических и миопелагических илах станций 25, 30 и 40 уверенно фиксируется увеличением скорости звука на этих горизонтах (рис. 4). Расстояние между станциями 550-650 км.

и а <о

Рис. 4. Изменение скорости звука (Vp) в колонках осадков северо-западной части Тихого океана и их корреляция.

1 - диаграмма изменения измеренных значений скорости звука вдоль керна осадка, 2 - помер станции, 3 - предполагаемые границы коррелируемых слоев. И - глубина колонки (длина керна)

Во внутренних областях котловин [-липы переходного типа постепенно сменяются типичными пелагическими Овиелагическими) "красными" глинами, представляющими собой однородные окисленные пелнтовые илы темно-коричневого цвета. Красные глины практически бескарбопатны, на 80-98% сложены частицами пелитовой размерности, в поверхностном слое содержат черные железо-марганцевые конкреции.

Значения скорости звука, плотности и пористости в пелагических осадках отличаются однообразием. Скорость звука изменяется от 1518 м/с в осадках переходного типа до 1480 м/с в эвпелагических глинах и обычно ниже скорости в

придонной воде. Плотность имеет значения 1,35-1,43 г/см3, пористость изменяется в интервале 76-96%, Прослои вулканического пепла, характерные для осадков переходного типа, имеют более высокие значения скорости (Vpcp = 1572 м/с) и плотности (рср = 1,55 г/см3) и более низкую пористость (пор = 73%).

Средние значения скорости звука, плотности, пористости, рассчитанные для каждой колонки осадка по профилю (рис. 5), пересекающему описанные литофациальные зоны, испытывают закономерные изменения: с удалением от континента скорость звука и плотность убывают, а пористость растет. Эта общая тенденция проявляется на фоне локальных аномалий, обусловленных расчлененным рельефом дна.

нрмшш/* ы/тчю

Рис. 5. Изменение физических свойств осадков по профилю, пересекающему материковый (островной) склон, желоб и Северо-Западную глубоководную котловину Тихого океана,

1 - поверхность дна и номер станции отбора осадков; 2-4 - средине значения измеренных свойств: 2 - пористость, 3 - плотность, 4 - скорость звука; 5 - величина скорости звука в морской воде нормальной солености при лабораторных условиях

Зависимость плотности от пористости имеет линейный характер, незначительные отклонения связаны с вариациями удельного веса осадка (рис. 6).

Максимальное и минимальное значения удельного веса для осадков - 2,18 и 3,40 г/см3, плотность воды -1,03 г/см3.

Скорость звука зависит от различных факторов (плотности осадка, содержания песчаной, гравийной и галечной фракций, количества СаС03, и окислов железа), но наиболее сильно проявляется связь скорости с пористостью осадка и средним размером частиц (рис. 7).

Рис. 6. Зависимость плотности от пористости втерригеиных осадках Лионского и Охотского морей

С приближением к суше наблюдается общая тенденция увеличения плотности и скорости звука в осадках. Плотность, пористость, скорость звука и анизотропия скорости зависят от генетического типа и гранулометрического состава отложений. С увеличением содержания пелитовых частиц а терригешшх илах скорость звука и плотность уменьшаются.

2.2 2

1.2 1

Средний размер частиц, фи ед.

Рис. 7. Зависимость плотности осадков Японского и Охотского морей от среднего размера частиц в фи единицах

Каркасная структура вулкаиогенно-кремнистых илов, определяет более высокую скорость в них и низкую плотность, чем в терригеиных осадках, при

1,2 --------------1-.--п----------

40 50 60 70 80

Пористость, %

4 в в 10

одинаковом содержании пелитовых частиц. В терригенных осадках имеет место прямая корреляция скорости с плотностью. В вулканогенно-кремнистых илах при пористости больше 83% уменьшение плотности сопровождается ростом скорости звука.

Для расчета плотности по результатам гранулометрических анализов почти для всех типов осадков можно использовать установленные для отложений Японского моря (см. рис. 3) связи плотности с содержанием пелитовой фракции. Уравнение регрессии, описывающее зависимость плотности от содержания пелитовой фракции, имеет вид:

р = 2,11-0,01Х.

Различие зависимостей скорости звука от плотности в отложениях разных вещественно-генетических типов вызвано структурно-текстурными особенностями пород и их вещественным составом. В диатомовых илах, сложенных опаловыми панцирями и серпулами стекла, существует жесткий высокопористый каркас выдерживающий вес вышележащих осадков. Отложения этого типа имеют высокие упругие модули при относительно низкой плотности.

Отмеченные особенности физических свойств осадков дна северо-западной части Тихого океана являются отражением циркумокеанической и климатической (широтной) зональностей осадконакопления. Учет этих закономерностей совместно с учетом локальных неоднородпостей седиментации, вызванных влиянием рельефа и течений, позволит уточнить классификации Э. Гамильтона и Р. Бачмаиа применительно к западной окраине Тихого океана и использовать установленные нами зависимости для вычисления физических свойств не только терригенных и карбонатных осадков, но и вулканогенно-кремнистых илов.

ВТОРОЕ ЗАЩИЩАЕМОЕ I (СЛОЖЕНИЕ Глубина зялегяння «диягеиетической» акустической границы, обусловленной растворением остатков диатомей, зависит от температуры, скорости осадконакопления и возраста вмещающих отложений. Они может быть использована в качестве температурного репера для оценки зрелости органического вещества. Источник опала и кристобалитя в осадочных толщах дня акваторий - биогенный.

Широкое распространение кремнистых осадков и пород, образовавшихся в результате жизнедеятельности одноклеточных водорослей диатомей, панцири которых сложены опалом, является характерной особенностью дальневосточных окраинных морей. По степени литификации их молено разделить' на два комплекса. Верхний комплекс мощностью 200-600 м сложен рыхлыми и слаболитифицированными осадками с глинистым цементом и кремнистым биогенным веществом в форме опала-А. Нижний состоит из литифицированнмх пород аргиллитов и порцелланитов, сцементированных опалом-СТ, карбонатами и кварцем. Граница между комплексами достаточно резкая и сопровождается изменениями физических свойств: уменьшением пористости, увеличением сдвиговой прочности,

плотности, а также небольшим увеличением скорости продольных воли, вызванными разрушением каркасной структуры кремнистых отложений и, как следствие, появлением новой - «диагенетической» -сейсмической границы (рис.8)].

01 И« Шз Кйе ЕЗЬ

Рис. 8. Сейсмогеологический разрез и плотность вулканогенпо-осадочмых пород полигона 33 (возв. Алпатова, Японское море). 1 - поверхность дна и положение станции драгирования; 2 - вулканогенно-терригепио-кремиистые породы "опаловой" зоны: 3 - аргиллиты, иорцелланнты "кристобалит-кварцсвой" зоны; 4 - туфы трахиапдезитового комплекса; 5 - докайнозойские метаморфические породы; 6 -измеренные значения и тренды плотности с глубиной в пределах выделенных блоком; 7 глубина, м от уровня моря

Отложения верхнего комплекса можно условно разделить па две толщи. Первая, простирающаяся от поверхности дна, позднеплиоцен-голопеионого возраста состоит из глин и алевритиетых глин с большим числом пеплоных проело«). Сейсмограммы -»той части разреза характеризуются множеством коррелируемых отражений, связанных с отдельными прослоями и с интерференцией отражений от нескольких границ. Вторая толща сложена в основном диатомовыми иламн ■ кремнисто-глинистыми осадками, обогащенными остатками диатомей (рис. 9а). ГГспловыс прослои редки. На сейсмограммах толща слабоетратифинирована, с небольшим числом отражений. Среди диатомей отмечены тонкопакнирные виды, обычно плохо сохраняющиеся в осадках. В литифицировшшых породах нижнего комплекса определимых остатков диатомей не обнаружено, хотя есть «следы» диатомей (рис. 96, в), Растворение биогенных остатков сопровождается накоплением кремния в норовых растворах переходной зоны, изменением фазового состава кремнезема и разрушением жесткого каркаса кремнистых осадков,

Рис. 9. Эпигенетические преобразования структуры кремнистых пород, а глинистый диатомит (прозрачный шлиф, х 100, николи параллельны); б кремнистый аргиллит с концентрическими и изомстричными порами, на стенках и внутри пустот глобулярные гидроокислы железа, развитые по пириту (прозрачный шлиф, х 100, николи параллельны); в-частичная раекристаллизация опала панцирей радиолярий в криптокристаплической основной массе, состоящей из крнстобалита, глинистых минералов и слюды (прозрачный шлиф, х 100, николи скрещены)

Происходит заполнение пустот, оставшихся от диатомей, глинистым и кремнистым веществом, литификация пород и, как результат, резкое увеличение их плотности. Структурная перестройка осадка происходит при пластовой температуре около 40°С. Мощность переходной зоны обычно меньше 10 м. Граница, на которой происходит резкое увеличение плотности, отчетливо прослеживается на записях непрерывного сейсмического профилирования (HCII). Пористость диатомовых глин в нижней толще по сравнению с верхней снижается с 78 до 57%, что соответствует уменьшению объема осадка на 49%.

Уплотнение кремнисто-глинистых осадков описывается двумя уравнениями регрессии: одно для рыхлых отложений верхней части толщи, имеющих каркасную структуру, другое - для литифицированных и слаболитифииированных пород нижней, характеризующихся гранулярно-зернистой структурой.

Растворение диатомей и разрушение жесткого каркаса осадка хорошо заметно на графике связи скорости продольных волн и плотности осадочных образований.

Скорость сначала резко возрастает при увеличении плотности от 1,38 до 1.6 г/см5 (этот участок кривой характеризует ил с каркасной структурой), затем остается постоянной или даже немного снижается в интервале плотностей 1,6-1.8 г/см' (растворение большей части створок диатомей и закрытие образующихся при этом пустот), затем снова повышается, но »тот дальнейший рост скорости при плотности > 1.8 г/см' описывается уже уравнением регрессии, характеризующим породы с гранулярно-зернистой структурой Изменение скорости на границе трансформации пористости кремнистых отложений невелико и. но всей видимости, не может оказывать существенного влияния на акустическую жесткость. Основную роль в изменении акустической жесткости и формировании офпжающей iранит.i играет резкое увеличение плотности осадка. Глубина положения границы рыхлых и литифицированных отложений, ни которой резко итменяются все физические характеристики, определяется в модели решением уравнения теплопроводности на основании величины теплового потока и 1сгшопропадности осадков и может бьпь сопоставлена с глубиной »алегания сейсмической границы на записях HCl I.

Гакнм образом, исследование диагенетических изменений кремнистых отложений Японского моря показало, что существует сейсмоакусгическая граница, обусловленная резким шменением плотности, вызванным преобразованием структуры осадка при растворении опаловых панцирей диатомей. Процесс этот определяется термодинамическими условиями в толще, от которых зависит устойчивость минеральных фаз; опала, кристобалита и кварца, и в изученных разрезах кайнозойских отложений не является изохронным, 'ha граница не может быть использована для стратифафического расчленения кайнозойских отложений. С другой стороны, граница является важным налеотемпературным репером и ее исследование дает дополнительную информацию о 1срмвлыюй истории бассейна. Резкое уплотнение на этой границе вызывает уменьшение объема норового пространства и увеличение перового давления Разница норового и придонного давлений, вероятно, приводит к разгрузке насыщенных газом, барием, кремнием и другими компонентами растворов через зоны повышенной проницаемости на

поверхности морского дна. Высвободившаяся в результате растворения диатомей кремнекислота выполняет пустоты, образует стяжения и прослои кремней в толще осадков, подобные таковым в океане. Опал и кристобалиг имеют биогенное происхождение.

Изменение структуры и вещественного состава при диагенезе оказывает существенное влияние на упругие свойства и теплопроводность пород. Пористость терригенных и кремнистых отложений шельфа Корейского залива (Скв. D-1) и глубоководных котловии Японского моря (Скв. 794-797, 799 Leg 127, 128 О DP) и ее вариация с глубиной залегания, представлена на рис. 10. Редукция пористости и цементация вызывают увеличение скорости распространения продольных воли от 1,48-1,62 км/с в эоплейстоцен-четвертичиых слабоуплотненных отложениях приповерхностных частей разрезов до 1,83-4,35 км/с в средме-верхнемиоценовых уплотненных и в различной степени литифицированных породах нижних горизонтов. Наряду с этими факторами в четвертичных осадках и неогеновых породах величина скорости звука в значительной степени определяется их гранулометрией. Скорость звука в песчаниках и гравелитах в сравнении с аргиллитами и алевролитами обычно больше в верхних 300 м и меньше в нижней части разреза (глубже 500 м) (рис. 11).

у ■ 0,3986х'

X X

5 1600

зооо

Пористость, % 40

А' А'

у йо.зввх"-61

024* + 2708

Агмаропты, арги/шты (Скв СМ) |

Пасчанти (Скв (М)

Скв 7М-7в?((*<| 197 0№) i

с«» т (ид ив ода) (

■ Пошмомивги>ный (Аганроптн; ергштт (С>а DT)) Полиномиальный (Песчаники : (Скв, 0-1)1

Рис. 10. Изменение пористости с глубиной в терригенных осадочных породах шельфа (скв. D-1) и кремнисто-глинистых осадках глубоководных котловин (скв. 794-797, 799 ODP Leg 127, 128) Японского моря

На глубине (от поверхности дна) 300-600 м осадки полулитифиниронаны или литифицированы. Части кривых, изображающие зависимость скорости от глубины, в интервале 750-2700 м для гравелитов - песчаников и алевролитов - аргиллитов аппроксимируют разрозненные данные, но, несмотря па это, общая тенденция изменения скорости в отложениях с разными гранулометрическими еоаавами

проявляется достаточно отчетливо. Средний градиент скорости уменьшается с глубиной. глинистых породах материкового склона Приморья, залегающих в интервале глубин 0-350 м, градиент равен 0,875"'с. Наименьший градиент скорости (0,6-1 с) и слабое изменение его с глубиной (в интервале 0-700 м) характеризуют глинисто-кремнистые диатомовые осадки, распространенные в северо-западной части Тихого океана, Охотском море, и в интервале 0-500 м в центральной части Японского моря, где установлен высокий тепловой ноток.

Скорость продольных (ЮПИ, м/с

1000 1500 2000 2500 3000 3500 4000 4500

0 600 я 1000

• ч у = -0 0002/ * 1.8131Х-2366.2

1>: Ч

2500 3000

^е-оь?» 2.205*-4027.9

0 Песчаник

... — -А^иппиг. алвиропиг

Рис. 11. 'Зависимоеп. скорое! и рашроетранения продольных волн от глубины захоронения в пеефню-псаммишвых и алеврит-глинистых осадках и осадочных породах скважины П-1 Хыштмской вналпны

Диагенетичсские нреобратонання кремнистых отложений (рас творение остатков днаюмей. резкое изменение пористости н лнтнфикаинн) были использованы в качестве термальною рснсцл. ч том в совокупности с имеющимися сведениями по распределению физических свойств на поверхности дни Японского моря, тепловому потоку, градиентов уплотнения, скорости и теплопроводности осадков, построить модель границы структурною нреобранншнии неогеновых отложений. Применялись уравнения; I) зависимость скорости звука от пористости осадков: Ур » 0.3321 п"' -51.564ц > 3507.4; 2) з.звиснмоеи. теплопроводности от пористости: К 1,2(Шп' -3,0033п 1 3.4271. 3) зависимость пористости от глубины захоронения осадков: п "«

в,,« .......... (в к'рршеипых осадках), и и гь»;'"'"1"'1*" („ кремнистых плах), где: п0 -

пористость осадков нн поверхности дна. II • глубина залегания ниже поверхности дна.

Скорость образования углеводородов нч керогеиа зависит от температуры. Интенсивное образование углеводородов ("главная фаза нефтеобразования") начинается только после достижения ючнерагурой определенного порога, который зависит от тина органического венков», скорости осплкопаконлсния и других факторов|Ваганмшч и др.. 1969; Хат, 11Ш|, В большинстве бассейном -эти величины различны, по часто образование нефти начинается при температуре около 50°С, достигая максимума при 90 'С. и шкаичнваетея при 175"С" [Соппап, 1974]. Соотношение глубин залегания, возраста, температур и температурных градиентов

продуктивных горизонтов, установленных на некоторых нефтяных месторождениях, приведено на рис. 12. На этом рисунке также изображены расчетные значения, полученные для кайнозойских отложений Японского моря.

Градиент, "C/fOOn

Низко rerrrt ерагурныи газ 66*С

эр

Ю9'С

Высокотеплературный газ

9150

7,8 3,6 5,А 7,2 9,0

Рис. 12. Зависимость глубины залегания продуктивных горизонтов от геотермического градиента па нефтяных и газовых месторождениях мезо-каймозой-

ского возраста [Ризеу, 1973]. I - А-100, бассейн Сирт; 2 - Дури, 1(еитрш....... Суматра;

3 -Экофиск, Северное море; 4 - Гавар. Саудовская Аравия; 5 - Хасеи-Мсссауд, Алжир; б - Джей, Флорида; 7 - Ламар, оз. Маракайбо; 8 - Минас, Центральная Суматра; 9 -11радхо-Бей, Аляска; 10 - Саут-Паос, блок 27; 11 - газ и иефгь За чадной Сибири; 12 -Уилмингтон, Лос-Анджелес. Штриховая линия - рассчитанный геотермический градиент в отложениях северной части Японского моря

Граница трансформации опала-А в опал-СТ находится в интервале глубин 200-700 м ниже поверхности дна, по во многих районах Центральной котловины не выходит за пределы 350-450 м. Граница испытывает польем в районах повышенного тепловою потока, в частности около возв. Беляевского, расположенной в средней части Центральной котловины между хр. Северное Ямато и континентальным склоном Приморья. На северо-восток граница плавно погружается от 300 м. вблизи возвышенности, до 500-600 м - у подножия склона (рис.13).

1?2 133 1м

Т32 134

1'ие. 13. Схема изопахит нелитифицированной осадочной толщи в южной части Центральной котловины Японского моря.

Участок с максимальными глубинами залегания границы (до 700 м) находится в области низкого теплового потока « районе северного замыкания Центральной котловины, к югу от возв. Алпатова, и к северо-западу от хр. ISoropona. Г раница фазового перехода опал-А/онал-СТ отчетливо видна на сейсмических профилях.

Глубины залегания границы трансформации па сейсмических записях и полученные из модели несколько отличаются. Наибольшее превышение (119-120 м) глубины залегания сейсмической границы, над вычисленной в результате моделирования, обнаружено у северного подножия хр. Северный Ямато в средней части центральной котловины. В районе возв. Тарасова превышение составляет 10-30 м и постепенно возрастает на юго-восток к нот. Безымянной до 56 м. Возв. Первенца и северное замыкание Центральной котловины характеризуются минимальными превышениями около 20-24 м. Обычным является рост превышения от периферии к внутренним областям Центральной котловины.

Процесс преобразования структуры осадка необратимый. Положение границы в модели является отражением современных тепловою потока, диагенетических преобразований и термических условий в толще осадков. Граница па сейсмических записях регистрирует современные и реликтовые изменения акустической жесткости отложений связанные с процессами диагенеза кремнистых

толщ. В случае остывания коры и низкой скорости осадкоиакоплеиия граница на записях НСП, вероятно, будет выше границы, рассчитанной по современному тепловому потоку. Из разности глубин можно оценить минимальную величину древнего теплового потока. В средней части Центральной котловины, таким образом, палеопоток превышал современный (88 мВт/м") не менее чем на 56 мВт/м2, и, вероятно, был равен или был больше 144 мВт/м2. Вблизи континента положение границ совпадает.

Исследование модели показало, что остывание коры не было монотонным и, возможно, существовали локальные периоды повышенного теплового потока, когда в процесс диагеиетических преобразований и растворения аморфного кремнеза вовлекались новые массы осадков. Поровая вода насыщенная растворенным Si02 и фосфором наиболее интенсивно дренируется из уплотняющихся осадков, в момент разрушения каркасной структуры диатомовых илов, на границе трансформации опала-А в опал-СТ, и по зонам повышенной проницаемости (пепловым и песчаным прослоям, трещинам) попадает в придонный водный слой, поставляя биогенные элементы в бассейн. Анализ современного положения фаницы трансформации аморфного опала в опал-СТ, позволяет заключит!», что сейчас этот процесс может иметь место только в районах с высокой скоростью осадкопаконлсния - достаточной для компенсации темпа остывания бассейна, например, вблизи континентального склона Приморья. Внутренняя область Центральной котловины, где современный тепловой поток, согласно расчетам, намного меньше древнего, а скорость осадкоиакоплеиия недостаточна, чтобы компенсировать бассейна, граница трансформации аморфного опала в опал-СТ находится в пределах нижнего, литифицироваииого комплекса. Эти породы уже испытали преобразования в прошлом и структурная перестройка осадка прекратилась.

ТРЕТЬЕ ЗАЩИЩАЕМОЕ ПОЛОЖИ! П'П-;

Большая пористость (28-40%) базальтов вулканических построек глубоководных котловин окраинных морей по отношению к базальтам вулканических гор океана указывает нп более высокую флюндонясыщснность исходной магмы базальтов окрпннноморского комплекса. Высокая пористость базальтов является причиной их низкой плотности и скорости распространении в них продольных волн.

Пористость вулканических пород обусловлена влиянием двух основных факторов: давлением летучих в магме и давлением среды па расплав.

Исследования базальтов впадины Jlay, котлошш Марианской и 11арссе-Нела (Филиппинского моря), Центральной и Хонсю (Японского моря) показали, что относительные содержания многих основных элементов и элементов примесей в базальтах задуговых бассейнов (окраинных морей) (БЗВ) и базальтах средишю-оксанических хребтов (БСХ) перекрываются. По петрофафнчсским признакам эти породы также близки между собой. Вместе с тем ряд отличий химических составов базальтов позволяет считать первые - переходным типом к толеитам островных дуг ('ГОД). По сравнению с ВЗБ в ГОД более высокие, а в N -типе КС'Х более низкие отношения крупных ионов литофильпых элементов - К, Rb. Th, U к полю концентраций Nb, Та, Ti, Zr и отношения Sr^/Sr86 (Taylor, llcgcs, 1983|. Количество Ni, Cr и Ti (для данного значения Zr) в ВЗБ относительно ниже, чем в БСХ и выше.

чем в 'ГОД [Wood et al., 1982]. Линия на вариационной диаграмме MgO с Ti02 и FeOoyM для стекол БЗБ имеет меньший обратный уклон, чем для N типа БСХ. При одинаковом содержании MgO количество А1203 в стеклах БЗБ выше, чем в стеклах БСХ в среднем на 1,5-2,0%. Одной их причин отличия химии основных и рассеянных элементов в БЗБ, N типе БСХ и ОИ1ЦБ, вероятно, является разное содержание летучих в их магмах [Фролова, Коновалов, 1985].

Содержание летучих в стеклах пиллоу-базапьтов Марианской котловины находится между значениями, установленными в базальтах срединио-океанического хребта и андезитах Марианской островной дуги [Фролова, Коновалов, 1985]. По содержанию Н20 и С02 БЗБ (1 - 0,2%) очень близки к вулканическим породам островных дуг. Количество F и С1 в базальтах окраинных морей (0,03% и 0,02%) примерно такое же, как в БСХ [Taylor, 1983]. Высокая пористость базальтов котловины Сикоку Филиппинского моря совместно с другими данными показывает, что они являются дериватами мантийного источника с локальным увеличением содержания летучих [Dik, 1980]. Природа этого увеличения, объясняется наличием трансформных разломов, достигающих поверхности мантии и дегидратацией последней.

Для оценки давления и содержания летучих компонентов, определяющих ход эволюции расплавов базальтоидов Японского моря, Ю.И.Коноваловым была использована диаграмма OL-CPX-PL, построенная по экспериментальным данным плавления "сухих" и насыщенных И20 составов. Возрастные взаимоотношения свидетельствуют о лейкократовом характере более поздних диффереициатов, что, вероятно, связано с накоплением летучих компонентов, (главным образом HjO), сдвигающим эвтектику в сторону плагиоклаза [Коновалов, 1984]. Иа основании распределения в вулканических породах Японского моря магнитных минералов (титиномаггемит в базальтах, магнетит в 'трахитах и трахиандезитах), П.С.Зиминым и Н.Т.Съедииым установлено, что в процессе дифференциации магмы повышается фугтитовпость кислорода и восстановительные условия, и которых железо входит и силикаты, сменяются окислительными, когда часть железа выпадает в виде окислов [Зимин, Съсдип, 1983]. Увеличение содержания летучих компонентов в магме -наиболее вероятная причина обшей тенденции роста пористости и снижения плотности с уменьшением возраста пород, наблюдаемой в кайнозойских вулканитах Японского моря па фоне кратковременных флуктаций этих величин (рис. 12).

Давление летучих в расплаве находится в равновесии с внешним давлением среды. Па поверхности дна на величину пористости оказывает влияние гидростатическое давление водной толщи. В качестве примера уменьшения пористости базальтов с ростом глубины, использована зависимость, установленная для вулканических пород хребта Богорова. На глубине 2760-3460 м пористость уменьшается, вниз по склону, от 45 до 21%. Градиент изменения пористости базальтоидов здесь близок к градиенту, установленному в вулканитах хребта Рейкьяиес (3,89 м"1), где пористость уменьшается, примерно от 40% иа глубине 100 м до 5% иа глубине 1000 м [Jones. 1969|. Средний размер пор (1-2 мм) примерно такой же, как в базальтах Японского моря. Небольшое уменьшение пористости от центра к периферии и отсутствие радиально вытянутых и концентрических зон пустоток на глубинах более 700 м | Moore, Schilling, 1973] обусловлены выделением газовой фазы,

в которой преобладает водяной пар. На больших глубинах газы в порах базальтов могут быть представлены С02, S02 и другими соединениями, а изменение пористости с глубиной имеет другой характер.

Возможность использования пиллоу-лав как индикатора глубины излияния базальтов осложнена неоднозначностью оценок количества летучих в магме и их состава. Газонасыщенность толеитовых базальтов Килауэа и Мануа-Лоа [Dik, 1980] оценен 1-2,5% в начальные фазы извержения и в 0,2-0,7% - в поздние. Среднее содержание воды в этих породах составляет 0,14 вес.%. Из основных компонентов газовой фазы - Н20, С02 и S02 - два последних изучены очень слабо. Базальты срединно-океаиических хребтов содержат около 0,18 ± 0,1 вес.% воды [179]. Базальтовые стекла с хребта Рейкьянес включают 0,3 вес.%, а стекла базальтов Марианской котловины - 1,4 ± 0,3 вес.% воды. Пористые базальты (п= 20%) бассейна Сикоку (Филиппинское море) содержат: S02 - 1,8%, С02 - 1,2% и Н20 - 0,5%. По оценке В.Г.Сахно, А.А.Вржосека и В.Г.Моисеенко [Сахно и др., 1974], состав газов в базальтах и андезитах известково-щелочной серии Японского моря (СО; - 94,17%, СО

- 5,22%, СН4 - 0,18%, N2 - 0,43%) отличается от щелочных оливиновых базальтов (С02

- 96,48%, СО - 0,64%, Н2 - 2,88%), что наряду с другими признаками зависит от среды образования.

Взаимосвязь давления, температуры и удельного объема устанавливает уравнение состояния газа Ван-дер-Ваальса. При расчетах используют обычно более точное уравнение состояния перегретого пара М.П.Вукаловича и И.И.Новикова [Вукалович, Новиков, 1972]. Линии связи давления, температуры и удельного объема пара, построенные по этим данным, показывают, что наиболее резкое изменение удельного объема, который при известном количестве летучих может быть преобразован в пористость, происходит при давлении меньше И)' IIa или иа глубине менее 1000 м. Это хорошо согласуется с результатами наблюдений на природных объектах [Jones, 1969].

Количество пор и их размер в пиллоу увеличивается скорость звука и плотность уменьшаются от поверхности к центру, в этом же направлении возрастает степень раскристаллизапии стекла. Причиной зонального распределения нор может быть образование области пониженного давления во внутренних частях подушки или частичной дегазации ее внешней зоны.

Корреляция пористости базальтоидои хребта Богоропа с глубиной драгирования показала, что их связь подчиняется зависимости, близкой к раечитаппой по уравнению Вукаловича-Ноиикова, а также построенной по данным Дж. Джонса [Jones, 1969] и Дж. Moopa [Moore, Sehilling, 1973|. Из этого сопоставления также вытекает, что глубина застывания базальт ов была значительно меньше современной.

Чем выше содержание летучих в магме и ниже давление, тем меньше плотность пород. Па диаграммах зависимости плотности и скорости от радиоизотопного возраста разными значками обозначены фигуративные точки базальтов и вулканитов среднего и кислого состава. Плотность пород и скорость звука имеют общую тенденцию к снижению от 2,5 г/см' и 4,5 км/с до 2,1 г/см1 и 3 км/с соответственно в эоценовых и плейстоценовых вулканитах. На фойе общего уменьшения плотности и скорости наблюдаются изменения их значений относительно средней линии в интервале 5-10 млн лет от 0.7 до 1,5 г/см3 и от 0,8 до 1,7 км/с.

Наиболее вероятной причиной этих колебаний является непостоянство гидростатического давления во времени. IIa глубине 1000-100 м плотность пиллоу-базальтов изменяется от 2,7 до 2,3 г/см3 [Jones, 1969]. Кристаллизация большинства вулканических пород Японского моря происходила, по-видимому, именно на этой глубине и в субаэральных условиях. Импульсам повышенной пористости (пузырчатости) в пиллоу-базальтах по времени обычно соответствуют периоды увеличения количества эксплозивно-обломочного материала кислого, среднего и иногда основного состава, который также отличается от массивных разностей вулканитов повышенной пористостью, низкими плотностью и скоростью продольных волн. Для этих пород характерна повышенная проницаемость и значительные вторичные изменения. С подобными вулканитами обычно связаны месторождения типа "Куроко", нефтяные и газовые залежи Японии.

Магматические породы, поднятые со склонов Курило-Камчатского желоба в зависимости от степени катаклаза и вторичных изменений имеют скорость и плотность соответственно 3,57,6,06 км/с и 2,35,2,83 г/см3.

В Филиппинском море выделены пористые и массивные базальты. Низкая плотность (р = 2,22 - 2,33 г/см1) и скорость (Vp= 3,75 - 4,24 км/с) в первых обусловлены тем, что пористость этих пород достигает 30-35%. Для массивных базальтов характерны плотность 2,61-2,87 г/см3 и скорость 5,11-6,36 км/с, средние значения скорости и плотности равны соответственно 5,57 км/е и 2,76 г/см3.

Вулканические образования склона и днища желоба "Гонга повсеместно представлены лавами и туфами базальтового состава. Можно выделить зри группы вулканитов. различающихся пористостью, трешиноватостыо, степенью раскристаллизании и интенсивностью вторичных изменений.

Характерные черты пород первой группы - высокая пористость, радиальная трешиноватоеть и наличие корки закаливания. Для них свойственны подушечная отдельность, свежий облик и положение в верхней части разреза. Наиболее распространены чти породы на подводных возвышенностях северного склона в приосеиой части желоба, а также и самых верхних горизонтах южного склона.

Второй тип базадьтондов отличается массивной текстурой и низкой пористостью, для некоторых образцов характерны порфировые выделения идиоморфных крупных кристаллов пироксена. Их обломки встречаются в виде включений в копглобрекчиях и гравелитах, поднятых па станциях драгирования одновременно с базплыондами. Неровности поверхности образцов последних заполнены литифипированиым материалом иссчшю-гравийпой размерности.

Характерная черта вулканитов третьей группы - интенсивные вторичные изменения (образование цеолитов и альбита, выполняющих поры, и замещение стекла палагонитом). Первичные минералы часто замещены хлоритом, амфиболом и соссюритом. Наблюдаются миидадекаменная текстура и реликты пористой текстуры. В отдельных образцах обнаружены зональность и остатки корок закаливания, характерные для ниллоу-лав. Все базальтоилы третьей группы встречены на островном склоне желоба, где они ассоциируются с диабазами, габброидами и серпентинитами.

Физические свойства отражают описанные особенности базальтоидов желоба 'Гонга. Величина скорости продольных воли в породах первой группы

изменяется от 3076 до 4843 м/с при увеличении плотности от 1,99 до 2,46 г/см3. Средние значения соответственно равны 4080 м/с и 2,31 г/ем3.

Породы второй группы имеют значения скорости от 3908 до 5438 м/с, в среднем 4214 м/с. Плотность изменяется от 2,43 до 2,94 г/см3 (рср. = 2,62 г/см3)

Спилитизированиые базальтоиды третьей группы характеризуются большим разбросом значений скорости и плотности. С ростом плотности от 2,36 до 2,82 г/см3 (рср.=2,59 г/ем3) скорость увеличивается от 2902 до 5078 м/с (Vpcp=4203 м/с).

При одной и той же плотности базальтоиды первой группы имеют более высокие значения скорости звука. Возможной причиной различия физических свойств вулканических пород может быть закалка базальтоидов первой группы в результате их быстрого охлаждения. Базальтоиды второй группы, по видимому, остывали медленнее в обстановке, не вызывавшей остаточных напряжений и способствовавшей более полной раскристаллизации магмы. Вулканиты третьей группы застывали в условиях, вероятно, сходных с обстановкой формирования базальтов первой группы. Вторичные изменения привели к снижению упруг ости. Факторами изменения физических свойств могли быть вторичный разогрев пиллоу-лав, не приводивший к их плавлению, и более медленное остывание в условиях низкого теплообмена и отсутствия компенсирующих (внешних) нагрузок сжатия.

Таким образом, для кайнозойских вулканических пород зоны перехода от Азиатского материка к Тихому океану обычны высокая пористость, низкие плотность и скорость звука, обусловленные флюидоиасыщепиостыо магмы, 'ho подтверждает общность условий генерации базальтовых магм под всеми структурами активных зон перехода от континента к океану, их формирование в условиях высокой обводненности магмагеиерируюшего субстрата, связанного е интенсивным флюидным потоком, существующим в этих зонах, что также связывают с наличием глубинных разломов, достигающих поверхности мантии, и лсгидротации последней [ Oik, 19801.

Окраишю-морской комплекс наиболее широки распространен на многочисленных вулканических юрах и хребтах (обычно субмеридианнлышго простирания) Центральной глубоководной котловины. » меньшей степени - н котловинах Хонсю и Цусимской, а также в подчиненном количестве па возвышенностях с субматериковым -типом коры (Ямнто. Криштофонича, Восточно-Корейской, Окусири, Оки, Пржевальского, Хакуеан) и ни материковом склоне Приморья [153], где они залегают обычно выше пород базальт-нндезит-риолиттюго комплекса и являются более молодыми, но данным радиоизотоиных определений возраста. По степени дифференцированное™ породы комплекса подразделены на два типа серий: 1) менее дифференцированные, представленные в основном базальтами и трахибазальтами и 2) более дифференцированные, в которых присутствуют кислые члены ряда - трахиандезиты и трахиданиты. Последние серии встречаются значительно реже первых. Возраст пород, по данным радноиютоипых датировок изменяется от эоцена (52,7 млн.лет) до плиоцена (3,4 млн.лет). Наибольшее число определений (93%) отвечает возрастному интервалу от среднего миоцена (18 млн.лет) до поздиенго плиоцена (3-4 млн.лет). Базальты веех серий обладают сходными особенностями. Для них типична подушечная отдельность и пористая текстура. Для большинства обломков характерна форма узких сегментов неправильног о сфероида с

короткостолбчатой отдельностью, совпадающей с радиальными направлениями подушек. Наиболее крупные фрагменты шаров достигают 50 см в поперечнике. Глыбы характеризуются четко выраженным зональным строением, проявляющимся в увеличении количества и размеров пор (до 0,5, а иногда до 1-1,5 см) от периферии к центру. В некоторых случаях центральная часть подушек представляет собой плотное, очень прочное ядро и наибольшей пористостью обладает средняя часть глыб. Внешняя зона сегментов сложена микропористым материалом со стекловатой коркой (мощностью до 1 см) на поверхности.

Зональность строения выражена также в распределении вкрапленников в породе. Внутренние части обычно характеризуются более полной раскристаллизацией и большим числом вкрапленников. В периферийных участках подушек с микрозернистой основной массой вкрапленники редки и отсутствуют у самой поверхности в стекловатой корке.

Для большинства глыб с шаровой отдельностью типично присутствие включений, отличающихся от основной массы породы более плотной текстурой, скорлуповатой отдельностью и большой прочностью. Появление подобных образований в теле "шаров", по-видимому, связано с ассимиляцией крупными шаровыми скоплениями лавы еще в полужидком состоянии более мелких быстро охладившихся бомбовидных и лапиллсвидных обломков базальтов [56].

Обладая высокой первичной пористостью (28-40%), базальты этой серии характеризуются низкими значениями скорости звука и плотности. Скорость продольных волн изменяется в интервале 2,5-4,95 км/с. Преобладают значения 3,5-4,5 км/с. Плотность варьирует от 1.9 до 2,5 г/т'. Удельный вес имеет максимальные для вулканитов Японского моря значения: 2,89-2,96 г/см'.

Структура базальтов порфировая. Количество вкрапленников непостоянно и изменяется от 5-7 до 15%. Повышенные содержания их отмечены на возвышенности Галагаиа (до 35%). Преобладает плагиоклаз: реже встречается оливин и клинонирокееп, Вкрапленники оливина (На 18-32) с реакционными контурами, почти полностью замещены агрегатами иддиигепта и часто окружены бурой окиепой каймой Встречаются включения оливина в крупных кристаллах плагиоклаза. Плагиоклаз двух генераций - крупные кристаллы таблитчатой формы (Ап65-70) и мелкие удлиненные лейсты (Лп55-65). Последние преобладают, составляя до 80% их общего обьема.

Основная масса - гналонгшитовой и иитерсергалыюй структуры, сложена плагиоклазом, оливином, клииоиирокссном, рудным минералом и стеклом, Преобладает плагиоклаз (Ап45-б0) - лейсты и микролиты резко удлиненной формы с расщепленными концевыми гранями и пустотами в центральной части. Оливии кеепоморфеп по отношению к плагиоклазу, замещен агрегатами хлорита и иддипгеита и составляет, обычно, 1-5% (иногда до 15% - хр. Ногорова) основной массы. Мелкие, игольчатые буроватые кристаллы клииопироксеиа образуют деидровидные и щетковндиые агрегаты. С ними ассоциируются идиоморфные кристаллы магнетита и микроскопические игольчатые выделения ильменита. Присутствие оливина в основной массе базальтов субщслочиого комплекса характеризует недосыщеииоеть породы кремнеземам.

Трахибазальты и трахиандезито-базальты, обычно, представляют собой

пористые породы со скорлуповатой отдельностью. Приповерхностная зона сложена черным стеклом, а внутренняя пористым или плотным материалом с порфировой структурой. Вкрапленники представлены плагиоклазом (Ап60-72) клинопироксеном, реже санидином, оливином (Fa20-25) и бурой роговой обманкой. Отмечаются гомеогениые включения, сложенные плагиоклазом (Апб8-70) и клинопироксеном. Основная масса имеет структуру от стекловатой до микролитовой и интерсертальиой, и состоит из стекла и микролитов плагиоклаза (Ап62-65), клинопироксена, санидина, оливина и рудного минерала.

'Грахиаидезиты обнаружены на возвышенностях Тарасова, Галагана, Мацу, возв. Криштофовича, хр.Окусири, возв.Оки. Они имеют порфировую структуру с вкрапленниками плагиоклаза (Ап 10-40), реже санидина и клинопироксена (авгит, эгирин-авгит). Некоторые образцы содержат гомеогениые включения, сложенные плагиоклазом (Ап 15-30). Основная масса имеет структуру от гиалонилитовой до микролитовой и состоит из микролитов плагиоклаза и санидина с небольшим количесвом клинопироксена, рудного минерала и стекла.

Трахидациты имеют ограниченное распространение и обнаружены на возвышенностях Гэбасс и "Мейе-2". Они представляют собой массивные, микропористые и пористые породы с порфировой структурой. Вкрапленники (7-10% объема) представлены плагиоклазом и в меньшем количестве биотитом и ротовой обманкой. Иногда встречается эгирин-авгит. В основной массе, кроме стекла, содержатся редкие микролиты санидина и небольшое количество идиоморфных мелких кристаллов рудного минерала.

Химические составы породы субщелочного комплекса характеризуются пониженным содержанием кремнезема по сравнению с породами базалм-андезит-риолитового комплекса. В базальтах, имеющих сопоставимые содержания щелочей, иедосыщепность кремнеземом выражается в исчезновении в норме гмнсрстсни и появлении нефелина. Для пород комплекса характерно повышенное содержание титана (до 2,3%) обогашснность хромом и никелем, высокое (обычно больше Л) отношение Ni/Со, быстрое накопление железа и щелочей (особенно калия) в процессе дифференциации. Несколько повышенное содержание окислов желая, магния, кальция и титана определяют более высокий удельный вес (минеральную плотное п.) (2,89-2,96 г/см3) пород субщелочного комплекса. Вместе с тем, плотное п. этих образований и скорость распространения продольных волн обычно ниже, чем в породах базальт-апдезит-риолнтового комплекса, чн> выпито высокой первичной пористостью (табл. 13). В целом базальты вулканических построек глубоководных котловин окраинных морей характеризуются пористостью большей, чем базальты однотипных структур океана, что свидетельствует о большей флюидопаеышеиностн исходных магм базальтов окраипноморекого комплекса. Низкая плотность магмы (меньше!,9 г/см3) является причиной гравитационной неустойчивости в системе магма - кайнозойские осадки, инверсии плотности, приводит к внедрению расплава в осадки и гидравлическому разрыву пласта с образованием базальтовых силлов.

ЧЕТВЕРТОЙ ЗАЩИЩАЕМОЕ 110Л0ЖЕ11ИЕ

Применение дистанционных методов акустического зондирования морского дна позволяет производить классификацию донных осадков,

определять величины их физических и механических свойств. Коэффициент отражения акустического сигнала от дна с желсзомарганцсвымн конкрециями имеет частотную зависимость и содержит информацию о плотности покрытия конкрециями дня, их среднем размере и физических свойствах.

Принципиальная возможность применения дистанционных акустических методов для диагностики данных отложений основана на дифференциации осадков по физическим свойствам: скорости распространения продольных воли, плотности и поглощению упругих колебаний. Интенсивность и форма донного отражения зависят от состава донных осадков, шероховатости дна, рельефа дна и структуры подстилающих пород. Количество отразившейся звуковой энергии связано с удельным акустическим сопротивлением (импедансом) между придонной водой и донными отложениями, которое равно произведению плотности и скорости звука (рС). Приближенной характеристикой отражательной способности дна является коэффициент отражения Релея. Использование импедаиепого метода требует знания точной геометрии эксперимента и наиболее целесообразно в области относительно высоких частот.

Первое отражение позволяет определить тип морского дна, основной характеристикой которого являстся расчлененность рельефа. 'Энергия, которая была отражена дном и образовала первое эхо, рассеивает ся на поверхности моря, повторно отражается от дна и возвращается к преобразователю. 1-х л и морское дно "жесткое", то большая часть энергии отражается. По если оно "мягкое", энергия проникает через поверхност ь дна и поглощается или отражается позже, когда импульс достигнет более твердого (более, жест кою) горизонта.

В дальневосточных окраинных морях и северо-западной части Т ихого океана в районах, удаленных от источников терригенпош материала, основными отражателями в верхней части осадочного чехли являются пеииовые прослои и границы слоев кремнистых нтеррнгеннмч осадков.

Распределение средних значений пористости, плотности и скорости звука и поверхностных осадках Японского моря, рассчитанные для каждой колонки осадка профиля, пересекающего шельф, склон, глубоководную котловину и вози. Ямато, испытывают закономерные изменения: с удалением от континента скорость звука и плотность убывают, а пористость pucrci. ')та общая тенденция проявляется на фоне локальных аномалий седиментации, обусловленных рельефом дин.

Установленные зависимости между физическими характеристиками, физическими свойствами и лнтологичеекими особенностями осадков позволяют трансформировать последние в поля значений физических переменных.

Вертикальная неоднородность осадков (изменение вещественного и гранулометрического составов донных отложений) характерна для окраинных морей. В кернах осадков повсеместно наблюдается чередование слоен переменной мощности, сложенных тонкозернистым н более грубым материалом, участков, обогащенных иирокластнкой н биогенным кремнеземом или карбонатом. 11ориетость, плотность и скорость знука вдоль колонок осадков варьируют и широких пределах, отражая литологические неоднородности отложений, и находятся в прямой зависимости от структурно-вещественных характеристик последних.

Слоистая текстура плейстоцен-галоценовых отложений отчетливо фиксируется на записях глубоководных колою» Г'ЭЛ-3 и I'.I.AC Hm Г с рабочей частотой 12 кГц. Эхосигнал имеет сложную форму, обусловленную слоистостью дна. Амплитуда и крутизна переднего фронта отражения в значительной степени зависят от литологического состава осадков.

В 1б-м рейсе нис "Профессор Богоров" была предпринята попытка установить связь отражающих границ, зарегистрированных на тенраммах эхолота "Элаг Шельфранд" (в режиме повторной записи с высоким разрешением для верхних 10 м осадка), с изменением акустической жесткости осадков, вызванной их литологической неоднородностью по вертикали. Отражающие границы на эхограммах не всегда соответствуют изменению литологического состава осадков, наблюдаемому в кернах. Причина несоответствия кроется, по-видимому, в случайном характере вариации мощности слойкой с отличными от вмещающих осадков физическими свойствами и частотой вст речаемости их в разрезах. Определенную роль могут играть дифрагироваиие волн, суммирование и вычитание отраженных сигналов, возникновение мнимых и нивелирование существующих границ.

В большинстве случаев отражения, зарегистрированные на г.хограммах, отвечают границам лотологических типов осадков. отличающихся гранулометрическим и вещественным составом. Когда неоднородность обусловлена геологически единовременным процессом (выпадением вулканического пепла, изменением условий седиментации, вызнанным климатическими вариациями), отражающие границы, видимо, изохронны. И кернах станций, расположенных в троге Кунсан Японского моря, прослежен прослой вулканического стекла мелкоалевритового размера на одном стратиграфическом уровне. Па тчограммах. выделяется горизонт с повышенной плотностью отражений (интернат 140-270 см), который трансформируется на одиночных трассах в I. 2 или 3 отражающие границы. Прослой пепла обнаружен также и интервале 266-269 см. Выше ною прослоя (в интервале 195-266 см) наблюдается чередование алевритовых и иетнтовых слоен мощностью 30-40 ем. Горизонт ПО 120 см, к котрому также приурочено большое число отражений, по-видимому, еоогнсчстнусгт смсне ишсстжшм юрршенпого

пелита (интервал 116.....130 см) слабокремннстым терригеннмм пелшоч (интервал 0-65

мм). На эхограммах многих станций отмечено уплошеннс записи ни горизонтах отО до 170 мм, соответствующее границе раздела терршенных елайокречннетых осадков слабокарбонатными или терригеннммн.

Ритмическая смена терршенных и еяабоншткшгых терршенпыч осадков слабокремнистыми наблюдается также в отложениях ceucpo-ianiunod части Тихого океана и Филиппинского моря. По данным бурения, к Сенеро-Чашиной котловине Тихого океана [Tiedemann, 1 laug, 1995, Kanazawa et al„ 2001] уешншлены никлы 25 тыс. лет. Чередование ледниковых и межледниковых тнох сопровождается изменением относительного участия террнгепного материала и сои «не осадков. В океане, при скорости осадконаконлсния около 4 мм / тыс, лет мощность слоев приблизительно I м. На шельфе скорость накопления «салкой и {меняется от 0 до более 300 мм/тыс. лет.

Изменение вещественного состава подчеркивается характером графиков зависимости n, р и Vp от глубины в колонках осадков чтих районов Горизонтам,

обогащенным кремнистым веществом, соответствуют низкие плотности, несколько повышенные скорости и высокая пористость. Прослои пепла, часто подстилающие такие горизонты, характеризуются высокой плотностью, скоростью звука и пониженной пористостью. Вертикальная неоднородность, выражающаяся в наличии прослоев пирокластики, песка и алевритов в тонкозернистых осадках, предполагает существование акустической анизотропии (квазианизотропии) для воли, длина которых соизмерима с размерами иеоднородностей. В измеренных образцах это явление наблюдалось в слоистых отложениях шельфа и склона, когда скорость звука rio напластованию (в случае песчаных прослоев 1650 1720 м/с) была выше скорости, измеренной вдоль колонок осадков (1560-1580 м/с). Анизотропия скорости в рыхлых однородных глинистых и песчаных осадках не установлена. Азимутальная анизотропия, вероятно, может формироваться в результате ориентированной в пространстве косой слоистости и слоистости в форме "бегущих волн", обычно параллельной континентальному склону.

Взаимодействие звука с дном существенно влияет на формирование акустических полей в мелком море. Геоакустичеекая модель обеспечивает необходимые взаимосвязи между характеристиками рассеянного поля и свойствами рассеивающей донной среды, но ее построение затруднено сложностью формализации геологических данных. Под «геоакусгичеекой моделью» понимается модель реального морскою дна, в которой основное место занимают экспериментально измеренные, экстраполированные и предсказанные значения важных для гидроакустики параметров, а также геофизические характеристики, влияющие на распространение звука.

В наиболее обычном представлении геоакустичеекая модель включает : слой воды, осадочную толщу (1 - нелнтифицнрованпые осадки и 2 - литифицированные осадочные образования), фундамент. При исследовании в высокочастотном акустическом диапазоне большое значение приобретают факторы хоротконериоднмх климатических изменений, влияющие на тонкую стратификацию осадков, изменение температуры и давления в осадочном слое,

В большинстве районов шельфа не проводилось бурение, и псе сведения о глубинном теологическом строении являются синтезом интерпретации геофизических данных, результатов лишни ического опробования и драгирования дна шельфа и материкового склона.

Бассейн зал. Посьста - удлиненная, наложенная впадина, ограниченная крутыми склонами острова Фуругельма на западе, хребта п-ова Гамова па северо-востоке, материковым склоном с юго-запада. Дно моря в районе гидрофизического полигона ТОЙ ДНО РАН относительно ровное, осложнено несколькими замкнутыми неглубокими депрессиями, протянувшимися е востока на запад вдоль северного побережья залива. От глубоководной части акватории депрессии отделены подводными барами, образующими систему песчаных волн. Песчаные волны субширотного простирания, длина их изменяется от 2,8 до 10,2 км в интервале глубин 41-110 м. Апикальные част валов сложены грубозернистым материалом и характеризуются обычно повышенными значениями скорости звука и плотности.

Согласно тектоническому районированию, участок располагается в ХасанскоН подзоне Пограничной зоны. В сто строении участвуют метаморфические.

магматические и осадочные комплексы пород, имеющие возраст от докембрия до кайнозоя. Наибольшая мощность кайнозойских отложений превышает 1100 м.

Фундамент сложен в прибрежной части акватории фанитоидами гамовского комплекса, а на материковом склоне, вероятно, вулканическими породами зайсановской свиты (базальты, андезиты). В средней части шельфа (по результатам интерпретации гидромагпитиой и гравиметрической съемок) фундамент состоит, вероятно, из пород гранитно-метаморфического комплекса.

Нотифицированная часть осадочного чехла иижнемиоцеиового возраста представлена аргиллитами, алевролитами. В основании выделяют базальный горизонт конгломератов, гравелитов и песчаников. Мощность литифицироваииой части больше 300 м.

Слаболитифицироваиные осадочные породы и рыхлые осадки представлены песчаниками, алевролитами, диатомитами, туфодиатомитами. диатомовой глиной, песком, алевритом, алевритопелитовыми и нслитовыми илами.

Сетевой подход принят для организации данных. Вея площадь была разделена на сеть прямоугольных ячеек со стороной 22,05-23,4 дуговых секунд.

В результате проведенных исследований построена трехмерная геоакустическая модель (база данных). Она включает параметры: скорость распространения и коэффициенты поглощения продольных и сдвиговых волн, плотность, глубину моря, мощности слоев осадочного чехла, вещественный состав и глубину залегания фундамента. Физические свойства, измеренные в лабораторных условиях, были исправлены к условиям in sil и и распространены на площади, сложенные однотипными отложениями, и на глубину но эмпирическим зависимостям.

Волновое сопротивление, или акустическая жесткость отложений численно равная произведению плотности и скорости распространения звука, более точно отражает гранулометрический состав осадков, чем плотность и скорости звука в отдельности. С увеличением среднего размера и уменьшением содержания пелитовмх частиц в рыхлых осадках волновое сопротивление возрастает. Сравнение амплитуды донного эхосигиала и среднего размера частиц «садко». залегающих на морском дне. показано на рис, 14.

Применение полученных зависимостей амплитуды кратны* отражений от среднего размера частиц позволяет ингерпрегироиить результаты зондирования морского диа штатными судовыми геологами с рабочей частотой 12 и 100 кГц и выделять поля осадкой, различающихся но коэффициенту отражения, производить картирование донных отложений.

На рис. 15 показано распределение на и юны ш гидрофизического полигона ТОЙ ДВО РАН интенсивности кратных »хосигпшюн частотой 100 кГц. коррелируемых с акустическим импедансом, вычисленным но значениям скорости продольных волн и плотности в пробах осадков,

На основании анализа отражательной способности и рельефа морского дна шельфа Охотского и Японского морей были построены схемы корреляции интенсивности донных отражений с распределением типов осадков н рельефом. Отмечено, что максимальная интенсивность отражений характеризует грубозернистые осадки, приуроченные к промоинам на поверхности дна.

Использование низкочастотных 12 кГц эхолотов позволяет получать

информацию не только о рельефе дна, но также о строении и физических свойствах погребенных слоен тонкозернистых осадков глубоководных котловин. В Центральной котловине Японского моря и впадине Дерюгина Охотского моря получены акустические разрезы верхнего 30 м слоя осадков, в котором выделяются отчетливые, протяженные границы, вызванные чередованием терригенных и кремнистых осадков резко различающиеся средней величиной звукового сопротивления - 3,5кг/мге и 1,85 кг/м2с соответственно.

э 9

S -е- 8

8. 7

CL Ф 6

1 5

1 4

о 3

у « -0.0005Х + 9.1834 R*' я 0.8668

О 2000 4000 6000 8000 10000 12000 14000 Амплитуда, мВ

Рис. 14. Связь амплитуды донною зхоеигншга и среднего размера част иц осадка, определенного в литодогических пробах в точках акустическою зондирования

I (риповерхноетиаи реверберация мешает диагностике поверхностных осадков и может быть мнними шроилна при использовании часки 20 кГц н восприятии только некоторых углов падения. Общая сумма чнергии, возвращенной преобразователи» вторым -щ>, может быть непосредственно сиязннп о твердостью морского дна.

Таким образом, можно заключит!-, что классификация осадков по величине коэффициента отражения акустических волн при нормальном падении зхоеигнала н высокоточное батиметрическое профилирование дна moijt быть произведены с помощью навигационного чхолота IDJl-M.Ui и персональною компьютера стандартной копфшурапин. Для решения ной задачи достаточно имеющегося оборудования и разработанного программного обеспечения.

Исследование физических свойств железо-марганцевых конкреций и подстилающих осадков показало, что значении скорости упругих волн и плотности в ЖМК ноля Кларион-Клиппсртон (Vpep 2444 м/с, рср 4 • 1,95 г/см') выше таковых в пелитовых и алеврито-нелитовых идах (Vpep - 1511 м/с, рср •« 1,27 г/см'). Это отличие может быть использовано для обнаружения нолей ЖМК и опенки их продукт ивности.

Нами установлено, что размеры конкреций распределены по нормальному

закону со средним радиусом 2,75 см и дисперсией 1,5.

Рие. 15. Маршрут движения о им и процессе |\оюи шршшння морского дна зал. Посьста (эхолот ШЛЗ-МБ, 100 к) и), ии.тожеппс сынциИ лит«логического опробования, отношение амплитуд мерное»» и агорою эхош налои.

Распределение значений скорости -»мука и плотности м осадках поверхности дна рудного ноля Кларнон Клипнертон подчиняется общим закономерностям, установленным и других районах Тихого океана. Осадки подводных нотышенноетей характеризуются максимальной плотностью и скоростью звука. По мерс увеличения глубины и смены обогащенных карбонатным материалом отложений пелагическими глинами плотность и скорость звука уменьшаются. В кремнистых осадках плотность также убывает с ростом глубины, тогда как скорость звука но мере увеличения содержания остатков радиолярий, диатомей и силнкофлагелля г возрастает.

Анализ распределения плотности осадков, ассоциирующих с определенными

генотипами Fe-Mn модулей, показывает, что с конкрециями (снотина "А" (плотность 2,02 г/ем5) ассоциируют осадки плотностью 1,27-1,38 г/см' (средняя плотность 1,31 г/см3), скорость '.¡пука и которых 1509 м/с; с конкрециями типов "В" и "С" (плотность 1,97 г/смЗ) совместно встречаются осадки с плотностью 1,22-1,29 г/см'соотяегственио (рср = 1,26 г/см3) и 1,20-1,29 г/см5 (рср * 1,25 г/см') и скоростью звука около 1530 м/с. Конкреции смешанных типов и корки также ассоциируются с осадками определенной плотности. Наблюдается прямая связь плотности осадков и конкреций.

В результате анализа построенных математических моделей одиночной конкреции и поля конкреций получена частотная зависимость коэффициента отражения от дна, покрытого конкрециями, и отсутствие такой зависимости при отражении сигнала от поверхности однородных осадков.

Коэффициент отражения прямо пропорционален плотности покрытия дна конкрециями и зависит (для фиксированной частоты) от их размера. При частоте сигнала 10-100 Гц коэффициент отражения приблизительно (»вен 1.4*10-5. а при 10.5 кГц - 4*10-2 (рис. 16). Увеличение среднего размера конкреций вызывает роет амплитуды отраженного сигнала и смешает спектр в низкочастотную область. При возрастании плотности и скорости звука в материале конкреций спектр отраженною сигнала смешается в область высоких частот.

Суммарное взаимодействие (отражения от конкрсиий-фильтр высоких частот и потерь при распространении-фильтр низких частот} представляет собой фильтр с частотой пропускания от 200 до 16 000 Гц.

Характер отражения позволяет отличить акустический отклик лма < конкрециями, оценить плотность покрытия дна, средний размер и фимчсскис свойства ЖМК.

Диагенетичсскис процессы кннг|к»яирук*т перераспределение и концентрирование марганца, стронция, мышьяка, молибдена. >рама ira шп-имичсском барьере: кремнистые лонные осадки морская нота в слое окисленных металлоносных и юн во виплнис Дерюгина Охотскою моря, Мощность слоя обычно находится в интервале 5-9 см. иногда иренмштп 2М см. Осшти окисленного t;i« характеризуются высокой сстсс таенной ралиолкгивносшо

Спектральный анализ таммо-нмучеинн лонных осадков ж» впадине Дерюгина показал, что основной вклад в суммарное ibmma ноле внося i природные изотопы уранового ряда, дочерние шменты ра,тня, Суммарна» нтсисннноаь природного гамма-излучении ионных осалков г«« вналиис Дерни ина приблизительно и 3.6 раз выше чем и Центральной котловине Японскою моря. Скорость щука и металлоносных осадках окисленного слоя не oí онмен н иметно от полетнлнюшнч восстановленных кремнистых нлов. Плотность окисленных и лов слегка повышена но сравнению с восстановленными кремнистыми осадками. Повышенная природная гимми-иктнпноет!. металлоносных нлов, вызвана присутствием иlotoitott ypationoiu ряда. Наблюдается отчетливая зависимость содержания некоюрых »лемешон (V. См. Mg, Zn и Cu) от гранулометрического состава осадков. Ив. Мм, Кг, и ti uikom зависимости не проявляют.

Осадки поверхностного окисленного юризонтн обогащены по сравнению с подстилающими восстановленными осадками - марганцем примерно в 20 ра». молибденом (в 10 раз), стронцием, мышьяком (примерно « 3 рам), ураном (и 2 раза) и

обеднены магнием (в 1,6 раза), рубидием, цинком (в 1,2 раза), железом, церием и неодимом (в 1,1 раза). В диагеиетическом перераспределении Мп, Бг, Аэ, Мо, и важную роль играет растворение и миграция в зоне восстановленных осадков (за счет высокой проницаемости кремнистых илов, наличия органического вещества), и отложение в поверхностном окисленном слое на контакте с насыщенной кислородом морской водой.

Рис. 16. Зависимость коэффициента отражения от частоты для поля конкреций (А-Г) и одиночной конкреции (Д): р( - плотность, С| - скорость продольных волн, г„ - радиус, ст - дисперсия распределения по размерам коикреций: А - р, »1900 кг/м3, с, » 2300 м/с, г„ = 0,03 м, ст - 1,25; Б - р, =1940 кг/см3, с, « 2500 м/с, г0 - 0,03 м, ст » 1,25; В - р, -1940 кг/см3, с, » 2500 м/с, г0 - 0,03 м, ст » 1,5; Г - р, =1940 кг/см1, с, - 2500 м/с, г0 - 0,0275 м, ст = 1,25; д - р, -1940 кг/см3, с, - 2500 м/с, г0 - 0,03 м.

Упругие свойства металлоносных кремнистых илов и диатомовых илов с низкой концентрацией марганца впадины Дерюгина в Охотском море практически совпадают, что не позволяет применять акустические методы для их расчленения. Повышенная природная гамма-активность металлоносных илов, вызванная присутствием изотопов уранового ряда, создает перспективу для использования радиометрической съемки при поисковых работах.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В настоящей работе предпринята попытка исследовать проблему петрофизического районирования и геоакустического моделирования дна окраинных морей и океана на примере нескольких восточно-азиатских бассейнов и западной части Тихого океана.

Японское, Южно-Китайское и Филиппинское моря - каждое во многих отношениях уникальное, образовались, вероятно, в результате тектоно-магматической активизации в кайнозое, включают морфоструктуры, характеризующиеся близким строением земной коры (континентальным, субконтинентальным и субокеаиическим): шельф, континентальный и островные склоны, глубоководные котловины, хребты, возвышенности и одиночные подводные горы в пределах глубоководных котловин. Морфоструктуры одного типа характеризуются сходным строением осадочного чехла и фундамента и могут быть представлены одним классом обобщенных геоакустических моделей. Физические свойства изученных однотипных горных пород на континенте, в окраинных морях и океане совпадают.

По имеющимся данным, в составе верхней части фундамента морфоструктур Японского и Южно-Китайского морей в сравнении с Филиппинским большее распространение имеют породы докайнозойских интрузивно-метаморфических, осадочных и вулканогенных комплексов континентального типа. Поздние этапы вулканизма повышенной щелочности характеризовались, вероятно, большим содержанием летучих и малой глубиной излияния, что находит отражение в их пористости, повышающейся в направлении от Восточно-Тихоокеанского поднятия на запад, В Северо-Западной котловине Тихого океана, бассейнах Надежда, Пигафетта и Восточно-Марианском вскрытый бурением акустический фундамент представлен в большинстве случаев переслаиванием базальтовых силлов и осадочных пород.

Циркумкоитинеитальиая зональность в распространении типов современных осадков, которая проявляется в уменьшении терригениой составляющей с удалением от континента и подводных возвышенностей, уменьшении размера зорен в осадках глубоководных котловин, часто осложняется влиянием течений и рельефа дна. В современных отложениях снижение роли кремнистого органогенного материала и усиление роли известкового на глубинах меньших критической глубины карбонатной компенсации с севера на юг являются отражением климатической зональности. Карбонатные отложения с возрастом от валаижииа до апта слагают нижнюю часть осадочного слоя северо-западной части Тихого океана, простирающегося от экватора до широты возв. Шатского. Повышение содержания карбонатного материала установлено в нижних частях литологических разрезов Южио-Китайского моря. Многие скважины в Филиппинском море вскрыли в основании турбидиты и грубозернистые осадки. Это свидетельствует, возможно, об относительно мелководных условиях, продолжавшихся до конца олигоцена и среднего миоцена. Верхняя часть разрезов глубоководных котловин состоит главным образом из тонкозернистых пелагических и кремнистых осадков. Практически повсеместно плиоцен-плейстоценовая часть разрезов, с возрастом меньше 3 млн лет, характеризуется увеличением содержания терригениой составляющей и пирокластики

и уменьшением количества кремнистых органических остатков, что проявляется в увеличении плотности и снижении пористости отложений и смене волновой картины на сейсмических записях. Миоцен-плиоценовые кремнистые осадки характеризуются аномальным градиентом плотности (плотность уменьшается с глубиной) и нормальным градиентом скорости звука, обусловленными жестким высокопористым скелетом отложений, образованным раковинками диатомей. Растворение остатков вызывает резкое изменение структуры (литификацию) осадка, уменьшение объема пор и увеличение плотности, скорости сдвиговых волн, уменьшение поглощения последних при незначительном изменении скорости распространения и поглощения продольных волн. Перераспределение и концентрация растворенного кремнезема приводят к образованию стяжений и прослоев кремней, Интенсивность процесса зависит от содержания растворенного кремнезема и состава отложений. В карбонатных толщах образуются кремнистый известняк и мел. Верхняя граница зоны перехода является мощным отражателем и отчетливо фиксируется на сейсмических записях в глубоководных котловинах. В шельфовых областях, на склонах и вершинах подводных гор граница менее выражена вследствие разубоживаиия кремнистого материала терригенным и вулканокластичееким. Глубина залегания границы трансформации кремнистых осадков зависит от температуры и возраста отложений и может быть определена из данных поверхностного теплового потока, теплопроводности, скорости седиментации и возраста отложений. Относительная устойчивость склонов, образованных литифицироваииыми кремнистыми породами, и гравитационная эрозия рыхлых осадков верхней толщи, вероятно, приводит к формированию стратиграфических несогласий, подобных установленным на возв. Шатского.

Обнажение миоцен-плиоценовых литифицированиых пород в Японском море, испытавших эпигенез, протекающий при определенных условиях, не возможных на поверхности дна, свидетельствует о геологической молодости тектонических событий, вызвавших вертикальные движения.

Анизотропия скорости распространения продольных волн характерна не только для оливиноных ультраосиовиых пород (дуиитов, гарцбургитов), но и для пироксеиовых разностей (пироксенитов и верлитов), Серпентииизация гипербазитов приводит к увеличению объема, снижению плотности и скорости звука.

Упругие свойства и плотность железо-марганцевых конкреций отличаются от физических свойств подстилающих осадков, что может служить поисковым критерием полей ЖМК, Анализ построенных моделей показывает, что коэффициент отражения прямо пропорционален плотности покрытия диа конкрециями и зависит (для фиксированной частоты) от их размера. Увеличение среднего размера конкреций вызывает рост амплитуды отраженного сигнала и смещает спектр в низкочастотную область. При возрастании плотности и скорости звука в материале конкреций спектр отраженного сигнала смещается в область высоких частот. Характер отражения позволяет отличить акустический отклик диа с конкрециями, оценить плотность покрытия дна, средний размер и физические свойства ЖМК.

Железомарганцевые корки и горные породы, на которых они находятся, близки по величине скорости звука и плотности, различаясь гамма-активностыо. Это не позволяет использовать акустические методы для их разделения, но делает

перспективным применение радиометрических методов.

Объемная естественная гамма-активность пелагических красных глин равна или выше активности слоя ЖМК за счет присутствия многочисленных микроконкреций в осадке.

Амплитуда кратного отражения эхолотных сигналов от морского дна коррелирует с типом донных осадков в мелком море. Достоверность выделения типов отложений с помощью эхозондирования можно повысить введением поправок на непостоянство температурного поля, наличие свободного газа в осадках, морской растительности и слоистости отложений.

Разработанный механизм построения геоакустических моделей вместе с географической базой данных физических свойств осадков и горных пород окраинных морей и запада Тихого океана позволяет производить прогнозную оценку акустических параметров морского дна. Уточнение моделей предполагает сбор дополнительных пеггрофизических, геологических, геофизических и гидрологических данных для конкретных районов, сопоставление модельных параметров с результатами натурных акустических экспериментов, решение обратной задачи и построение апостериорной модели. Основное содержание диссертационной работы и ее результатов полностью отражено в следующих работах автора:

Монографии:

1. Мониторинг метана в Охотском море / А.И.Обжиров, В.А.Соснии,

A.Н.Салюк и др.; - Владивосток: Дальнаука, 2003. - 250 с. (совместно с А.Н.Салюк, Б.И Ли; иследование акустических характеристик донных отложений)

2. Петрофизика западной части Тихого океана и окраинных морей востока Азии. - Владивосток. Дальнаука, 2004. - 279 с.

3. Geology and Geophysics of the Philippine Sea Floor /edited by H.Takuyama et al. - Tokyo: Terrapub, 1995. - 406 p, (авторский раздел в монографии -характеристика физических свойств пород и осадков дна Филиппииского моря)

4. Geology and Oeophisics of the Japan Sea /edited by N.Isezaki et al. Terra Scientific Pablishing Company (Terrapub). - Tokyo. 1996. - 487 p. (авторский раздел и монографии - исследование скорости звука, плотности и акустической анизотропии пород дна Японского моря)

Статьи:

5. Магматические комплексы дна Японского моря 11 Тихоокеап. геология. -1983. - #8 2. - С, 20-25. (совместно с К.11 Леликовым, ВЛХъединым» Ю.Б.Евлановмм, Е.П.Тереховым)

6. Физические свойства осадков северо-западной части Тихого океана // Тихоокеан. геология. - 1984. - № 1. - С. 8-12. (совместно с Ю.Д.Марковым, Е.П. Леликовым, Л.М.Грамм-Осиповым)

7. Физические свойства пород кайнозойских вулканогенных комплексов дна Японского моря // Тихоокеан. геология. - 1984. - .№ 3. - С. 7-15. (совместно со

B.Т.Съедииым)

8. Пористость вулканических пород Японского моря как индикатор глубины их застывания // Новые данные по геологии западной части Тихого океана. -Владивосток: ДВО РАН, 1989. - С. 96-105.

9. Плотность и скорость звука в кайнозойских вулканогенио-оеадочиых

породах Японского моря // Новые данные rio геологии западной части Тихого океана. -Владивосток: ДВО РАН, 1989. - С. 140-151.

10. Первичные мощности и температурный режим донных отложений Японского моря // Геофизические исследования Тихоокеанского региона. -Владивосток: ДВО РАН, 1993. - С. 47-60.

11. Исследование системы автоматической идентификации характеристик грунта на базе судовой ECDIS // Современные технологии судовождения на базе систем электронной картографии и спутниковой навигации. - Владивосток, 2001. - С. 38-43. (совместно с Ю.А.Комаровским)

12. Физические свойства донных отложений и отражательная способность дна Японского и Охотского морей // Проблемы морфотектоиики Западно-Тихоокеанской переходной зоны. - Владивосток: Дальнаука, 2001. - С. 179-186. (совместно с Ю.А.Комаровским)

13. Образование доломита в Японском море // Тихоокеан. геология. - 2001. -№ 5. - С. (совместно с П.Я.'Гищенко, Г.Ю.Павловой, Т.И.Волковой, Е.М.Ильиной, Л.Д.Тэлли).

14. Диагенетическая сейсмоакустическая граница в осадочном чехле Японского моря // Вопросы геоморфологии и тектоники Западной Пацифики. -Владивосток: Дальнаука, 2003. - С. 139-160. (совместно с И.В.Цой)

15. Сезонные особенности распространенния звука в дне шсльфовой зоны Японского моря // Доклады X научной школы-семинара акад. Л.М. Бреховских «Акустика океана», совмещенной с XIV сессией Российского Акустического Общества: 25-28 мая 2004, - М.: ГЕОС, 2004. - С. 130-133. (совместно с

A.С.Ляшкопым, М.Ю.Мартыновым, А.А.Пивоиаровым)

16. Антропогенные радионуклиды и радиоэкологическая ситуация в Японском море // Океанология. - 2004, - № 3, - С.380-388, (совместно с М.М.Домаиовым, В.В.Кобыляиским, Е.Г. Водяной, М.В.Владимировым. О.Л.Кузнецовым)

17. Исследования отражающих свойств донных осадков шельфа Японского

моря// Сб. тр. XVI сессии PAO. Т.2 ..... М.:ГКОС, 2005, - С'.203-20б.(совмеетно с

Г.И.Долгих, И.О.Ярощук и др.)

18. Геоакустичеекая модель шельфа Японского моря (на примере залива I loci,era) // Вестник ДВО РАН. - 2006. - № 3. - С.'. 85-93. (совместно с И.О.Ярощук)

19. Особенности видового состава и распределения фораминифер во впадине Дерюгина (Охотское море) // Известия РАН. Серия биологическая. - 2006. - № 2. С. 217-224. (совместно с Т.А.Хуеид, М.М.Домаиовым)

20. Physical properties of rocks and sediments from Karin Ridge (Central Equatorial Pacific) and the Bering Sea // Cooperative Program in the Geochemistry of Marine Sediments (GEMS). U.S.Department of the Interior U.S. Geologien! Survey, 1994. -P. 103-118.

21. The geochemistry of heavy metal enrichment in surface sediments of Derugin Basin (Okhotsk Sea) // Climate Variability and Sub-Arctic Marine Ecosystems, Victoria,

B.C., Canada 16-20 May 2005, - p. 79.(jointly with Kobylyansky V.V., Domanov M.M.)

и другие всего 58 наименований.

Отпечатано в отделе координации научной работы ТОЙ ДВО РАН 690041 Владивосток, ул. Балтийская, 43.

Изд. лиц. Ид № 05497 от 01.08.2001 г. Подписано к печати 15.12.06. Формат 60x84/1 б Печать офсетная. Уел. печ. л. 2,5. Уч.-изд. л. 2,3. Тираж 100 экз. Заказ 61

Ü-5708

2006135365

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Свининников, Александр Иванович

Введение.

Глава 1. Основные черты геологического строения дальневосточных окраинных морей и запада Тихого океана.

1.1. Японское море.

1.2. Филиппинское море, Марианская и Идзу-Бонинская системы островных дуг.

1.3. Южно-Китайское море.

1.4. Западная часть Тихого океана.

Глава 2. Основные геологические комплексы.

2.1. Японское море.

2.2. Филиппинское море.

2.3. Южно-Китайское море.

2.4. Западная часть Тихого океана.

Глава 3. Физические свойства осадков и горных пород.

3.1. Физические свойства горных пород южного побережья Приморского края.

3.2. Японское море.

3.3. Филиппинское море.

3.4. Фиджийская котловина.

3.5. Южно-Китайское море.

3.6. Северо-запад Тихого океана.

3.7. Плато Онтонг-Джава.

3.8. Корреляция химического состава, возраста и физических свойств горных пород.•••••

Глава 4. Геологическая природа сейсмоакустических границ.

4.1. Диагенетическая сейсмоакустическая граница в осадочном чехле Японского моря.

4.2. Доломит и кальцит в кайнозойских отложениях

Японского моря.

4.3. Сейсмоакустические границы, связанные с газогидратами.

4.4. Седиментационные и диагенетические границы

Японского моря.

4.5. Характеристика поверхности морского дна по данным эхозондирования.

Глава. 5. Геоакустические модели морского и применение акустических методов для диагностики морского дна.

5.1. Геоакустические модели мелкого моря.

5.2. Геоакустическая модель дна океана, покрытого железо-марганцевыми конкрециями.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Петрофизика дна западной части Тихого океана и окраинных морей востока Азии"

Широкое использование геофизических методов в изучении земной корь, окраинных морей и океана вызывает необходимость всестороннего исследования физических свойств осадков и горных пород связанных с их составом, структурно-текстурными особенностями, условиями формирования и последующими изменениями. Знание физических свойств, куда входят прежде всего пористость, плотность, скорость распространения продольных волн, анизотропия скорости, поглощение продольных и сдвиговых волн, магнитной восприимчивости, радиоактивности и их взаимосвязи, необходимо при интерпретации результатов сейсмоакустических и гравиметрических наблюдений, моделировании распространения звука в мелком море, а также для непосредственного решения различных геологических задач (изучения коллекторов и материнских толщ нефти и газа, корреляции пород, определения возраста отложений, оценки вещественно-генетического типа осадков и установления областей сноса, диагностики пород и полезных ископаемых, выделения и прослеживания рудоносных пород с аномальными физическими свойствами).

Изучению акустических характеристик морского грунта уделяется большое внимание, как в нашей стране, так и за рубежом. Эти исследования, в частности, являются важной составной частью работ по распространению звука в мелком море. Известно, что вариации его затухания при изменении свойств дна достигают в отдельных случаях 30-40 дБ (Кацнельсон, Петников, 1997).

Попытки районирования морского дна с выделением физиографических провинций отличающихся физическими свойствами слагающих их осадков и построения геоакустических моделей морского дна ранее предпринимались Е.Л.Гамильтоном, Р.Хутсом, Р.Т.Бачманом. Приводимые ими данные в большинстве случаев могут использоваться для характеристики терригенных и карбонатных отложений и не применимы для кремнистых осадков и железо5 марганцевых образований распространенных в северо-западной части Тихого океана и Дальневосточных окраинных морях.

В 80-е годы появились две важные сводки: обобщающая работа по петрофизическим свойствам горных пород Дальнего Востока под ред. Н.П. Романовского (Физические свойства., 1987) и анализ физических параметров осадков и пород Тихого океана по данным бурения "Гломар Челленджер" проекта DSDP (Орленок и др., 1985).

Район, рассматриваемый в настоящей работе включает Японское, Охотское, Южно-Китайское, Филиппинское моря и Западную часть Тихого океана (восточнее 180° в.д.) расположен в переходной зоне и отличается присутствием коры континентального и океанического типов, чрезвычайно расчлененным рельефом, большим разнообразием геологических комплексов и физических свойств слагающих их горных пород и осадков.

Неоднородность свойств осадков, обусловленная сменой фаций, и аномалии градиентов плотности и скорости продольных волн с глубиной, связанные с перерывами осадконакопления, представляют большой интерес в сейсмостратиграфических исследованиях. Эвстатические колебания уровня Мирового океана, изменения климата, вулканическая активность и региональные тектонические движения имеют огромное значение в смене этих свойств по латерали и в вертикальных литологических разрезах бассейнов, что находит отражение в корреляции физических свойств отложений, стратиграфических и сейсмических границ на сейсмических записях.

Уплотнение отложений, структурные преобразования и изменение вещественного состава осадков в процессе диагенеза, формирование газогидратов, внедрение в осадочные толщи пластовых тел базальтов могут существенно изменить первичные физические свойства отложений, вызвать появление новых путей миграции поровых растворов, привести к формированию сейсмических границ диагенетической природы (диагенетических границ), что затрудняет сейсмостратиграфическую б интерпретацию временных разрезов и палеогеографическую реконструкцию бассейнов седиментации.

Диагенетические границы содержат важную информацию о термобарических и геохимических условиях в осадочном чехле, необходимую для построения модели генерации, миграции и аккумуляции поровых водных растворов и углеводородов, понимания процессов перераспределения вещества в осадочном цикле и оценки количества растворенных веществ, поступающих в водный бассейн из донных отложений.

Актуальность темы обусловлена необходимостью применения геофизических методов в геологическом изучении морского дна, задачами освоения минеральных ресурсов океана и создания новой техники, снижения затрат на его исследование и рациональной добычи полезных ископаемых. Физические свойства осадков и горных пород - связующее звено геологических характеристик и физических полей. Они являются важным элементом расшифровки геохимических процессов, исследования диагенеза и эпигенеза отложений, интерпретации результатов сейсмоакустических наблюдений, построения геоакустических моделей и создания новых средств навигации, обнаружения и идентификации неоднородностей дна.

Целью работы является установление сходства и отличий физических свойств осадков и горных пород слагающих структуры с континентальным, субконтинентальным, субокеаническим и океаническим типами земной коры, выяснение природы сейсмоакустических слоев и границ в толще кайнозойских отложений, петрофизическое обоснование и построение априорных геоакустических моделей морского дна, оценка возможности использования полученных результатов в практике морских геологосъёмочных и поисковых работ. Выявление зависимости физических свойств донных отложений от литологического состава, их влияния на амплитуду и форму отраженных дном эхосигналов, факторов ограничивающих применение судовых эхолотов и радиометрических методов для картирования осадков морского дна и их 7 стратификации.

Способом реализации поставленной цели является комплексное морфоструктурное, петрографическое и петрофизическое исследование Дальневосточных окраинных морей и западной части Тихого океана Для этого решались следующие задачи:

1. Обобщение данных по пространственному распространению вещественно-генетических типов современных осадков, позднемезозойских и кайнозойских геологических комплексов горных пород.

2. Литологическое, петрографическое и петрофизическое изучение осадков, горных пород и полезных ископаемых, выяснение корреляционных зависимостей между вещественным составом, структурными, текстурными особенностями и физическими свойствами.

3. Исследование отражательной способности поверхности морского дна и ее зависимости от физических свойств осадков.

4. Изучение постседиментационных изменений физических свойств отложений, определение критериев для выделения диагенетических сейсмических границ, связанных с этими изменениями, выяснение закономерностей их формирования и дефлюидизации осадочных толщ.

5. Выявление общих закономерностей формирования физических свойств осадков и горных пород, построение геоакустических моделей.

Научная новизна. В работе впервые для южной части Приморского края, Японского, Охотского, Филиппинского морей и западной части Тихого океана сопоставлены петрографические материалы по разновозрастным комплексам пород с результатами исследования упругих и плотностных характеристик. Установлено, что плотность, скорость продольных волн и анизотропия скорости в породах вулканических и осадочных комплексов определяются, в основном, текстурными и структурными особенностями, которые затушевывают роль минерального состава. Установлена вертикальная зональность физических свойств кремнистых отложений, обусловленная 8 возрастающим уплотнением и сменой минеральных фаз кремнезема вниз по схеме: опал - кристобалит - кварц, составлены схематические карты распределения значений скорости продольных волн, плотности и пористости в донных осадках Японского моря.

Новым является изучение связи характеристик эхолотных сигналов отраженных морским дном с микрорельефом, акустическими свойствами осадков и динамическими параметрами среды, изменяющими импеданс дна -температурой, давлением, соленостью. Выполнено картирование осадков некоторых районов шельфа Японского и Охотского морей с помощью судовых эхолотов.

Исследованы зависимости плотности и скорости распространения продольных волн от содержания пелитовых частиц в вулканогенно-кремнистых и терригенных осадках. Показано, что для базальтов Японского моря обычны скорости звука установленные в слоях 2А, 2В и 2С океанической коры. Максимальные скорости (до 8,2 км/с) измерены в гипербазитах, роговиках и кристаллических сланцах. Получены зависимости скорости продольных волн от плотности и установлено, что в породах кислого, основного и ультраосновного состава, слагающих возвышенности с субконтинентальным и субокеаническим типами коры эти связи различны. Показано, что важную роль в определении характера зависимости при скорости меньше 5 км/с играют текстура и структура породы. Повышенная пористость неогеновых субщелочных базальтов Японского моря и низкая скорость распространения продольных волн обусловлены высоким содержанием летучих в магме и малой глубиной застывания. Наблюдаемая в этих породах связь плотности и скорости с глубиной залегания, объясняется влиянием гидростатического давления на объем газовой фазы в лаве. Заметная анизотропия скорости (до 28,6%) установлена не только в оливинсодержащих гипербазитах, но и в пироксеновых разностях вебстерите и лерцолите. Серпентинизация ультраосновных пород приводит к увеличению их объема, снижению плотности, теплопроводности и 9 скорости звука.

Практическая ценность. Идентификация типа отложений и степени постседиментационных преобразований по данным о плотности, скорости распространения продольных волн, анизотропии скорости и характеру изменения этих величин с глубиной, позволяет выделять по физическим свойствам некоторые типы пород осадочного чехла и акустического фундамента, определить палеотемпературные условия в толще осадков. Это важно для сейсмостратиграфии, поиска нефти и газа, фосфоритов, ЖМК, металлоносных илов, гидроакустики, марикультуры, охраны окружающей среды, для проектирования гидротехнических сооружений, и агрегатов добычи полезных ископаемых.

Фактический материал, объекты и методы исследований. В основу диссертационной работы положены результаты исследований автора физических свойств горных пород и осадков морского дна, выполненных согласно плану научных работ Тихоокеанского Океанологического Института по проблемам 0.74.01, 0.50.01, "ВЕСТПАК", ФЦП "Мировой Океан", и хоздоговорным темам. Образцы горных пород, эхограммы и пробы донных отложений собраны автором в 22 морских экспедициях на НИС "Первенец", Каллисто", "Проф. Богоров", "Ак. А.Виноградов", "Ак. А. Несмеянов", "Дм. Менделеев", "Проф. Гагаринский", «Проф. Хромов», ПУС "Надежда" в период

10 с 1975 по 2003 гг, выполненных под руководством И.И.Берсенева,

B.А.Буланова, О.А.Букина, Б.И.Васильева, Ю.Б.Евланова, Г.Л.Кашинцева, Р.Г.Кулинича, Е.П.Леликова, Ю.С.Липкина, А.И.Обжирова, И.К.Пущина,

C.А.Щеки, А.Ф.Щербинина.

Образцы горных пород прибрежной, континентальной части Приморского края, Сахалина, шельфа Приморья и КНДР из буровых скважин и обнажений были любезно предоставлены для исследований автору C.B. Высоцким, Л.А. Изосовым, C.B. Коваленко, С.Н. Кононец, Т.К. Кутуб-Заде, Ю.С. Липкиным, В.В. Савченко, Л.Б. Хершбергом, В.В. Хитровым, В.Г. Шмулевым. Результаты изучения физических свойств этих образцов вошли в состав геологических отчетов и пояснительных записок к геологическим картам южной части Приморского края, тематического отчета «Строительные пески шельфа Приморского края», отчета по теме «Исследование геологического строения и особенностей распространения полезных ископаемых в акватории Восточного побережья Кореи и прилегающей суши».

В процессе исследования изучено 520 прозрачных шлифов, выполнено 6300 измерений скорости продольных волн, 300 измерений естественной радиоактивности и 2300 измерений плотности горных пород, 11300 определений скорости звука, 1200 естественной радиоактивности, 700 измерений поглощения звука и 3370 измерений плотности, пористости и влажности донных отложений. В работе использовано свыше 200 анализов химических, 58 минералогических, 780 гранулометрических, 120 количественных спектральных, 70 радиоизотопных определений возраста, 32 рентгенодифрактограммы.

Физические свойства изучались на образцах кубической формы (размером по ребру 5-10 см) и керне донных осадков с естественным водонасыщением. Скорость продольных волн измерялась способом прямого прозвучивания приборами УК-10П, УК-14П, УК-25П. Плотность, пористость и влажность осадков получена взвешиванием проб (объемом 50 см , во влажном

11 состоянии) до и после высушивания при 105 °С. Плотность горных пород измерялась способом гидростатического взвешивания. Эхозондирование морского дна производилось с помощью измерительной системы включавшей в разных экспедициях: судовые эхолоты (НЭЛ-ЗМБ, ГЭЛ-3, Elac-Enif, Elac-Shelfrand), приемники глобальной системы позиционирования Navstar GPS, (GPS - 48, GPS - 126, GPS - 128), персональные компьютеры (Pentium - 2, 3, 4), аналого-цифровые преобразователи (La-70, La3- USB, звуковые карты SB-16, SB-live, SB-Audigy), а также усилители, фильтры, осциллографы и т.д.

При сборе и обработке данных использовались авторские компьютерные программы, применялись методы математической статистики.

Защищаемые положения.

1. Распределение значений физических свойств морских осадков на поверхности дна подчиняется глубинной, циркумконтинентальной и широтной (климатической) зональностям. Уравнения зависимости плотности и скорости звука от среднего размера частиц (Hamilton, 1986, Bachman, 2002) разработанные для терригенных отложений не применимы для характеристики кремнистых илов Японского, Охотского морей и северо-западной части Тихого океана.

2. Глубина залегания «диагенетической» акустической границы, обусловленной растворением остатков диатомей, зависит от температуры, скорости осадконакопления и возраста вмещающих отложений. Она может быть использована в качестве температурного репера для оценки зрелости органического вещества. Природа опала и кристобалита в осадочных толщах дна акваторий - биогенная.

3. Большая пористость (28-40%) базальтов вулканических построек глубоководных котловин окраинных морей по отношению к базальтам вулканических гор океана указывает на более высокую флюидонасыщенность исходной магмы базальтов окраинноморского комплекса. Высокая пористость базальтов является причиной их низкой плотности и низкой скорости

12 распространения в них продольных волн.

4. Применение дистанционных методов акустического зондирования морского дна позволяет производить классификацию донных осадков, определять величину их физических и механических свойств. Коэффициент отражения акустического сигнала от дна с железомарганцевыми конкрециями имеет частотную зависимость и содержит информацию о плотности покрытия конкрециями дна, их среднем размере и физических свойствах.

Апробация работы. По теме диссертации опубликовано 58 работ, в том числе одна монография. Основные положения работы докладывались на Международном совещании по геодинамике западной части Тихого океана (Южно-Сахалинск, 1981), II Дальневосточном петрофизическом совещании (Хабаровск, 1981), Всесоюзном совещании и III научной сессии Дальневосточной секции МСССС «Сейсмичность и сейсмостойкое строительство» (Владивосток, 1982), I и II Тихоокеанских школах по морской геологии и геофизике (Владивосток, 1983; Южно-Сахалинск, 1985), УП-й, 1Х-ч и ХШ-й Международных школах по морской геологии (Москва, 1986, 1990 и 1999 г.г.), Советско-китайском симпозиуме по океанографии (Владивосток, 1990), Ш-й Международной конференции по морской геологии Азии (Сеул, 1995), Международном научном семинаре «Закономерности строения и эволюции геосфер» (Хабаровск - Владивосток, 1996), У1-Й Международной конференции по газу в морских осадках (Петербург, 2000), Региональном научно-практическом семинаре «Современные технологии судовождения на базе систем электронной картографии и спутниковой навигации» (Владивосток, 2001), Международном научном симпозиуме «Строение, геодинамика и металлогения Охотского региона и прилегающих частей Северо-Западной Тихоокеанской плиты» (Южно-Сахалинск, 2002), Третьем всероссийском симпозиуме «Сейсмоакустика переходных зон» (Владивосток, 2003), Х-й школе-семинаре академика Бреховских (Владивосток, 2004), Всероссийской

1? конференции «Рельефообразующие процессы: теория, практика, методы исследования - XXVIII пленуме геоморфологической комиссии РАН (Новосибирск, 2004), а также на Ученом совете и семинарах ТОЙ.

Большую помощь в работе автору оказали консультации И.И. Берсенева, Н.П. Васильковского, Б.Я. Карпа, Р.Г. Кулинича, Е.П. Леликова, Ф.Р. Лихта, Ю.Ф. Малышева, В.Н. Свальнова, В.И. Старостина, а также советы и критические замечания доктора геолого-минералогических наук Б.И. Васильева. Всем им автор глубоко признателен.

Он считает своим приятным долгом выразить искреннюю благодарность коллегам по работе В.Л. Безверхнему, В.А. Буланову, A.A. Боцулу, C.B. Высоцкому, Ю.Б. Евланову, В.Н. Карнаух, Ю.А. Комаровскому, М.И. Липкиной, Ю.Д. Маркову, А.И. Обжирову, A.C. Сваричевскому, В.Т. Съедину, П.Я. Тищенко, И.В. Уткину, Б.М. Шевцову, И.Б. Цой, И.О. Ярощук, с которыми обсуждались в разные годы отдельные аспекты проводившихся исследований и в ряде случаев публиковались совместные работы.

Заключение Диссертация по теме "Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых", Свининников, Александр Иванович

Выводы

Исследование физических свойств железо-марганцевых конкреций и подстилающих осадков показало, что значения скорости упругих волн и плотности в ЖМК поля Кларион-Клиппертон (Vpcp = 2444 м/с, рср = 1,95 г/см3) выше таковых в пелитовых и алеврито-пелитовых илах (Vpcp =1511 м/с, рср = 1,27 г/см ). Это отличие может быть использовано для обнаружения полей ЖМК и оценки их продуктивности.

В результате анализа построенных математических моделей одиночной конкреции и поля конкреций установлена частотная зависимость коэффициента отражения от дна, покрытого конкрециями, и отсутствие такой зависимости при отражении сигнала от поверхности однородных осадков.

Коэффициент отражения прямо пропорционален плотности покрытия дна конкрециями и зависит (для фиксированной частоты) от их размера, npií частоте сигнала 10-100 Гц коэффициент отражения приблизительно равен 1,4-10"5, а при 10,5 кГц - 4-10'2.

Увеличение среднего размера конкреций вызывает рост амплитуды отраженного сигнала и смещает спектр в низкочастотную область. При возрастании плотности и скорости звука в материале конкреций спектр отраженного сигнала смещается в область высоких частот.

Суммарное взаимодействие (отражения от конкреций-фильтр высоких частот и потерь при распространении-фильтр низких частот) представляет собой фильтр с частотой пропускания от 200 до 16 000 Гц.

Характер отражения позволяет отличить акустический отклик дна с конкрециями, оценить плотность покрытия дна, средний размер и физические свойства ЖМК.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В настоящей работе предпринята попытка исследовать проблему петрофизического районирования и геоакустического моделирования дна окраинных морей и океана на примере нескольких Восточно-Азиатских бассейнов и западной части Тихого океана.

Японское, Южно-Китайское и Филиппинское моря, каждое во многих отношениях уникальное, образовавшиеся, вероятно, в результате тектоно-магматической активизации в кайнозое, включают морфоструктуры, характеризующиеся близким строением земной коры (континентальным, субконтинентальным и субокеаническим) - шельф, континентальный и островные склоны, глубоководные котловины, хребты, возвышенности к одиночные подводные горы в пределах глубоководных котловин. Морфоструктуры одного типа характеризуются сходным строением осадочного чехла и фундамента и могут быть представлены одним классом обобщенных геоакустических моделей. Физические свойства изученных однотипных горных пород на континенте, в окраинных морях и океане совпадают.

В составе верхней части фундамента морфоструктур моря в сравнении с Филиппинским большее распространение имеют породы докайнозойски интрузивно-метаморфических, осадочных и вулканогенных комплексов континентального типа. Поздние этапы вулканизма повышенной щелочности характеризовались, большим содержанием летучих и малой глубиной излияния, что находит отражение в их пористости, повышающейся в направлении от Восточно-Тихоокеанского поднятия на запад. В СевероЗападной котловине Тихого океана, бассейнах Надежда, Пигафетта и Восточно-Марианском вскрытый бурением акустический фундамент представлен в большинстве случаев переслаиванием базальтовых силлов и осадочных пород.

349

Циркумокеаническая зональность в распространении типов современных осадков, которая проявляется в уменьшении терригенной составляющей с удалением от континента и подводных возвышенностей, уменьшении размера зерен в осадках глубоководных котловин, часто осложняется влиянием течений и рельефа дна. В современных отложениях снижение роли кремнистого органогенного материала и усиление роли известкового на глубинах меньших критической глубины карбонатной компенсации с севера на юг являются отражением климатической зональности. Карбонатные отложения с возрастом от валанжина до апта слагают нижнюю часть осадочного слоя северо-западной части Тихого океана, простирающегося от экватора до широты возв. Шатского. Повышение содержания карбонатного материала установлено в нижних частях литологических разрезов Южно-Китайского моря. Многие скважины в Филиппинском море вскрыли в основании турбидиты и грубозернистые осадки. Что свидетельствует, возможно, об относительно мелководных условиях, продолжавшихся до конца олигоцена и среднего миоцена. Верхняя часть разрезов глубоководных котловин состоит главным образом из тонкозернистых пелагических и кремнистых осадков. Практически повсеместно плиоцен-плейстоценовая часть разрезов, с возрастом меньше 3 млн лет, характеризуется увеличением содержания терригенной составляющей и пирокластики и уменьшением количества кремнистых органических остатков, что проявляется в увеличении плотности и снижении пористости отложений и смене волновой картины на сейсмических записях. Миоцен-плиоценовые кремнистые осадки характеризуются аномальным градиентом плотности (плотность уменьшается с глубиной) и нормальным градиентом скорости звука, обусловленными жестким высокопористым скелетом отложений, образованным раковинками диатомей. Растворение остатков вызывает резкое изменение структуры (литификацию) осадка, уменьшение объема пор и увеличение плотности, скорости сдвиговых волн, уменьшение поглощения последних при незначительном изменении скорости

350 распространения и поглощения продольных волн. Перераспределение и концентрация растворенного кремнезема приводят к образованию стяжений и прослоев кремней. Интенсивность процесса зависит от содержания растворенного кремнезема и состава отложений. В карбонатных толщах образуются кремнистый известняк и мел. Верхняя граница зоны перехода является мощным отражателем и отчетливо фиксируется на сейсмических записях в глубоководных котловинах. В шельфовых областях, на склонах и вершинах подводных гор граница менее выражена вследствие разубоживания кремнистого материала терригенным и вулканокластическим. Глубина залегания границы трансформации кремнистых осадков зависит от температуры и возраста отложений и грубо может быть определена из данных поверхностного теплового потока, теплопроводности, скорости седиментации и возраста отложений. Относительная устойчивость склонов, образованных литифицированными кремнистыми породами, и гравитационная эрозия рыхлых осадков верхней толщи, вероятно, приводит к формированию стратиграфических несогласий, подобных установленным на возв. Шатского.

Обнажение миоцен-плиоценовых литифицированных пород в Японском море, испытавших диагенез захоронения, протекающий при определенных условиях, не возможных на поверхности дна, свидетельствует о геологической молодости тектонических событий, вызвавших вертикальные движения.

Анизотропия скорости распространения продольных волн характерна не только для оливиновых ультраосновных пород (дунитов, гарцбургитов), но и для пироксеновых разностей (пироксенитов и верлитов). Серпентинизация гипербазитов приводит к увеличению объема, снижению плотности и скорости звука.

Упругие свойства и плотность железо-марганцевых конкреций отличаются от физических свойств подстилающих осадков, что может служить поисковым критерием полей ЖМК. Анализ построенных моделей показывает, что коэффициент отражения прямо пропорционален плотности покрытия дна

351 конкрециями и зависит (для фиксированной частоты) от их размера. Увеличение среднего размера конкреций вызывает рост амплитуды отраженного сигнала и смещает спектр в низкочастотную область. При возрастании плотности и скорости звука в материале конкреций спектр отраженного сигнала смещается в область высоких частот. Характер отражения позволяет отличить акустический отклик дна с конкрециями, оценить плотность покрытия дна, средний размер и физические свойства ЖМК.

Железо-марганцевые корки и горные породы, на которых они находятся, металлоносные илы и подстилающие диатомовые илы - близки по величине скорости звука и плотности, различаясь гамма-активностью. Это не позволяет использовать акустические методы для их разделения, но делает перспективным применение радиометрических методов.

Амплитуда кратного отражения эхолотных сигналов от морского дна коррелируется с типом донных осадков в мелком море. Классификация типов отложений с помощью эхозондирования осложнена необходимостью введения поправок на непостоянство температурного поля, наличие свободного газа в осадках, морской растительности и слоистости отложений.

Разработанный механизм построения геоакустических моделей вместе с географической базой данных физических свойств осадков и горных пород окраинных морей и запада Тихого океана позволяет производить прогнозную оценку акустических параметров морского дна. Уточнение моделей предполагает сбор дополнительных петрофизических, геологических, геофизических и гидрологических данных для конкретных районов, сопоставление модельных параметров с результатами натурных акустических экспериментов, решение обратной задачи и построение апостериорной модели.

352

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Свининников, Александр Иванович, Владивосток

1. Авдейко Г.П., Гавриленко Г.М., Черткова J1.B. "Вулканолог" исследует подводный факел // Природа. - 1986. - № 7. - С. 80-87.

2. Агапова Г.В., Беляев A.B., Перевозчиков A.B., Руденко М.В., Фишер Б.Л. Геоморфология дна и строение первого слоя океанической коры // Геология дна Филиппинского моря. М.: Наука, 1980. - С. 13-37.

3. Андерсон О.Л., Хэмптон Л.Д. Способ измерения акустических характеристик осадков в натурных условиях во время отбора проб грунта // Акустика морских осадков. М.: Мир, 1977. - С. 330-342.

4. Андерсон P.C. Статистическая корреляция между физическими свойствами и скоростью звука в осадках // Акустика морских осадков. М.: Мир, 1977. - С. 438-480.

5. Андреева И.Б., Удинцев Г.Б. Строение дна Японского моря по данным исследований экспедиции на "Витязе" // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1958. -№ Ю.-С. 3-20.

6. Аномальные гравитационные поля Дальневосточных окраинных морей и прилегающей части Тихого океана / А.Г. Гайнанов, Ю.А. Павлов, П.А.Строев, П.М.Сычев, И.К.Туезов. Новосибирск: Наука, 1974. - 104 с.

7. Безверний В.Л., Берсенев И.И., Хведчук И.И. Тектоническая карта СССР м-ба 1:2500000. Лист "Японское море". Л.: ВСЕГЕИ, 1986.

8. Безруков П.Л. Железомарганцевые конкреционные руды // Океанология. Геология океана. Осадкообразование и магматизм океана. М.: Наука, 1979. -С. 345-360.353

9. Безруков П.Л., Лисицин А.П. Классификация осадков современных морских водоемов // Тр. Ин-та океанологии АН СССР. 1960. - Т. 32. - С. 314.

10. Беликов Б.П., Александров К.С., Рыжова Т.В. Упругие свойства породообразующих минералов и горных пород. М.: Наука, 1970. - 276 с.

11. Берсенев И.И. и др. Геологическое строение дна Японского моря. Стратиграфия докайнозойских отложений. Препр. / ТОЙ ДВНЦ АН СССР. -Владивосток, 1983а. 29 с.

12. Берсенев И.И. и др. Геологическое строение дна Японского моря. Стратиграфия кайнозойских отложений. Препр. / ТОЙ ДВНЦ АН СССР. -Владивосток, 19836. 54 с.

13. Берсенев И.И. и др. Геологическое строение дна Японского моря. Интрузивные образования, тектоника, история геологического развития и полезные ископаемые. Препр. / ТОЙ ДВНЦ АН СССР. Владивосток, 1984а. -53 с.

14. Берсенев И.И., Безверхний В.Л., Ващенкова Н.Г., Горовая М.Т., Цой И.Б. Стратиграфия миоцена Приморского шельфа и склона (Японское море) // Тихоокеан. геология. 19846. - № 2. - С. 38-45.

15. Берсенев И.И., Безверхний В.Л., Ващенкова Н.Г., Горовая М.Т., Цой И.Б. Стратиграфия плиоцена Приморского шельфа и склона (Японское море) // Тихоокеан. геология. 1984в. - № 3. - С. 3-6.

16. Бык С.Ш., Макагон Ю.Ф., Фомина В.И. Газовые гидраты. М.: Химия, 1980. -296 с.354

17. Варнавский В.Г. К вопросу о глобальности импульсов тектоно-магматической активности // Тихоокеан. геология. 1982. - № 2. - С. 89-97.

18. Васильев Б.И. Основные черты геологического строения северозападной части Тихого океана. Владивосток: ДВО РАН, 1988. - 192 с.

19. Васильев Б.И., Марков Ю.Д., Царько Е.И., Демидова Г.И. О геологическом строении континентального склона залива Петра Великого // Вопросы геологии дна Японского моря. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1973.-С. 98-112.

20. Васильев Б.И., Говоров И.Н., Тарарин И.А., Коновалов Ю.И., Безверхний B.JL, Чудаев О.В., Геологическое строение южной части Идзу-Бонинского глубоководного желоба Волкано: Препр. Владивосток: ДВО РАН, 1986а. - 45 с.

21. Васильев Б.И., Тарарин И.А., Говоров И.Н., Коновалов Ю.И. Новые данные о геологическом строении вала Зенкевича // Тихоокеан. геология. -19866.-№ 4.-С. 99-102.

22. Васильев Б.И., Тарарин И.А., Говоров И.Н., Коновалов Ю.И. Новые данные о строении Курило-Камчатского желоба // Тихоокеан. геология. -1986в. № 3. - С. 64-73.

23. Васильковский Н.П. и др. Основные черты геологического строения дна Японского моря. М.: Наука, 1978. - 263 с.

24. Васильковский Н.П., Ковылин В.М. Геология и геофизика дна Японского моря // Океанологические исследования. № 23. М.: Наука, 1973. - С. 8-22.

25. Вейл П.Р., Митчел P.M., Томпсон С. Глобальные циклы относительных изменений уровня моря // Сейсмическая стратиграфия. М.: Мир, 1982. -С. 160-183.

26. Веселов О.В., Липина E.H. Каталог данных о тепловом потоке востока Азии, Австралии и запада Тихого океана / Под ред. И.К. Туезова. -Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1984. 121 с.355

27. Гамильтон Э.Л. Геоакустические модели морского дна // Акустика морских осадков. М.: Мир, 1977. - С. 176-210.

28. Геологическая карта Тихоокеанского подвижного пояса и Тихого океана. М 1:10000000 / Гл. ред. Л.И. Красный. Л.: Изд-во ВСЕГЕИ, 1970.

29. Геология дна Филиппинского моря. М.: Наука, 1980. - 260 с.

30. Гнибиденко Г.С. Тектоника дна окраинных морей Дальнего Востока. -М.: Наука, 1979.

31. Говоров И.Н., Голубева Э.Д., Пущин И.К. и др. Петрологические провинции Тихого океана. М.: Наука, 1996. - 444 с.

32. Гордиенко В.А., Ильичев В.И., Захаров Л.Н. Векторно-фазовые методы в акустике. М.: Наука, 1989. - 223 с.

33. Деркачев А.Н., Уткин И.В., Горбаренко A.C. и др. Корреляция и скорости накопления осадков в Японском море в поздне-, послеледниковое время // Тихоокеан. геология. 1983. - № 4. - С. 22-29.

34. Диагенез и катагенез осадочных образований /Ред. Г. Ларсен, Дж. В. Чилингар. М.: Мир, 1961. - 463 с.

35. Евланов Ю.Б., Коновалов Ю.И., Свининников А.И., Ткалич O.K. К геологическому строению некоторых подводных возвышенностей Филиппинского моря // Геологическое строение дна Японского и Филиппинского морей (новые данные). Владивосток, 1979а. - С. 21-35.

36. Евланов Ю.Б., Мишкин М.А., Тарарин И.А. Метаморфический комплекс южной части подводного хребта Кюсю-Палау (Филиппинское море) // Геология дна Японского и Филиппинского морей. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1978.-С. 26-36.356

37. Евланов Ю.Б. Филиппинское море. Геологическое строение, эволюция магматизма и осадконакопления / ТОЙ ДВО РАН. Владивосток: Дальнаука, 2000. - 92 с.

38. Живаго A.B. Морфоструктура дна Тихого океана // Строение дна северо-запада Тихого океана (геофизика, магматизм, тектоника). М.: Наука, 1984. - С. 20-34.

39. Зенкевич Н.Л. Рельеф дна Японского моря // Основные черты геологии и гидрологии Японского моря. М.: Изд-во АН СССР, 1961. - С. 5-22.

40. Зоненшайн Л.П. Газовый источник на дне Охотского моря // Природа. -1987.-№8.- С. 53-57.

41. Инструкция по промеру (ИП-64) / Ред. Е.И. Кузнецов. М.: Изд-во Управления Гидрографической службы ВМФ, 1964. - 439 с.

42. Инструкция по техническому обслуживанию прибора ультразвукового УК-10П. Кишинев, 1986. - 65 с.

43. Кариг Д. Происхождение и развитие окраинных бассейнов западной части Тихого океана // Новая глобальная тектоника. М.: Мир, 1974. - С. 266288.

44. Карнаух В.Н., Карп Б.Я. Тектоника Японской котловины по результатам сейсмических исследований (Японское море) // Тихоокеан. геология. 1997. - № 5. - С. 119-121.

45. Карп Б.Я. Модели земной коры основных морфоструктур дна Японского моря // Сейсмические исследования в окраинных морях Тихого океана. Владивосток, 1978. - С. 21-31.357

46. Кацнельсон Б.Г., Петников В.Г. Акустика мелкого моря. М.: Наука, 1997.- 191 с.

47. Кашинцев Г.П., Сузюмов А.Е. Базальты возвышенности Шатского // Докл. АН СССР. 1981. - Т. 258, - № 4. - С. 968-971.

48. Кириллова Г.Л. Разрез вулканогенно-осадочного чехла дна Филиппинского моря вдоль 18° с. ш. // Тихоокеан. геология. 1985. - № 1. -С. 36-44.

49. Кириллова Г.Л. Перерывы и несогласия в разрезе дна Филиппинского моря и прилегающих островов // Тихоокеан. геология. 1988. - № 6. - С. 2635.

50. Кириллова Г.Л. Структурные элементы дна Филиппинского моря /У Тихоокеан. геология. 1989. - № 6. - С. 3-15.

51. Кобранова В.Н., Извеков Б.И., Пацевич С.Л., Шварцман М.Д. Определение петрофизических характеристик по образцам. М.: Недра, 1977.-432 с.

52. Ковылин В.М. Строение земной коры в области Японского моря. М.: Наука, 1979.-207 с.

53. Коновалов Ю.И. Вулканизм Японского моря: Автореф. дис. . к. г.-м. н. -М., 1984.-26 с.

54. Корчашкин H.H., Валяшко Г.М. Влияние подводного газового источника на спектры пульсации температуры и солености // Океанология. -1988.

55. Костоглодов В.В. Морская гамма-спектрометрическая съемка. М. Наука, 1979. - 148 с.

56. Крашенинников В.А. Значение океанических отложений для разработки стратиграфической шкалы мезозоя и кайнозоя (Тихий и Атлантический океаны) // Вопросы микропалеонтологии. М.: Наука, 1978. - Вып. 21. -С. 42-161.358

57. Кулинич Р.Г., Заболотников A.A., Марков Ю.З., и др. Кайнозойская эволюция земной коры и тектогенез Юго-Восточной Азии. М.: Наука, 1989.- 256 с.

58. Левич В.Г. Физико-химическая гидродинамика. М.: Физматгиз, 1959. -599 с.

59. Леликов Е.П. Граниты материкового склона восточной части залива Петра Великого // Геология окраинных морей Тихого океана. Владивосток, 1975.-С. 20-27.

60. Леликов Е.П. и др. Геологическое строение подводного хребта Оки и возвышенности Пржевальского // Новые данные по геологии дальневосточных морей. Владивосток, 1979. - С. 129-147.

61. Леликов Е.П., Пирогова Л.Г. Петрохимические и геохимические особенности пород гнейсо-мигматитового комплекса юго-западной части Японского моря // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1977. - № 5. - С. 45-53.

62. Леликов Е.П., Съедин В.Т., Евланов Ю.Б., Свининников А.И., Терехов Е.П. Магматические комплексы дна Японского моря // Тихоокеан. геология.- 1983.-№2.-С. 20-25.

63. Леликов Е.П., Терехов Е.П. О двух комплексах восточного склона Восточно-Корейской возвышенности // Новые данные по геологии дальневосточных морей. Владивосток, 1979. - С. 121-128.

64. Леликов Е.П., Терехов Е.П. Щелочные вулканиты дна Японского моря // Тихоокеан. геология. 1982. - № 2. - С. 71-77.

65. Липкин Ю.С. Особенности геоморфологии шельфа Японского моря // Геология окраинных морей Тихого океана. Владивосток, 1975. - С. 75-93.359

66. Липкин Ю.С., Берсенев И.И. Подводные долины материкового склона Японского моря у побережья Южного Приморья // Вопросы геологии и геофизики окраинных морей северо-западной части Тихого океана. -Владивосток, 1974. С. 88-97.

67. Лисицин А.П. Осадкообразование в океанах (количественное распределение осадочного материала). М.: Наука, 1974. - 438 с.

68. Ломтадзе В.Д. Инженерная геология. Инженерная петрология. Л.: Недра, 1970. - 527 с.

69. Макогон Ю.Ф. Гидраты природных газов. М., 1974.

70. Мак-Скимин Г. Ультразвуковые методы измерения механических характеристик жидких и твердых тел // Физическая акустика. М.: Мир, 1966.-С. 327-397.

71. Мангнани М.Х., Шлангер С.О., Милхолланд Ф.Д. Упругие свойства пелагических карбонатных осадков в зависимости от глубины их залегания, содержания стронция, возраста и стадии диагенеза // Акустика дна океана. -М.: Мир, 1984.-С. 36-45.

72. Марков Ю.Д. Южноприморский шельф Японского моря в позднем плейстоцене и голоцене. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1983. - 128 с.

73. Меланхолина E.H. Тектонические элементы северо-запада Тихого океана // Строение дна северо-запада Тихого океана (геофизика, магматизм, тектоника). М.: Наука, 1984. - С. 170-207.

74. Менард Г.У. Геология дна Тихого океана. М.: Мир, 1966. - 274 с.

75. Москаленко В.Н., Семенов Г.А. Некоторые особенности частотных характеристик сейсмических волн, отраженных от осадочной толщи содержащей железо-марганцевые конкреции. Деп. ВИНИТИ. - 1985. - 17 с.

76. Непрочнов Ю.П., Седов В.В., Холопов Б.Н., Ельников И.Н. Строение земной коры по данным ГСЗ // Строение дна северо-запада Тихого океана (геофизика, магматизм, тектоника). М.: Наука, 1984. - С. 89-101.

77. Новикова З.Т., Свальнов В.Н. Физические свойства осадков северной тропической зоны Тихого океана // Океанология. 1985. - Вып. 2. - С. 274278.

78. Орленок В.В. Петрофизика осадков и акустического фундамента Тихого океана по данным бурения «Гломар Челленджер». Калининград: КГУ, 1985. - 56 с.

79. Отчет о работах в 11-А рейсе НИС "Академик Мстислав Келдыш" (Охотское море) 20.06-14.02 1986 г. М.: ИО АН СССР, 1986. - 427 с.

80. Подводный газовый источник в Охотском море к западу от о-ва Парамушир // Океанология. 1987. - Т. 27, вып. 5. - С. 795-800.

81. Пущин И.К. и др. Новые данные по стратиграфии неогеновых отложений материкового склона у побережья Приморья // Геологические исследования в окраинных морях северо-западной части Тихого океана. -Владивосток, 1977. С. 77-90.361

82. Репечка М.А. Влияние пирокластического материала на осадконакопление в Японском море и в северо-западной части Тихого океана//Докл. АН СССР. 1971. - Т. 199, № 4. - С. 932-935.

83. Репечка М.А. Современные донные отложения Японского моря // Вопросы геологии дна Японского моря. Владивосток, 1973. - С. 66-90.

84. Родников А.Г., Гайнанов А.Г., Ермаков Б.В., Като Т., Ковылин В.М., Селиверстов В.А., Симамура X., Смирнов Я.Б., Строев П.А., Щукин Ю.К. Геотраверс Сихотэ-Алинь-Японское море-о.Хонсю-Тихий океан // Тихоокеан. геология. 1982. - № 3. - С. 84-89.

85. Родников А.Г., Родькин М.В., Строев П.А. и др., Глубинная структура и геофизические поля вдоль геотраверза Филиппинского моря // Физика Земли. 1996. - № 12. - С. 100-108.

86. Свининников А.И., Уткин И.В. Сравнительная характеристика подводных хребтов Филиппинского моря // Геологическое строение дна Японского и Филиппинского морей (новые данные). Владивосток, 1979. -С. 103-113.

87. Свининников А.И. Физические свойства осадочных пород дна Японского моря // 1-я Тихоокеанская школа по морской геологии и геофизике.: Тез. докл. Владивосток, 1983. - С. 110-111.

88. Свининников А.И., Съедин В.Т. Физические свойства пород кайнозойских вулканогенных комплексов дна Японского моря // Тихоокеан. геология. 1984. - № 3. - С. 7-15.

89. Свининников А.И., Кононов В.В., Цой И.Б. К вопросу о природе сейсмических границ в толще кайнозойских отложений Японского моря // Л Тихоокеанская школа по морской геологии и геофизике: Тез. докл. Южно-Сахалинск, 1985. - С. 70-72.

90. Свининников А.И. Плотность и скорость звука в кайнозойских вулканогенно-осадочных породах Японского моря // Новые данные по362геологии западной части Тихого океана. Владивосток: ДВО РАН, 1989. - С. 140-151.

91. Свининников А.И., Цой И.Б. Растворение диатомей и изменение структуры кайнозойских отложений Японского моря: Тез. докл. XIII международной школы морской геологии. М., 1999.

92. Свининников А.И., Комаровский Ю.А. Физические свойства донных отложений и отражательная способность дна Японского и Охотского морей // Проблемы морфотектоники Западно-Тихоокеанской переходной зоны. -Владивосток: Дальнаука, 20016. С. 179-186.

93. Свининников А.И., Комаровский Ю.А. Физические свойства донных отложений и отражательная способность дна Японского и Охотского морей // Проблемы морфотектоники Западно-Тихоокеанской переходной зоны. -Владивосток, 20016. С. 179-186.

94. Свининников А.И., Цой И.Б. Диагенетическая сейсмоакустическая граница в осадочном чехле Японского моря // Вопросы геоморфологии и тектоники Западной Пацифики. Владивосток: Дальнаука, 2003. - С. 139160.

95. Сейсмическая стратиграфия / Под ред. Н.Я. Кунина, Г.Н. Гоголенкова. -М.: Мир, 1982.-846 с.363

96. Скорикова М.Ф. Упругие свойства горных пород южной части Сахалина и их использование в интерпретации геофизических наблюдений. -М.: Наука, 1970.- 176 с.

97. Скорнякова Н.С., Мурдмаа И.О., Горбунова З.Н., Зенкевич H.JI. О фациальной изменчивости глубоководных пелагических осадков Тихого океана // История Мирового океана. М.: Наука, 1971. - С. 148-173.

98. Современное осадкообразование в окраинных морях Востока Азии (статистические модели) / Кол. авторов; отв. ред. Ф.Р. Лихт Владивосток: Дальнаука, 1997. - 302 с.

99. Старостин В.И. Структурно-петрофизический анализ эндогенных рудных полей. М.: Недра, 1979. - 240 с.

100. Структура осадков и фации Японского моря / Ф.Р. Лихт, A.C. Астахов, А.И. Боцул, А.Н. Деркачев, О.В. Дударев, Ю.Д. Марков, И.В. Уткин. -Владивосток, 1983. 286 с.

101. Съедин В.Т. Кайнозойский базальтоидный магматизм Японского и Филиппинского окраинных морей: Автореф. дис. канд. г.-м. н. -Владивосток, 1986. 29 с.

102. Съедин В.Т., Леликов Е.П. Базальтоиды центральной части Японског > моря // Новые данные по геологии дальневосточных морей. Владивосток, 1979. - С. 109-120.

103. Сясько A.A. и др. Объяснительная записка к Государственной геологической карте России. Сер. Сихотэ-Алинская (л. К-53, Пограничная зона). М 1:200 000. СПб., 2002. - 100 с.

104. Тищенко П.Я., Свининников А.И., Павлова Г.Ю., Волкова Т.И., Ильина Е.М., Л.Д.Тэлли. Образование доломита в Японском море // Тихоокеан. геология. 2001. - № 5.

105. Трофимчук A.A., Черский Н.В. Механизм разделения изотопов воды в зонах гидратообразования земной коры // Докл. АН СССР. 1974. - Т. 215, №5.-С. 1226-1229.364

106. Туезов И.К., Веселов О.В., Епанешников В.Д., Липина E.H. Геотермика запада Тихого океана // Тихоокеан. геология. 1982. - № 3. - С. 90-100.

107. Туезов И.К., Веселов О.В., Липина E.H. Тепловой поток запада Тихого океана, востока Азии и Австралии. Владивосток, 1984. - 150 с.

108. Турко H.H. Рельеф дна Южно-Китайского моря и моря Сулу // Океанология. 1973. - Т. 13, вып. 3. - С. 460-466.

109. Уткин И.В. О выделении естественных групп среди глубоководной пирокластики Японского моря // Геологическое строение дна Японского и Филиппинского морей (новые данные). Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1979.-С. 120-123.

110. Уткин И.В. Седиментация и захоронение пирокластики на дне (на примере котловин Японского моря) // Периокеанический седиментогенез. -Владивосток: ДВО РАН, 1989. С. 67-79.

111. Физические свойства горных пород Дальнего Востока: Справочник: В 2 ч. Владивосток: ДВО РАН, 1987. - 393 с.

112. Физические свойства горных пород и полезных ископаемых (петрофизика) / Ред. Н.Б. Дортман. М.: Недра, 1976.

113. Фролова Т.И., Коновалов Ю.И. Вулканизм Японского моря как индикатор его образования // Вестн. МГУ. Сер. геол. 1985. - № 2. - С. 54-74,

114. Хант Дж. Геохимия и геология нефти и газа. М.: Мир, 1982. - 703 с.

115. Хесс Г.Г. Основные структурные элементы северо-западной части Тихого океана // Островные дуги. М.: ИЛ, 1952.

116. Царев В.П. Методы расчета давлений и температуры гидратообразования в пористой среде // Геология и полезные ископаемые: Тез. докл. Якутск, 1970. - С. 18-20.

117. Цой И.Б., Шастина В.В. Кремнистый микропланктон неогена Японского моря (диатомеи и радиолярии). Владивосток: Дальнаука, 1999. -241 с.365

118. Чайников В.И. Некоторые свойства глубоководной пирокластики в Японском море в связи с проблемой подводного вулканизма // Геология окраинных морей Тихого океана. Владивосток, 1975. - С. 96-100.

119. Чайников В.И., Черныш В.Н., Волкова Т.И. Вулканический пепел в осадках Японского моря // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1971. - № 9. - С. 85-92.

120. Чесноков Е.М. Исследования сейсмической анизотропии // Геофизика океана. М.: Наука, 1979. - Т. 1. - С. 78-88.

121. Чудаев О.В. Геологическое строение южной части Идзу-Бонинского глубоководного желоба Волкано: Препр. Владивосток: ДВО РАН, 1986а. -45 с.

122. Шаинян С.Х., Большаков А.К., Большакова P.A., Выпова И.Ю., Сальников Б.А. Стратиграфия кайнозойских образований северо-охотского прогиба по био- и сейсмостратиграфическим данным // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1989.-№ 4.-С. 51-58.

123. Шаинян С.Х., Харахинов В.В. Перерывы и несогласия в разрезе кайнозоя Охотоморья (по сейсмическим данным) // Бюл. моек, о-ва испытателей природы. Отд. геол. 1991. - Т.66, вып. 6. - С. 23-34.

124. Шевалдин Ю.В. и др. О физических свойствах пород дна Японского моря // Геофизические исследования в Японском море. Владивосток, 1972. -С. 49-52.

125. Шлезингер А.Е. Перерывы и несогласия осадочного чехла по данным сейсмостратиграфического анализа // Тихоокеан. геология. 1985. - № 2. - С. 77-82.

126. Щевьев Ю.П., Чабанов В.Е. Некоторые вопросы диагностики материалов акустическими методами. Л.: Изд-во ЛГУ, 1977. - С. 149.

127. Щека С.А., Кулинич Р.Г., Высоцкий C.B., Сахно В.Г. и др. Новые данные по геологии разломов Яп и Центральный в Филиппинском море // Докл. АН СССР. 1986. - Т. 286, № 2. - С. 417-421.366

128. Akal T. The relasionship between the physical properties of underwatei sediments that affect bottom reflection // Mar. Geol. 1972. - V. 13. - P. 251-266.

129. Andrews J.E., Packham G. et al. // Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project. 1975. - V. 30. - 753 p.

130. Arai F., Oba T., Kitazato H. et al. Late Quatery tephrochronology and paleo-oceanography of the sediments of the Japan Sea // Quat. Res. Japan. 1981. -V. 20. - P. 209-230.

131. Bachman R.T. Acoustic anisotropy in marine sediments and sedimentary rocks // J. Geophys. Res. 1979. - V. 84. - P. 7661-7663.

132. Bachman R.T., Hamilton E.L., Curray J.R. Sediment Sound Velocities from Sonobuoys: Sunda Trench and Forearc Basins, Nicobar and Central Bengal Fans, and Andaman Sea Basins // J. Geophys. Res. 1983. - V. 88. - P. 9341-9346.367

133. Bachman R.T. Acoustic and Physical Property Relationships in Marine Sediment//J. Acoust. Soc. Am. 1985. -V. 78. - P. 616-621.

134. Bachman R.T. Geoacoustic models // www: http://www.nosc.mil/sti/publications/pubs/tr/1669. html. 2002.

135. Bakry D. Cenozoic calcareous nonnofossils from the Pacific Ocean // Trans. San Diego Soc. Nat. Hist. 1971. - V. 16. - P. 303-328.

136. Bathymetric Atlas of the North Pacific Ocean. Compiled Scripps Inst. Oceanogr. Washington: U.S.Naval Oceanogr. Office, 1973.

137. Bilal U.H., Hardenbol J., Vail P.R. Chronology of Fluctuating Sea Levels Since the Triassic // Science. 1987. - V.235, N 6. - P. 1156-1166.

138. Birch F. The velocity of compression waves in rocks to 10 kb, Part II // J. Geophys. Res. 1961. - V. 66. - P. 2199-2224.

139. Bjorno L., Papadakis J.S., Papadakis P.J., Sageloli J., Sessarego J.P., Sun S., Taroudakis M.I. Identification of seabed data from acoustic reflections: theory and experiment // Acta Acoustica. 1994. - Vol. 2. - P. 359-374.

140. Black M. Crystal development in Discoasteraceae and Braarudosphaeraceae (planktonic algae) // Paleontology. 1972. - V. 15. - P. 476-489.

141. Bralower T.J., Premoli S.I. et al. Proc. ODP. Init. Repts. 198: Electronic resource. // http://www-odp.tamu.edu/publications/! 98 IR/198ir.htm.368

142. Burckle L. Diatom Biostratigraphy: Leg 128 // Proc. ODP. Sci. Results. -V.127/128, Pt 1: College Station, Tx (Ocean Drilling Program), 1992. P. 359363.

143. Chivers R.C., Burns D. Acoustic Surveying of the Sea Bed // Acoustics Bulletin. 1992. January/February. - P. 5-9.

144. Chivers R.C., Emerson N., Burns D. New Acoustic Processing for Underway Surveying // Hydrographic J. 1990. - V. 56. - P. 9-17.

145. Christensen N.I., Carlson R.L. et al. Elastic wave velocities in volcanic and plutonic rocks recovered on DSDP leg 31 // Init. Repts. Deep Sea Drill. Proj. -1975.-V. 31.-P. 607-609.

146. Coffin M.F., Eldholm O. Large igneous provinces: crustal structure, dimensions, and external consequences // Rev. Geophys. 1994. - V. 32. - P. 1-36.

147. Crough S.T. The correction for sediment loading on the seafloor. // J. Geophys. 1983. - V. 43. - P. 1341-1366.

148. Crough S.T. Thermal origin of mid-plate hotspot swells // Geophys. JR astr. Soc. 1978. - V. 142. - P. 451-469.

149. Damuth J.E. Echo character of the western equatorial Atlantic floor and ist relationship to the dispersal and distribution of terrestrial sediments // Marin Geology. 1975. - V. 18. - P. 17-45.

150. Davidson D.W., Garg S.K., Gaugh S.R., Handa Y.P., Ripmeester J.A., Tse J.S., Lawson W.F. Laboratory analysis of a naturally occuring gas hydrate from Sediment of the Galf of Mexico // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1986. - V. 50.-P. 619-623.369

151. Davidson D. Gas hydrates as clathrate ices // Natural gas hydrates-properties, occurrence and recovery. Butterworth, Woburn, MA. 1983. - P. 1-16.

152. Detrick R.S., Crough S.T. Island subsidence, hot spots, and lithospheric thinning // J. Geophys. Res. 1978. - V. 83. - P. 1236-1244.

153. Dick H.J. Vesicularity of Shikoku Basin basalt. A possible correlation with the anomalous depth of back-arc basins // Init. Rep. Deep Sea Drill. Proj. 1980. -V. 58. - P. 843-869.

154. Dickinson W.R. Interpreting provenance relations from detrital modes of sandstones // Zuffa G.G. (Ed.), Provenance of Arenites: Dordrecht (D. Riedel), 1985.-P. 333-361.

155. Duncan R.A., Richards M.A. Hotspots, mantle plumes, flood basalts, and true polar wander // Rev. Geophys. 1991. - V. 29. - P. 31-50.

156. Emery K.O., Ben-Avraham Z. The Structure and Stratigraphy of the China Basin oil potential of the China Continental shelf // Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol. 1972. - V. 56, N 4. - P. 839-859.

157. Emery K.O., Tracey J.I., Jr., Ladd H.S. Geology of Bikini and nearby atolls // U.S. Geol. Survey Prof. Paper 260-A. 1954. - P. 1-265.

158. Emery K.O., Yoshikasu H., Thomas W.C. et al. Geological structure and Some water characteristics of the East China Sea and Yellow sea // Technical Bulletin, ECAPE. 1969. - V. 2. - P. 3-43.

159. Enami R., Saito S., Taira A. Physical properties and microstructure observations of diatomaceous sediments A case of off Sanriku, northeast Japan (ODP Leg 186) // Marine Geology and Geophysics, Fall Meeting, 2000

160. Faust L.Y. Seismic velocity as a function of depth and geological time // Geophysics. 1951. - V. 16. - P. 192-206.370

161. Fischer A.G., Heezen B.C. et al. // Init. Repts DSDP. V. 6. - Washington-U.S. Govt. Printing Office, 1971.

162. Fisher R.V., Schmincke H.-U. Pyroclastic Rocks: New York: SpringerVerlag, 1984.

163. Floyd P.A., Castillo P.R. Geochemistry and petrogenesis of Jurassic ocean crust basalts, Site 801. In Larson R.L., Lancelot Y. et al. // Proc. ODP, Sei. Results. V. 129: College Station, TX (Ocean Drilling Program), 1992. - P. 361388.

164. Fountain D.M. Influence of porosity and water saturation of the north Philippine Sea // Init. Repts. Deep Sea Drill. Proj. 1980. - V. 58. - P. 935-940.

165. Freitag R., Svininnikov A.I. Sound Velocity and Density of Sediments // GEOMAR Report. 42. Kiel, 1995. P. 42-48.

166. Fryer P., Ambos E.L., Hussong D.M. Origin and emplacement of Mariana forearc seamounts // Geology. V. 13. - 1985. - P. 774—777.

167. Fryer P., Fryer G.J. Origins of nonvolcanic seamounts in a forearc environment // Seamounts, Islands, and Atolls. Geophys. Monogr. / Eds Keating B.H., Fryer P., Batiza R., Boehlert G.W. Am. Geophys. Union. 1987. - V. 43. -P. 61-69.

168. Fryer P., Pearce J.A., Stokking L.B., et al. // Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results. 1992. - V. 125.

169. Fulthorpe C.S., Schlanger S.O., Jarrard R.D. Situ Acoustic Properties of Pelagic Carbonate Sediments on the Ontong Java Plateau // J. Geophys. Res. -1989.-V. 95.-P. 4025-4032.

170. Gartner S., Bukry D. Tertiary holococcoliths // J. Paleontol. 1969. - V. 43. -P. 1213-1221.371

171. Geology and Oil-gas Resources of the South China Sea / Ed Jin Q. Beijing (Geological Publishing House). 1989. (in Chinese).

172. Gilbert K.E. Reflection of Sound from a Randomly Layered Ocean Bottom //J. Acoust. Soc. Am. 1980. - V. 68. - P. 1454-1458.

173. Gradstein F.M., Agterberg F.P., Ogg J.G., Hardenbol J., van Veen P., Thierry J., Huang Z. A Mesozoic time scale // J. Geophys. Res. 1994. - V. 99. -P. 24051-24074.

174. Haggerty J.A., Premoli Silva I., Rack, F., McNutt M.K. (Eds) // Proc. ODP, Sci. Results. V. 144: College Station, TX (Ocean Drilling Program), 1995.

175. Haile N.S. The geomorphology and geology of the northern part of the Sunda Shelf and it's place in the Sunda montain system // Pacific. Geol. 1973. -N6.-P. 73-89.

176. Hamilton E.L. Low sound velocities in high porosity sediments // J. Acoust. Soc. Am. 1956. - V. 28. - P. 16.

177. Hamilton E.L. Sound velocity and related properties of marine sediments, North Pacific // J. Geophys. Res. 1970. - V. 75. - P. 4423-4446.

178. Hamilton E.L. Prediction of in Situ Acoustic and Elastic Properties of Marine Sediments // Geophisics. 1971. - V. 36. - P. 266-284.

179. Hamilton E.L., Moore D.G., Buffmgton E.C., Sherrer P.L. Sediment velocities from Sonobuoys: Bay of Bengal, Bering Sea, Japan Sea and North Pacific //J. of Geophys. Res. 1974. - V. 79. - P. 2653-2667.

180. Hamilton E.L. Variation of Density and Porosity with Depth in Deep-Sea Sediments // J. Sediment. Petrology. 1976. - V. 46. - P. 280-300.

181. Hamilton E.L. Sound velocity gradients in marine sediments // J. Acoust. Soc. Am. 1979a. - V. 65. - P. 909-922.

182. Hamilton E.L. Vp/Vs and Poisson's Ratios in Marine Sediments and Rocks; J. Acoust. Soc. Am. 1979b. - V. 66. - P. 1093-1101.

183. Hamilton E.L. Geoacoustic Modeling of the Sea Floor // J. Acoust. Soc. Am. 1980. - V. 68. - P. 1313-1340.372

184. Hamilton E.L., Bachman R.T. Sound velocity and related properties of marine sediments // J. Acoust. Soc. Am. 1982. - V. 72. - P. 1891-1904.

185. Hamilton E.L. Sound Velocity as a Function of Depth in Marine Sediments //J. Acoust. Soc. Am. 1985. - V. 78. - P. 1348-1355.

186. Harland W.B., Armstrong R.L., Cox A.V., Craig L.E., Smith A.G., Smith D.G. A Geologic Time Scale 1989. Cambridge: Cambridge Univ. Press, 1990.

187. Hayakawa M., Balakrishna S. An explanation for the high ultrasonic velocity in Indian rocks // Geophys. Prosp. 1961. - V. 9, N 1.

188. Hayakawa M., Balakrishna S. Measurement of longitudianal and transverse wave velocities in some rocks of Hakkaido and India // Bull. Nat. Geophys. Res. Inst. 1963.-V. 1, № 4.

189. Hayes D.E., Nissen S.S., Buhl P., Diebold J., Yao B., Zeng W., Chen Y Deep penetration seismic soundings across the northern margin of the South China Sea// J. Geophys. Res. 1995a. - V. 100. - P. 22407-22433.

190. Hayes D.E., Nissen S.S., Buhl P., Diebold J., Yao B., Zeng W., Chen Y. Throughgoing crustal faults along the northern margin of the South China Sea and their role in crustal extension // J. Geophys. Res. 1995b. - V. 100. - P. 2243522446.

191. Heald G.J., Pace N.G. An Analysis of 1st and 2nd backscatter for seabed classification // Proceedings of the 3rd European conference on Underwater Acoustics. Heraklion, Crete. 1996. - P. 649-654.

192. Heath G.R., Burkle L.H., et al. // Init Repts. DSDP. V. 86. - Washington: U.S. Govt. Printing Office, 1985.

193. Heezen B.C., MacGregor I.D. et al. // Init. Repts. DSDP. Washington: U.S. Govt. Printing Office, 1973. - V. 20.

194. Hein J.R., Schooll D.W., Barron J.A., Jones M.G., Miller J. Diagenesis of Late Cenozoic diatomaceous deposits and formations of the bottom simulating reflector in southern Bering Sea // Sedimentology. 1978. - V. 25. - P. 155-181.373

195. Holthusen H., Vidmar P.J. The Effect of Near-Surface Layering on the Reflectivity of the Ocean Bottom // J. Acoust. Soc. Am. 1982. - V. 72. - P. 226234.

196. Honza E., Tamaki K. The Bonin Arc // Nairn A.E.M., Stehli F. G., Uyeda S. (Eds). The Ocean Basins and Margins. V. 7: The Pacific Ocean. - New York: Plenum, 1985. - P. 459-502.

197. Houts R., Ewing J. Upper Crustal Structure as a function of Plate Age // J. Geophys. Res. 1976. - V. 81. - P. 2490-2498.

198. Houts R.E. Seismic properties of layer 2A in the Pacific // J. Geophys. Res. -1976. V. 81.1. P. 6321-6331.

199. Houts R., Ewing J., Le Pichon X. Velocity of deep-sea sediments from sonobuoy data // J. Geophys. Res. 1968. - V. 73. - P. 2615-2641,

200. Huang C.-Y., Wu W.-Y., Chang C.-P. et al. Tectonic evolution of accretaionary prism in the arc-continent collision terrane of Taiwan // Tectonophysics. 1997. - V. 281. - P. 31 -51.

201. Huang C.-Y., Wu W.-Y., Chang C.-P., et al. Tectonic evolution of accretaionary prism in the arc-continent collision terrane of Taiwan // Tactonophysics, 1997. V. 281. - P. 31-51.

202. Ingle J.C., Jr., Suyehiro K., von Breymann M.T. et al. Proceedings of the Ocean Drilling Program // Initial Report 128. College Station, Tx., 1990.

203. Initial Reports of the Deep Sea Drilling Progect. 1973. - V. 72. - P. 18911984.

204. Isaacs C.M. Influence of rock composition on kinetics of silica phase changes in the Monterey Formation, Santa Barbara area, California // Geology. -1982.-V. 10.-P. 304-308.

205. Ishii T. Dredged samples from the Ogasawara fore-arc seamount or "Ogasawara paleoland" "fore-arc ophiolite" // Formation of active ocean margins. Tokyo, 1985. - P. 307-342.

206. Ivanov A.Ju., Svininnikov A.I. Acoustic sounding of Pacific Manganese Nodules fields: mathematical aspects // Soviet-Chinese Symposium on Oceanography: Abstracts. Vladivostok, 1990.

207. Jackson J.R., Briggs K.B. High Frequency Bottom Scattering: Roughness versus Sediment Volume Scattering // Journal Acoustic Society of America. -1992. V. 92, pt 2. - P. 962-977.

208. Jiang Z., Lin Z., Li M. et al. Tertiary in Petroliferous Regions of China, VIII // The North Continental Shelf Region of South China Sea: Petroleum Industry Press. 1994. (in Chinese).

209. Johnson T.C., Hamilton E.L., Bachman R.T., Berger W.H. Sound Velocities in Calcareous Oozes and Chalks from Sonobuoy Data: Ontong Java Plateau, Western Equatorial Pacific // J. Geophys. Res. 1978. - V. 83. - P. 283-288.

210. Kamb W.B. Theory of preferred crystal orientation developed by crystallization under stress // J. Geol. 1959. - V. 67. - P. 153-170.

211. Kanazawa T., Sager W.W., Escutia C. et al. Proceedings of the Ocean Drilling Program, Initial Reports. V. 191. http://www-odp.tamu.edu/publications/191IR/ 191ir.htm.

212. Karig D.E. Basin genesis in the Philippine Sea // Karig D.E., Ingle J.C., Jr. et al., Init. Repts. DSDP, Washington: U.S. Govt. Printing Office, 1975. V. 31. -P. 857-879.

213. Karig D.E. Plate convergence between the Philippines and the Ryukyu island // Marine Geol. 1973. - V. 14. - P. 153-168.

214. Karig D.E. Structural history of the Mariana island arc system // Geol. Soc. Am. Bull. 1971. - V. 82. - P. 323-344.

215. Karig D.E., Anderson R.N., Bibee L.D. Characteristics of back-arc spreding in the Mariana Trough // J. Geophys. Res. 1978. - V. 83. - P. 1213-1226.

216. Karig D.E., Ingle J.C., Jr., et al. // Init. Repts. DSDP. V. 31. - Washington: U.S. Govt. Printing Office, 1975. - 926 P.

217. Kastner M., Keene J.B., Gieskes J.M. Diagenesis of siliceous ooze, I. Chemical controls on the rate of opal-A diagenesis an experimental study // Geochim. Cosmochim. Acta. - 1977 - V. 41. - P.1041-1059.376

218. Katzumata M., Sykes L.R. Seismicity and Tectonics of Western Pacific: Isu-Mariana Caroline and Riukyu - Taiwan Regions // J. Geoph. Res. - 1969. - V.74, N25. - P. 5923-5948.

219. Keeton J.A., Bearle R.C. Analysis of Simrad EM 12 Multibeam Bathymetry and Acoustic Backscatter Data for Seafloor Mapping // Marine Geophysical Researches. 1996. - V. 18. - P. 663-688.

220. Keller G.H., Bennett R.H. Variations in the mass physical properties of selected submarine sediments // Marine Geol. 1970. - V. 9. - P. 215-223.

221. Kibblewhite A.C. Attenuation of Sound in Marine Sediments: A Review with Emphasis on New Low-Frequency Data // J. Acoust. Soc. Am. 1989. -V. 86.-P. 716-738.

222. Kobayashi K., Nakada M. Magnetic anomalies and tectonic evolution of the Shikoku inter-arc basin // J. Phys. Earth. 26. Suppl. 1978. - P. S391-S402.

223. Krinsley D.H., Smalley I.J. Shape and nature of small sedimentary quarts particles // Science. 1973. - V. 180. - P. 1277-1278.

224. Kroenke L., Scott R. et al. // Init. Repts. DSDP. V. 59. - Washington: U.S. Govt. Printing Office, 1981.

225. Kudo K., Shima E. Attenuation of Shear Waves in Soil // Bull. Earthquake Res. Inst. Univ. Tokyo. 1970. - V. 48. - P. 145-158.

226. Kvenvolden K.A., McDonald T.J. Gas hydrates of the Middle America Trench-Deep Sea Drilling Project leg 84. Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project. V. 84 / Ed. Orlofsky S. Wachington, U.S. Government Printing Office. -1985. P. 667-682.

227. Lancelot Y., Larson R.L. et al. // Proc. ODP, Init. Repts. V. 129: College Station, TX (Ocean Drilling Program), 1990.

228. Lancelot Y., Larson R.L. Sedimentary and tectonic evolution of the Northwestern Pacific, Deep Sea Drilling Project, leg 32. // Initial reports of the Deep Sea Drilling Projec. Wash.: US Gov. Print. Off., 1975. V. 32. - P. 925-939:

229. Larson R.L. Geological consequences of superplumes // Geology. 1991. -V. 19. - P. 963-966.

230. Larson R.L., Fisher A.T., Jarrard R.D., Becker K. and Ocean Drilling Program Leg 144 Shipboard Scientific Party. Highly permeable and layered Jurassic oceanic crust in the western Pacific // Earth Planet. Sci. Lett. 1993. - V. 119. - P. 71-83.

231. Larson R.L., Moberly R. et al. // Init. Repts DSDP. V. 32. - Washington: U.S. Govt. Printing Office, 1975.

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

233. Le Pichon X., Ewing J., Houtz R.E. Deep-Sea Sediment Velocity Determination Made While Reflection Profiling // J. Geophys. Res. 1968. -V. 73.-P. 2597-2614.

234. Lino Y. Multi-Purpose acoustic system aids manganese exploration // Sea technology. 1988. - V. 29, N 5.378

235. Liu C. S., Liu S.Y., Song G.S., Shyu C.T., Yu H.S., Chiao L.Y., Wang C., Karp B. Digital bathymetry data offshore Taiwan // Annual Meeting, Geol. Soc China. Prog-Abstr, 1996. P. 420-425.

236. Ludwig W.J., Hayes D.E., Ewing J.I. The Manila Trench and West Luzon Trogh. I. Batimetry and sediment distribution // Deep-Sea Res. 1967. - V. 14. - P. 533-544.

237. Ludwig W.J., Nafe J.E., Drake C.L. Seismic Refraction in the Sea // The Sea / Ed. by A.E. Maxwel. New York: Willey, 1970. V. 4, pt 1. - P. 53-84.

238. Ludwig W.J., Murauche S., Houts R.E. Sediments and structure of the Japan Sea // Geol. Soc. Am. Bull. 1975. - V. 86. - P. 651-664.

239. Ludwig W.J., Houtz R.E. Isopach map of sediments in the Pacific Ocean Basin and marginal sea basins // AAPG Map Ser. 1979. - V. 647.

240. Ma J. Acoustic Scattering Analysis for Remote Sensing of Manganese Nodules. Ph.D.Thesis. Atrospace and Ocean Enginering Dept., UPI. SU, 1982.

241. Macdonald G.A., Katsura T. Chemical composition of Hawaiian lavas // J. Petrol. 1964. - V. 5. - P. 82-133.

242. Magnuson A.H. et al. Remote Acoustic Sinsing of Manganest Nodule Deposits // Offshore, Technology Conference, 14 Anual Proceeding. Huston, Texas USA, 1982.-P. 3-16.

243. Mahoney J.J, Fitton J.G., Wallace P.J. et al. 2001. Proc. ODP, Init. Repts, 192 // http://www-odp.tamu.edu/publications/192IR/192ir.htm.

244. Maritany T., Murakami F. Relation beetween manganese nodule abundence and acoustic stratigraphy in the GH 77-1. Area, Paper XV // Cruise Report N 12. -Japan, 1979. P. 218-221.

245. Mathews M.A. Logging characteristics of methane hydrate, paper K // 1 Oth formation evaluation symposium transactions: Canadian Well Logging Society, 1985. 62 p.379

246. McDonal F.J., Angona F.A., Mills R.L., Sengbush R.L., Van Nostrand R.G., White J.E. Attenuation of Shear and Compressional Waves in Pierre Shale // Geophysics. 1958. - V. 23. - P. 421-439.

247. McNutt M., Menard H.W. Lithospheric flexure and uplifted atolls // J. Geophys. Res. 1978. - V. 83. - P. 1206-1212.

248. McNutt M.K., Fischer K.M. The South Pacific superswell. In Keating B.H., Fryer P., Batiza R., Boehlert G.W. (Eds) // Seamounts, Islands, and Atolls. Geophys. Monogr., Am. Geophys. Union. 1987. - V. 43. - P. 25-34.

249. Menard H.W. Marine Geology of the Pacific. San Francisco: McGraw-Hill Book Company, 1964. 272 P.

250. Merewether R., Olsson M.S., Lonsdell P. Axcoustically detected hydrocarbon plumes rising from 2-km depth in Guaymas Basin, Gulf of California // J. Geophys. Res. 1985. - V. 90, N B4. - P. 3075-3085.

251. Miao Q., Thunell R.C., Anderson D.M. Glacial-Holocene carbonate dissolution and sea surface temperatures in the South China and Sulu seas // Paleoceanography. 1994. - V. 9. - P. 269-290.

252. Milholland P., Manghnani M.H., Schlanger S.O., Sutton G.H. Geoacoustic modeling of deep sea carbonate sediments // J. Acoust. Soc. Am. - 1980. - V. 68. -P. 1351-1360.

253. Minoura K., Susaki T., Horiuchi K. Lithification of biogenic siliceous sediments: evidence from Neogene diatomaceous sequences of nartheast Japan // Sedimentary Geology. 1996. - V. 107. - P. 45-59.380

254. Mitchell S.K., Focke K.C. New Measurements of Compressional Wave Attenuation in Deep Ocean Sediments // J. Acoust. Soc. Am. 1980. - V. 67. -P. 1582-1589.

255. Mizuno A., Maritany T. Manganese nodule deposits of the Central Pacific Basin // World Mining and Metals Technology. 1975. - P. 267-281.

256. Mogi A. Submarine topography of the Philippine Sea // Journal of Geography. -1970.-V. 79.-P. 243-265.

257. Murauchi S., Den N., Asano S., Hotta H., Joshii T., Asanuma T., Hagiwara K., Ichikawa K., Sato T., Ludwig W.J., Edgar N.T., Ewing J.I, Houtz R.E. Crustal stracture of the Philippine sea // Journal of Geophysical Research. 1968. - V. 73. -P. 3143-3171.

258. Nafe J.E., Drake C.L. Physical Properties of Rock of Basaltic Composition // Basalts. Willey, New York, 1968. V. 2. - P. 483-502.

259. Nakanishi M., Sager W.W., Klaus A. Magnetic lineations within Shatsky Rise, northwest Pacific Ocean: implications for hot spot-triple junction interaction and oceanic plateau formation // J. Geophys. Res. 1999. - V. 104. - P. 7539-7556.

260. Nakanishi M., Tamaki K., Kobayashi K. Mesozoic magnetic anomaly lineations and seafloor spreading history of the northwestern Pacific // J. Geophys. Res. 1989. - V. 94. - P. 15437-15462.

261. Oba T. Paleoenvironment of the Sea of Japan since the last glaciation // Chikyu (Monthly, the Earth). 1983. - V. 5(1). - P. 37-46.

262. Orlowski A. Application of multiple echoes energy measurements for evaluation of seabottom type // Oceanologica. 1984. - V. 19. - P. 61-78.

263. Ozima M., Kaneoka I., Aramaki S. K-Ar ages of submarine basalts dredged from seamounts in the western Pacific area and discussion of oceanic crust // Earth Planet. Sei. Lett. 1970. - V. 8. - P. 237-249.

264. Parke M.L., Emery K.O., Szymankiewicz R., Reynolds L.M. Structural framework of continental margin in South China Sea // Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geologists. 1971. - V. 55, N 5. - P. 723-751.

265. Parsons B., Sclater J.G. An analysis of the variation of ocean floor bathymetry and heat flow with age // J. Geophys. Res. 1977. - V. 82. - P. 803827.

266. Pisciotto K.A., Ingle J.C., Jr., von Breymann M.T., Barron J. et al. // Proo. Odp, Sei. Results. V. 127/128, Pt. 1: College Station, Tx (Ocean Drilling Program), 1992. - P. 171-186.

267. Plank T., Ludden J.N., Escutia C. et al. Proc. ODP, Init. Repts, 185. http://www.odp.tamu.edu/ publications/185IR/185ir.htm.

268. Pollack H.N., Hurter S.J., Johnson J.R. Heat flow from the earth's interior: analysis of the global data set // Reviews of Geophysics. 1993. - V. 31(3). -P. 267-280,

269. Prensky S.E. A review of gas hydrates and formation evaluation of hydrate-bearing reservoirs (paper GGG), presented atl995 meeting of the Society of Professional Well Log Analysts. Paris, France, June 26-29. 1995.

270. Raj an S.D., Frisk G.V. Seasonal Variations of the Sediment Compressional Wave-Speed Profile in the Gulf of Mexico // J. Acoust. Soc. Am. 1992. - V. 91. -P. 127-135.

271. Richardson M.D., Briggs K.B. On the Use of Acoustic Impedance Values to Determine Sediment Properties // Proc. Inst. Acoustics. 1993. - V. 15, pt 2. -P. 15-24.

272. Ridlon J.B. San Clemente Island Rocksite Project: Offshore Geology Part T. Detailed Survey off Eel and Lost Points Area // Naval Weapons Center Technical Paper NWC TP 4442. Pt 1. 1968.

273. Ru K., Zhou D., Chen H. Basin evolution and hydrocarbon potential of the northern South China Sea // Oceanology of China Seas / Eds Zhou D., Liang Y., Zeng C. New York: Kluwer Press, 1994. V. 2. - P. 361-372.

274. Sager W.W., Han H.-C. Rapid formation of Shatsky Rise oceanic plateau inferred from its magnetic anomaly //Nature. 1993. - V. 364. - P. 610-613.

275. Sager W.W., Kim J., Klaus A., Nakanishi M., Khankishieva L.M. Bathymetry of Shatsky Rise, northwest Pacific Ocean: Implications for ocean plateau development at a triple junction // J. Geophys. Res. 1999. - V. 104. -P. 7557-7576.

276. Salisbury M.H., Shinihara M., Richter C. et al. Proc. ODP. Init. Repts. 195. http ://www-odp.tamu.edu/publications/195IR/195ir.htm.383

277. Schlanger S.O. Subsurface geology of Eniwetok Atoll 11 US Geol. Survey Prof. Paper 260-BB. 1963. - P. 991-1066.

278. Schlanger S.O., Douglas R.G. The pelagic ooze chalk - limestone transition and its implication for marine stratigraphy // Spec. Publ. Int. Assoc. Sedimentol. - 1974. - V. 1. - P. 117-148.

279. Schlanger S.O., Jenkyns H.C. Cretaceous oceanic anoxic events: causes and consequences // Geol. Mijnbouw. 1976. - V. 55. - P. 179-184.

280. Schlanger S.O., Jenkyns H.C., Premoli Silva I. Volcanism and vertical tectonics in the Pacific Basin related to global Cretaceous transgressions // Earth Planet. Sei. Lett. 1981. - V. 52. - P. 435-449.

281. Schlanger S.O., Moberly R. Sedimentary and volcanic history: East Mariana Basin and Nauru Basin // Moberly R., Schlanger S.O. et al., Init. Rept. DSDP. V. 89: Washington: U.S. Govt. Printing Office, 1986. P. 653-678.

282. Schreiber E., Fox P.J. Density and P-wave Velocity of Rocks from the FAMOUS Region and Their Implication to the Structure of the Oceanic Crust // Geol. Soc. Am. Bull. 1977. - V. 88. - P. 600-608.

283. Sliter W.V., van Waasbergen R.J., Brown G.R., and ODP Leg 132 Scientific Party Tectonic and stratigraphic evolution of Shatsky Rise // Eos. 1990. - V. 71. -P. 1673.

284. Smith A.J. The Neogen to Recent geology of Japan and its surrounding seas // Proc. of the Geol. Assoc. 1982. - V. 93. - P. 161-178.384

285. Stoll R.D. Marine Sediment Acoustics // J. Acoust. Soc. Am. 1985. -V. 77. - P. 1789-1799.

286. Stoll R.D. Theoretical Aspects of Sound Transmission in Sediments // J. Acoust. Soc. Am. 1980. - V. 68. - P. 1341-1350.

287. Stoll R.D., Ewing J., Bryan G.M. Anomalous Wave Velosities in Sediments Containing Gas Hydrates // J. Geophys. Res. March. 1971. - V. 76. - P. 10901094.

288. Su G., Wang T. Basic characteristics of modern sedimentation in South China Sea // Oceanology of China Seas / Eds Zhou D. et al. New York: Kluwer, 1994.-V. 2.-P. 407-418.

289. Suyehiro K., Kanazawa T., Hirata N., Shinohara M. Ocean downhole seismic project // J. Phys. Earth, 1995. V. 43. - P. 599-618.

290. Svininnikov A.I. Phisical properties of rocks and sediments in the Philippine Sea. Japanese -Russian Chinese Monograph Geology and Geophysics of the Philippine Sea Floor. Tokyo: Terrapub, 1995.

291. Svininnikov A.I. Sound velocity, Density and Acoustic anisotropy of Rocks. Geology and Geophisics of the Japan Sea. Terra Scientific Pablishing Company (Terrapub), Tokyo. 1996. - P. 151-170. (Japan - USSR Monograph Series; V. 1).

292. Takeuchi A. // Japan sea. 1979. - N 10. - P. 162-173.

293. Tamaki K., Pisciotto K., Allan J. et al. // Proceedings of the Ocean Drilling Program. Initial Report. -V. 127: College Station, Tx., 1990.

294. Tarduno J.A., Sliter W.V., Kroenke L., Leckie M., Mayer H., Mahoney J.J., Musgrave R., Storey M., Winterer E.L. Rapid formation of Ontong Java Plateau by Aptian mantle plume volcanism // Science. 1991. - V. 254. - P. 399-403.385

295. Tatsumi Y., Shinjoe H., Ishizuka H., Sager W.W., Klaus A. Geochemical evidence for a mid-Cretaceous superplume // Geology. 1998. - V. 26. - P. 151154.

296. Tejada M.L., Mahoney J.J., Neal C.R., Duncan R.A., Petterson M.G. Basement geochemistry and geochronology of central Malaita, Solomon Islands, with implications for the origin and evolution of the Ontong Java Plateau // J. Petrol. 2000.

297. Tiedemann R., Haug G. Astronomical calibration of Site 882 cyvle stratigraphy in the Northwest Pacific // Proceedings of ODP, Scientific Results / Eds Rea D.K. et al. 1995. - V. 145. - P. 283-293.

298. Thunell R.C., Miao Q., Calvert S.E., Pedersen T.F. Glacial-Holocene biogenic sedimentation patterns in the South China Sea: productivity variations and surface water C02 // Paleoceanography. 1992. - V. 7. - P. 143-162.

299. Valloni R. Reading provenance from modern marine sands. In Zuffa G.G. (Ed.) //Provenance of Arenites: Dordrecht: D. Riedel, 1985. P. 309-332.

300. Vray D., Delacharte P., Andrieux N., Gimenez G. Bottom classification using information in the spectral domain and time-frequency domain // Proceedings Oceans. 1994. - Pt 2. - P. 659-665.

301. Wang C. Sequence stratigraphic analysis of marine Miocene formations in the Pearl River Mouth Basin and its significance // China Offshore Oil and Gas (Geology). 1996. - V. 10. - P. 279-288. (in Chinese, with English abstract).

302. Wang P., Prell W.L., Blum P. et al. Proc. ODP. Init. Repts. 184 // http://www.odp.tamu.edu/ publications/184IR/184ir.htm.386

303. Wang P., Wang L., Bian Y., Jian Z. Late Quaternary paleoceanography of the South China Sea: surface circulation and carbonate cycles // Mar. Geol. 1995. -V. 127. - P. 145-165.

304. Warrick R.E. Seismic Investigation of a San Francisco Bay Mud Site // Bui1-. Seismol. Soc. Am. 1974. - V. 64. - P. 375-385.

305. Weyl P.K. Pressure solution and the force of crystallization A phenomenological theoiy // J. Geophys. Res. - 1952. - V. 64. - P. 2001-2025.

306. Wu J. Evaluation and models of Cenozoic sedimentation in the South China Sea// Tectonophysics. 1994. - V. 235. - P. 77-98.

307. Wyllie M.R.J. An experimental investigation of factors affecting elastic wave velocities in porous media // Geophysics. 1956. - V. 23. - P. 459-493.

308. Yamano M., Shevaldin Yu.V., Zimin P.S., Balabashin V.I. Heat flow of hte Japan Sea. Geology and Geophisics of the Japan Sea Terra Scientific Pablishing Company (Terrapub), Tokyo. 1996. - P. 61-74. (Japan - USSR Monograph Series; Vol. 1)

309. Zhao W., Yuen D.A., Honda S. Multiple phase transitions and the style of mantle convection // Phys. Earth Planet. Int. 1992. - V. 72. - P. 185-210.

310. Zheng L., Ke J., Winn K., Stoffers P. Carbonate sedimentation cycles in the northern South China Sea during the late Quaternary // Contributions to

311. ФЕДЕРАЛЬНОЕ АГЕНТСТВО ПО ОБРАЗОВАНИЮ Государственное образовательное учреждение высшего профессионального образования

312. Дальневосточный государственный университетдвгу)

313. Суханова ул., д.8, Владивосток, 690950 Телефон (4232)433280, Факс (4232)432315 Эл. почта: гссямЗДМудшги Сайт: http://www.dvgu.ru ОКПО 02067942, ОГРН 1022501297785 ИНН/КПП 253601453 8/253 6010011. СТВО1. ШВЕР®!^г ¿г г А „ % у Ъ ■о ч1. УТВЕРЖДАЮ

Информация о работе

Свининников, Александр Иванович
доктора геолого-минералогических наук
Владивосток, 2006
ВАК 25.00.10

Диссертация

Петрофизика дна западной части Тихого океана и окраинных морей востока Азии - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы