CC BY
127
Вестник ДВО РАН. 2007. № 4
В.М.НИКИФОРОВ, И.В. ДМИТРИЕВ
75,
лет ДВО РАН
Магнитотеллурические исследования в Приморье
Рассматриваются результаты исследований глубинного строения зоны сочленения континентальных и Япономорских структур методом магнитотеллурического зондирования, включая уникальные исследования с применением континентальных и морских телекоммуникационных кабелей связи. Показано различие в гео-электрических параметрах литосферы и верхней мантии под континентом и окраинным морем. Обнаружено сходство системы коровых разломов дна Японского моря и континентального обрамления. Выявлены системы коровых разломов, сопровождающиеся анизотропией электрического сопротивления в интервале глубин 7—15 км, расположение которых совпадает с зонами высокой сейсмической активности.
Magnetotelluric research in Primorsky Region. V.M.NIKIFOROV, I.V.DMITRIEV (V.I.Il’ichev Pacific Oceanological Institute, FEB RAS, Vladivostok).
Results of investigation of the deep structure of continental and Sea of Japan structures by the method of magnetotelluric sounding, including unique researches using continental and sea telecommunication cables, are considered. Distinctions in geoelectric parameters of lithosphere and the upper mantle under the continent and the marginal sea are shown. Similarity of the crust faults system of the Sea of Japan bottom and the continental frame is revealed. Systems of crust faults, accompanied by electric resistivity anisotropy in the depth range of 7—15 km, which arrangement correlates with high seismic activity zones, are revealed.
Конец XX-начало XXI в. характеризуется интенсивным развитием глубинных геофизических методов, позволяющих эффективно решать фундаментальные и прикладные задачи современной геологии. В ряду таких методов особое место занимает магнитотеллурическое зондирование (МТЗ), основанное на изучении вариаций естественного электрического (теллурического) и магнитного поля Земли. Данные интерпретации МТЗ позволяют обнаружить различия в характере электропроводности тектоносферы под дном Японского моря и прилегающего континента. Глубина освещения разреза в зависимости от длительности наблюдений вариаций электромагнитного поля может достигать сотен и тысяч километров. В свою очередь электропроводность глубинного вещества, определяемая особенностями термодинамического и флюидного режимов, является важной информацией для построения геодинамических моделей.
Продолжающийся уже более десяти лет эксперимент JASC (Japan Sea Cable) по регистрации разностей потенциалов на концах подводного коаксиального кабеля, пересекающего Японское море по линии Находка-Наоэцу, дал уникальную по продолжительности и качеству непрерывную запись теллурического поля в окраинном море. Предварительные результаты обработки и анализа позволили высоко оценить качество данных и их результативность при изучении геоэлектрического строения тектоносферы: обосновать методику определения интегрального сопротивления литосферы Японского моря [3], установить роль глубинных разломов при изучении литосферы с помощью подводного кабеля [5], оценить возможное искажающее влияние водных масс, контактирующих с восточной окраиной Азиатского континента [10]. Эти исследования показали,
НИКИФОРОВ Валериан Митрофанович - кандидат геолого-минералогических наук, ДМИТРИЕВ Иван Викторович (Тихоокеанский океанологический институт им. В.И.Ильичева ДВО РАН, Владивосток).
Работа выполнена при поддержке грантов РФФИ № 05-05-64457, 01-05-64655 и 04-05-64233-а.
Рис. 1. Схема расположения пунктов регистрации вариаций магнитного и теллурических полей.
1 - магнитные обсерватории: KHB - Хабаровск, VLA - Владивосток, MMB - Мемамбецу,
КАК - Какиока, PPI - магнитовариационный пункт ТОИ ДВО РАН на о-ве Попова; 2 - кабели связи:
JASC - подводный кабель Находка-Наоэцу; RP1 -
часть подводного кабеля до заземления первого репитера; ELS - континентальные кабели связи ООО «Электросвязь»; ROS -
континентальный кабель связи РОСТЕЛЕКОМ;
3 - долговременный пункт наблюдения теллурического поля Михайловка (MIH); 4 - точечные пункты МТЗ 2002-2006 гг.;
5 - работы предыдущих лет: SAKH - на Сахалине,
CJ - в Японии; 6 - линия геоэлектрического разреза I-I’
что математическое геоэлектрическое моделирование тектоносферы Японского моря возможно только в составе более обширного региона, включающего континентальное обрамление и океан, т. е. с учетом источников нарушения однородности геомагнитного и теллурического полей. С 2002 г. сеть наблюдения расширена за счет вовлечения в эксперимент участков континентальных кабелей связи, точечных пунктов с прокладкой ортогональных измерительных диполей длиной до 2 км и мониторинга вариаций геомагнитного поля на магнитных обсерваториях «Владивосток» (код по международной классификации - VLA) и «Хабаровск» (KHB). Для выявления основных черт модели тектоносферы и построения геоэлектрического разреза по профилю I-I’, пересекающему основные структуры Япономорского региона, используется система наблюдения вариаций геомагнитного и теллурических полей (рис. 1). Изучены субгоризонтальная и субвертикальная структуры тектоносферы региона, обнаружены ранее неизвестные геоэлектрические аномалии, им дана геологическая интерпретация.
Методика исследования
Теллурическое поле регистрировалось с помощью электрических линий различной длины, в том числе с применением телекоммуникационных кабелей связи. Коаксиальный телефонный кабель в Японском море с 1996 г., после введения в действие оптоволоконной связи, используется в научных целях. У российского и японского берегов установлены титановые заземления в точках с координатами 42°48' с.ш. 132°49' в.д. (бухта Отрада вблизи г. Находка) и 37°40' с.ш. 137°59' в.д. (в 150 км от г. Наоэцу). С помощью длинного коаксиального и короткого четырехжильного кабелей дальние и ближние заземления подключены к измерительной аппаратуре, установленной на береговой станции «РОСТЕЛЕКОМ» в г. Находка (в 5 км от береговой линии). В эксперименте принимают
участие Тихоокеанский океанологический институт им. В.И.Ильичева (г. Владивосток), Институт океанологии им. П.П.Ширшова (г. Москва), Институт изучения землетрясений Токийского университета.
В 2002-2005 гг. измерение и регистрация теллурического поля проводились в действующих кабелях связи ООО «Электросвязь» вблизи г. Уссурийск [12]. Заземления свинцовыми электродами размером 20 х 20 х 0,5 см располагались в пунктах 43°51,214' с. ш 131°57,028' в.д. (пос. Тимирязевское), 43°45,207' с.ш. 131°56,908' в.д. (с. Утесное), 43°49,925' с.ш. 131°53,377' в.д. (с. Доброполье) (рис. 1).
С 2004 г. теллурическое поле изучается с помощью работающего магистрального кабеля связи «Хабаровск-Находка» РОСТЕЛЕКОМ. Для исследований выделен участок с координатами 43°57,333' с.ш. 132°01,165' в.д. (НУП 98) и 43°43,165' с.ш. 132°00,135' в.д. (НУП 96). Разности потенциалов во всех диполях измерялись один раз в секунду. Синхронизация осуществлялась по кварцевым часам или вР8-с1оск.
В 2006 г. начаты долговременные наблюдения теллурического поля в пункте «Михай-ловка» (М1Н) с координатами 44°17,460' с.ш. 133°50,558' в.д., где аналогичная измерительная аппаратура подключена к измерительным диполям длиной 1,5 км, проложенным с севера на юг и с запада на восток (рис. 1). Подобным образом проводилась регистрация теллурического поля во всех пунктах, указанных на схеме (рис. 1), где длительность сеансов регистрации составляла 2-7 сут.
Российские магнитные обсерватории КНВ и УЪЛ регистрировали вариации геомагнитного поля (рис. 1). Кварцевые компонентные магнитометры от магнитотеллурической станции ЦАИС-1 конструкции ОКБ ИЗМИРАН перед установкой на постаменты обсерваторий КНВ и УЪЛ подвергались проверке идентичности записей. Результаты сопоставления с записями магнитного поля обсерваторскими магнитометрами в диапазоне периодов 10-20 000 с имели отклонения от паспортных данных до 10%. Частота опроса составляет 1 Гц с возможностью переключения на 10 Гц.
Для обработки наблюдений использовались также магнитные данные на японских обсерваториях «Мемамбецу» (ММВ) и «Какиока» (КАК).
Для построения геоэлектрической модели Япономорского региона использовались данные магнитотеллурических зондирований на о-ве Сахалин, в Японском море и Тихом океане, полученные в предыдущие годы по методике, подробно рассмотренной в работах [9, 17].
Обработка данных осуществлялась с помощью программ [4, 13], выполняющих цифровую узкополосную фильтрацию компонент вариаций теллурического и магнитного полей и последующий расчет тензорной связи между ними:
" 2„ 2
• Н гор, (1)
Ёгор =
ХУ
2 2
ух у
где 2 , 2 - основные компоненты тензора импеданса; Ъ , Ъ - дополнительные компо-
Ху7 ух Г ^ 7 хх7 уу
ненты тензора импеданса; Ёгор и Нгор - горизонтальные электрическое и магнитное поля для некоторого периода.
Значениям компонент импеданса соответствует трансформация кажущегося сопротивления:
р* = 0,2 • Т • \2\2, (1а)
где 2 - любая из компонент импеданса.
Важной особенностью рассматриваемого комплекса является вращение магнитного поля в горизонтальной плоскости, что позволяет реализовать методику определения главных направлений тензора импеданса в сложных геоэлектрических условиях. Определенный объем данных обрабатывался с помощью комплекса программ [15].
Вариации геомагнитного поля, зарегистрированные в обсерваториях, можно использовать для обработки данных МТЗ в любых иных удаленных пунктах лишь при условии
Рис. 2. Исследование шумов магнитотеллурического поля. а) отношение модулей коллинеарных горизонтальных векторов Н(а) в секторе азимутов 0-90° для обсерваторий УЬД и КНВ; б) амплитуда соотношения коллинеарных горизонтальных компонент И в секторе азимутов 0-90° для обсерваторий УЬД и ММВ; в) фрагмент кривых кажущегося сопротивления по кабелю .1Д8С, полученных с магнитными данными обсерваторий ММВ (1) и УЬД (2), угол поворота горизонтальных компонент 45°; г) амплитудные спектры напряжения на кабеле .1Д8С (1) и разностей потенциалов на первой (2) и второй (3) парах штырей прибрежного электрода, спектр шума аналогоцифрового преобразователя (4) [16]
однородности падающего магнитного поля [2]. Для проверки этого условия нами рассчитывались коэффициенты линейной связи между одноименными горизонтальными компонентами магнитного поля по записям, синхронно регистрируемым на различных обсерваториях.
На рис. 2 показаны соотношения между коллинеарными компонентами горизонтального магнитного поля по результатам обработки синхронных наблюдений на обсерваториях КНВ, УЬД, ММВ в секторе азимутов 0-90°. Магнитное поле между Владивостоком и Хабаровском достаточно однородное в диапазоне периодов 20-10000 с (рис. 2а). В этом диапазоне отмечается в целом плоская частотная характеристика, а среднее значение коэффициента связи (0,9), возможно, характеризует затухание магнитного поля в южном направлении. Зависимость между горизонтальными компонентами на обсерваториях КНВ и ММВ более сложная. В короткопериодной части (20-100 с) разброс достигает 40% и по мере увеличения периодов сокращается до 15%. В целом же частотная характеристика не имеет особенностей, способных существенно изменить форму кривой кажущегося сопротивления в любом пункте исследования между обсерваториями. Об этом же свидетельствует сопоставление фрагмента кривой кажущегося сопротивления, рассчитанной по записям теллурического поля, полученным с помощью кабеля .ТД8С, и данным магнитных обсерваторий УЬД и ММВ. Как видно, формы обоих вариантов кривой рк практически совпадают, но уровень кажущегося сопротивления кривой р , полученной с использованием магнитных данных УЬД, несколько ниже, чем с данными ММВ. Предварительный анализ позволяет принять допущение об однородности горизонтального магнитного поля в исследуемом районе. При этом мы считаем целесообразным использовать для расчета кажущегося сопротивления .ТД8С магнитные данные обсерватории ММВ.
В дополнение к описанному выше эксперименту были проведены исследования стабильности собственных потенциалов морского прибрежного электрода кабеля .ТД8С. имевшего конструктивные особенности: электрод состоит из 4 титановых стержней, расположенных на расстоянии ~15 см один от другого и закрепленных на изолирующем
основании. Каждый стержень соединен медной жилой диаметром 2 мм с береговой станцией, удаленной на ~5 км от побережья [16]. Стабильность электрода оценивалась путем одновременной регистрации разностей потенциалов с кабеля .ТЛ8С, когда в качестве дальнего электрода использовалось заземление вблизи о-ва Хонсю, а ближним электродом служил один из стержней прибрежного заземления, и разностей потенциалов с двух пар стержней прибрежного электрода. Регистрация осуществлялась в течение 70 дней с дискретностью 1 с. Спектры полученных реализаций представлены на рис. 2г. Как видно, на периодах вариаций до 2-3 дней шум электродов примерно на 3 порядка меньше, чем уровень сигнала с кабеля .ТЛ8С. В длиннопериодной области при периодах вариаций более 5 дней шум электродов соизмерим с уровнем полезного сигнала. Это указывает на то, что импедансы магнитотеллурического поля в этой частотной области будут определяться с большими погрешностями.
Кабель .ТЛ8С проложен таким образом, что его азимут, равный 143°, составляет с региональной береговой чертой угол 80-90°, и это является предпосылкой считать кажущееся
сопротивление близким к поперечной моде. Отсутствие в Японском море записи теллурического поля в других азимутах не позволяет оценить строгость сделанного предположения известными методами [2]. Но все-таки это можно сделать исходя из анализа кривых кажущегося сопротивления, соответствующих различному азимуту горизонтальных компонент магнитного поля Их и У . Если вариации геомагнитного поля регистрируются во взаимно-перпендикулярных направлениях Ох и Оу (ось О повернута на угол а относительно магнитного меридиана против часовой стрелки), а теллурическое поле регистрируется в ином направлении О ,, составляющим угол в относительно оси О, справедливо соотношение между напряжением, действующим в неподвижном диполе, и взаимно-перпендикулярными компонентами магнитного поля для любого направления а:
Ех' = ¿х'х (а) • Их (а) + 2Х,У (а) • Иу (а). (2)
Последовательно вращая магнитное поле, построим семейство кривых р (а), рассчитанных по значениям 7-,(а) (рис. 3а).
Рис. 3. Кривые кажущегося сопротивления в Японском море: а) семейство кривых кажущегося сопротивления для кабеля 1Л8С (шифр кривых - угол поворота магнитного поля против часовой стрелки); б) сопоставления кривой кажущегося сопротивления 1Л8С с теоретическими кривыми, рассчитанными для различного интегрального сопротивления литосферного слоя: 1 - теоретические кривые для различных значений суммарного поперечного сопротивления высокоомного литосферного слоя [3]; шифр кривых - сопротивление литосферного слоя в Ом-м2;
2 - область значений кривой кажущегося сопротивления, рассчитанная по результатам измерений на кабеле 1Л8С, 2002-2006 гг.; 3 - предварительная кривая кажущегося сопротивления по кабелю 1Л8С
а 1 — од —
10 1000 10000 100000 Т, с
б 10 — 1 — Рк, Ом-м 2.5-10* ип
1С 1 1 1 1 1 1 1 || 1 1 1 1 1 1 1 || 1 1 1 1 1 1 1 || 00 10000 100000 т, с 0 1® 1 2 3
Обратим внимание, что в этом семействе максимальное положение занимает кривая р (а) при а =+45°, т.е. в положении, при котором магнитное поле почти ортогонально направлению кабеля JASC. Экстремальное положение кривой р (+45°) требует выполнения условия
^;(а) - 0. (3)
Условие равенства нулю производной по азимуту полярной диаграммы для двумерной среды выполняется по главным векторам [2]. Таким образом, есть основание считать, что кабель JASC проложен оптимально, и с его помощью определяется кажущееся сопротивление в одном из главных направлений.
Интерпретация
В работе [3] теоретически обоснован способ определения интегрального сопротивления литосферы. Показано, что отличительной чертой поперечно поляризованного электрического поля является наличие в ней вертикальных токов, обеспечивающих повышенную разрешающую способность по изучению структуры высокоомного слоя в земной коре. Сравнивая кабельное кажущееся сопротивление с семейством поперечных модельных кривых кажущегося сопротивления, рассчитанных для различных значений интегрального сопротивления литосферы, можно оценить его величину и таким образом получить значение удельного сопротивления литосферного вещества. На рис. 3б показано семейство модельных кривых для геоэлектрического разреза, в котором литосфера мощностью 50 км имеет переменное интегральное сопротивление от 2,5-107 до 5-108 Ом-м2. Литосфера подстилается астеносферой с интегральной проводимостью 5000 См. На этом семействе помещены также варианты кабельных кривых кажущегося сопротивления, полученные по результатам предварительной обработки [3] и данных настоящих исследований. Заметное расхождение вариантов кривых, особенно в диапазоне периодов 1000-20 000 с, объясняется тем, что предварительный вариант рассчитывался с помощью данных о вариациях магнитного поля на магнитной обсерватории KAK без анализа его однородности. В настоящем варианте использовались данные магнитной обсерватории MMB, расположенной, исходя из анализа, в области однородного магнитного поля. Согласно последним данным, интегральное сопротивление литосферы составляет 1,75-108 Ом-м2. При мощности литосферы 50 км удельное ее сопротивление, вероятно, составляет 3500 Ом-м (ранее оценка составляла 1000 Ом-м). Повышение удельного сопротивления литосферы вынуждает нас пересмотреть предположения о широком развитии глубинных флюидонасыщенных разломов в литосфере Японского моря [5], обусловливающих низкое сопротивление.
Разумеется, интегральное сопротивление литосферы далеко не исчерпывает всей информации о глубинной электропроводности. Численное моделирование совокупности данных, включая наблюдения на континенте, позволяет значительно расширить представление о геоэлектрической структуре тектоносферы.
Однако морские и континентальные кабельные кривые на пунктах ELS и ROS, полученные с помощью отрезков кабеля связи длиной 7-30 км, проложенных в различных азимутах, на первый взгляд плохо сопоставляются между собой. Анализ показал, что такое положение связано с двумя причинами: влиянием неоднородности электрического сопротивления приповерхностного слоя в материковой части профиля и несовпадением осей наблюдения магнитотеллурического поля с направлением глубинных структур. Мы предположили, что изучаемая среда может быть аппроксимирована в виде региональной двумерной модели, перекрытой относительно тонкой резко неоднородной по электрическому сопротивлению пленкой (поймы рек, гидросеть, разрывы и т.д.). Такое предположение позволяет записанную ранее связь между электрическими и магнитными компонентами поля (2) представить в более сложном виде:
Е,= (Ъх.х • г „ + Ъх,у • г„) • их(а) + (Ъл • г „ + Ъх,у • 2уу) • Иу(а);
Ех. = (Ъх-х • г„ + Ъх„у • гух) • Их(а) + (Ъх.х • г ^ + Ъх.у • г,) • Иу (а); (4)
где коэффициенты Ъх, х, Ъх, Ъх„х, Ъх„у - физические, характеризующие перераспределения теллурического тока в приповерхностном слое.
Как видно, для обоих диполей выражения в скобках, стоящие перед И (а), представляют линейную комбинацию импедансов г х и г, а перед И (а) - линейную комбинацию импедансов г и г .
ху уу
Наиболее интересным оказывается случай, возникающий при совпадении направления магнитных компонент с главным направлением регионально двухмерной среды, перекрытой электрической неоднородной пленкой. Так как в главных направлениях дополнительные импедансы г и г стремятся к нулю [2], выражение (4) примет вид Е,= Ъ , • г “И (а) + г • Ъ, • И (а);
х хх ух х V ' ху х у уЧ/’
Е . = Ъ , • г • И (а) + г • Ъ , • И (а). (5)
х хх ух х V ' ху х у уЧ/
Это означает, что только в главных направлениях кривые р (а) при любом расположении измерительного диполя окажутся конформными и будут различаться лишь смещением уровня, определяемого коэффициентами Ъ х,х, Ъ х Ъ х,,х, Ъ х Пример нахождения кривых кажущегося сопротивления в главных направлениях показан на рис. 4. Данный критерий позволяет не только определить главные направления, но и оценить, насколько среда в конкретном пункте может быть аппроксимирована двумерной региональной моделью. Так, в 22 из 80 пунктов наблюдения в пределах Сихотэ-Алинской складчатой зоны ни при каких азимутах а не оказалось совпадающих кривых р (а). Другими словами, в этих пунктах реальная среда не отвечает сделанному нами предположению о ее строении. По этой причине кривые МТЗ в этих пунктах не интерпретировались.
10 100 1000 Т,с 10 юо 1000 т, с
Рис. 4. Пример поиска кривых кажущегося сопротивления в главных направлениях на пункте МТЗ 57, полученных с измерительных линий: a) север-юг; б) запад-восток. Шифр кривых - азимут (а) магнитной компоненты Н (а) в градусах. Жирные линии - конформные кривые кажущегося сопротивления в азимутах а = 40° и а = 130°, отождествляемые как кривые в главных направлениях
С использованием рассмотренной методики анализа кажущегося сопротивления к данным наблюдений на точках МТЗ (рис. 1) нами построены кривые МТЗ, свободные от искажающего влияния приповерхностных неоднородностей. На основании районирования таких кривых выявлены зоны относительно повышенной электропроводности в верхней части земной коры в интервале глубин 7-15 км.
Аномальная проводимость этих зон составляет 100-300 См. На рис. 5 показана схема их расположения. В геоэлектрическом отношении важно отметить то, что главные направления тензоров импедансов в континентальной части находятся в полном соответствии с простиранием выделенных аномальных зон. Следовательно, оптимальное направление измерительной установки, предназначенной для глубинных зондирований, можно прогнозировать, имея сведения о крупных разломах, отождествляемых с зонами аномальной проводимости. На рис. 5 показано соотношение выделенных нами в материковой части аномально электропроводящих зон с зонами коровых разломов, выделенных по данным гидромагнитной съемки в Японском море Ю.В.Шевалдиным [14].
Как видно, меридиональные и северо-западные системы разломов в коре Японского моря четко протягиваются в глубь континента. Система разломов северо-восточного направления на континенте параллельна таковой в Японском море. Анализ схемы разломов дает основание для следующих выводов:
кабель JASC на всем своем протяжении проложен параллельно системе северозападных коровых разломов, прослеживающихся от Наоэ-цу до Находки, что является одним из благоприятствующих условий глубинного зондирования;
эта система коровых разломов прослеживается в материковой части от г. Находка до оз. Ханка;
главные направления тензора импеданса согласуются с направлением северо-западной системы коровых разломов.
Исходя из этого есть основания считать линию профиля I-I’ для численного моделирования геоэлектрического разреза тектоносферы региона наиболее оптимальной. При этом кривые кажущегося сопротивления должны рассматриваться в направлении вдоль выбранного провиля I-I’ и поперек него.
134° 138° 142°
Рис. 5. Схема неоднородностей в земной коре региона (коровые разломы приведены по [14]): 1, 2 - глубинные разломы позднекайнозойские (1), допозднекайнозойские (2); 3 - коровые разломы; 4 - коровые разломы, сонаправленные с зонами повышенной проводимости, выделенные по результатам МТЗ; 5 - зоны повышенной проводимости в средней коре 8 > 200 См; 6 - зоны повышенной проводимости в средней коре 8 < 200 См; 7 - район наземных исследований; 8 - кабель ІЛ8С
Численное моделирование электрической структуры Японского региона
Численное моделирование проводилось путем последовательного приближения расчетных амплитудных кривых к экспериментальным. Фазовые кривые не использовались в связи с недостаточным качеством синхронизации записей теллурических и магнитных полей. Прогнозная геоэлектрическая модель вдоль профиля I-I’, пересекающего континентальные структуры, окраины Японского моря, о-в Хонсю, построена нами с учетом имеющихся данных МТЗ по материковой части [1, 6-8, 11], Сахалину [9], Японии [17, 18], а также сейсмических и геотермических данных (рис. 6а). Шкала расстояний имеет начало (нулевую отметку) у бухты Отрада, где расположено ближнее заземление кабеля JASC. Глубина Японского моря в модели достигает 3,5 км, принятое удельное сопротивление воды 0,3 Ом-м. Под водным слоем залегают рыхлые осадки мощностью до 1,5 км с удельным сопротивлением 10 Ом-м. На глубине 80-140 км находится астеносфера мощностью 60 км. В материковой ее части интегральная проводимость составляет 1500 См, а под Японским морем 5000 См. Высокоомная кора и подкоровая литосфера, разбитая системой флюидонасыщенных низкоомных разломов (р = 10 Ом-м), повсеместно характеризуется удельным электрическим сопротивлением 300 Ом-м. Для верхней части земной коры Ханкайского массива принято более высокое значение удельного сопротивления - 1000 Ом-м.
Распределение глубинной электропроводности под о-вом Хонсю и глубоководной впадиной заимствовано из работы [17]. Расчеты проводились по программе двумерного моделирования [19] В.А.Кузнецовым (ИО РАН). Кажущееся сопротивление по кабелю JASC сопоставлялись с результатом интегрирования модельных расчетов на участке На-ходка-Наоэцу.
На континентальной части расчетные данные сопоставлялись с кажущимся сопротивлением, полученным по кабелям ELS, ROS, с кажущимся сопротивлением на пункте наблюдения MIH, а также на девяти полевых пунктах наблюдения вдоль профиля I-I’ на участке м. Поворотный-Турий Рог. В континентальной части использовалось кажущееся сопротивление для направлений вдоль и поперек профиля.
Для максимального соответствия результатов расчета эксперименту нами изменялись параметры отдельных элементов прогнозной модели. Прежде всего для обнаружения наиболее глубоких геоэлектрических горизонтов, в которых уже может намечаться различие между окраинным морем и континентом, вводились неоднородности в слой на глубине 290-460 км. При варьировании расположения неоднородности относительно контакта суша-море, размеров и уровней электрического сопротивления (2-50 Ом-м) наилучшее приближение к экспериментальным кривым по всему профилю I-I’ получилось при параметрах прогнозной модели слоя р = 30 Ом-м. Наиболее ощутимо расчетные кривые подвергались изменению под влиянием неоднородностей, включаемых в высокоомную подкоровую часть литосферы. При этом изменения кажущегося сопротивления в окраинном море и континенте происходят по-разному. На рис. 6в показана кабельная кривая JASC в сопоставлении с различными вариантами расчетов. Как видно, при понижении электрического сопротивления разломов кабельная кривая МТЗ должна смещаться вверх. Теоретическая кривая рассчитана для варианта сплошной, не разбитой проницаемыми разломами подкоровой части литосферы, характеризующейся сопротивлением р = 3500 Ом-м (в соответствии со сделанной выше оценкой). В этом варианте уровень расчетной кривой, как и следовало ожидать, совпал с уровнем экспериментальной кривой JASC. Для достижения более полного сходства формы в диапазоне периодов 1000-10 000 с в прогнозную модель пришлось внести изменение значения интегральной проводимости 10 000 См. Прогнозная модель со сквозьлитосферными разломами, параллельными береговой линии, не подтверждается и в континентальной части, по крайней мере в пределах Ханкайского массива, пересеченного профилем I-I’. Доказательством
Рис. 6. Геоэлектрический разрез тектоносферы по профилю I—I’: а) прогнозная геоэлектрическая модель; б) модель с учетом экспериментальных данных 2002-2006 гг; в) сопоставление расчетных кривых кажущегося сопротивления с экспериментальной кривой JASC по окраинному морю при условиях расчета: 1, 2, 3 - сопротивление сквозьлитосферных разломов 1, 10, 100 Ом-м соответственно; 4 - удельное сопротивление литосферы 3500 Ом-м и отсутствие литосферных разломов; 5 - то же, при интегральной проводимости 10 000 См; 6 - кривая кажущегося сопротивления по JASC; г) сопоставление расчетных кривых кажущегося сопротивления с экспериментальными по континенту при условиях расчета: 1 - сопротивление литосферных разломов 10 Ом-м; 2 - литосферные разломы отсутствуют; 3 - кривая кажущегося сопротивления по ROS (г. Уссурийск, РОСТЕЛЕКОМ, на модели кривой соответствует точка с координатой «-120 км»)
этого служит экспериментальная кривая (3) в пункте ROS, соответствующая продольной кривой исследуемой модели в точке «-120 км» (рис. 6г). Расчетная кривая (1) относится к варианту прогнозной модели, содержащей глубинные разломы р = 10 Ом-м. Расчетная кривая (2) соответствует модели без глубинных разломов. Не вызывает сомнения, что второй вариант лучше согласуется с экспериментальными исследованиями. Аналогичное, но менее показательное из-за ограниченности низких частот соотношение между расчетными и экспериментальными кривыми имеет место на всех девяти пунктах вдоль профиля I-I’.
Аномалии электропроводности земной коры и сейсмичность Приморья
Важным элементом геоэлектрической структуры земной коры является выявленная нами анизотропия электрического сопротивления, развитая на участках в пределах Ханкайского массива.
На площади между меридиональными линейными зонами высокой проводимости в земной коре (рис. 5), соответствующими известным Западно-Приморскому и Мериди-анальному глубинным разломам, магнитотеллурическими зондированиями четко фиксируется наличие анизотропной электрической проводимости в интервале глубин 7-20 км (рис. 7). Направление высокой проводимости анизотропных образований совпадает с направлением северо-западной системы выделенных разломов, что, очевидно, соответствует
направлению трещиноватости, развитой в верхней части земной коры. Сопротивление вдоль трещиноватости падает до значений 15-30 Ом-м, а суммарная продольная проводимость достигает S = 300 См. Отмеченные зоны в земной коре можно рассматривать как зоны повышенной трещиноватости, образованные в процессе развития кулисообразно расположенных глубинных разломов, известных как дуплексы.
В дуплексах растяжения развиваются отрывы, сбросы, косоориентированные сдвиги, которые заполняются глубинным флюидом и благодаря этому приобретают анизотропную проводимость.
Сопоставляя пространственное положение очагов коровых землетрясений Приморья с элементами глубинной геоэлектричес-кой структуры (рис. 7), можно сделать следующие выводы:
13<f 134° 138°
б
I 16 32 15 29 10 18 19 20 Г
Н,км
Рис. 7. Положение очагов коровых землетрясений относительно элементов геоэлектрической модели: а - в плане; б - в разрезе: 1 - магистральные швы глубинных разломов; 2 - анизотропно-проводящие комплексы в подкоровой литосфере; 3 - анизотропно-проводящий комплекс в коре; 4 - очаги землетрясений; 5 - линия разреза I-I’; 6 - пункты МТЗ
пространственное положение очагов коровых землятресений контролируется в основном анизотропно-проводящим комплексом в средней части земной коры;
единичные очаги коровых землетрясений тяготеют к магистральным швам глубинных разломов. Но и в этих случаях верхнемантийный анизотропно-проводящий комплекс внедряется в земную кору до глубин 15 км.
Заключение
В результате проведенных исследований изучены особенности электропроводящей структуры тектоносферы в зоне сочленения окраинного Японского моря и Сихо-тэ-Алинской складчатой области - восточной окраины Азиатского континента. Полученные новые геофизические данные свидетельствуют о том, что на глубинах свыше 300 км сглаживаются различия в электрических характеристиках континента и окраинного моря, структура приближается к горизонтально-слоистой, соответствующей стандартному планетарному разрезу. Существенное различие геоэлектрических характеристик отмечается в астеносфере и вышележащей литосфере. Интегральная проводимость астеносферы под Японским морем составляет не менее 10 000 См, а под Сихотэ-Алинской складчатой зоной - 2000-1000 См, уменьшаясь в северо-западном направлении. В этом же направлении происходит, очевидно, погружение кровли астеносферного слоя.
Литосфера под Японским морем характеризуется удельным электрическим сопротивлением около 3500 Ом-м, а под континентом - 500-300 Ом-м, увеличиваясь в отдельных блоках Ханкайского массива до 1000 Ом-м. По линии профиля I-I’, пересекающего Японское море и Ханкайский массив, не обнаружено низкоомных крутопадающих зон, отождествляемых с проницаемыми зонами, соединяющими электропроводящую астеносферу с рыхлыми осадочными образованиями. Исходя из величины электрического сопротивления можно предположить, что литосфера под Японским морем более «сухая», чем под континентом, и это может рассматриваться как довод в пользу ее эклогитизации.
Установлена однотипность системы разломов в средней и верхней части земной коры Японского моря и континентального обрамления. Выделенные с помощью гидромагнитной съемки системы разломов северо-западного и меридионального направлений продолжаются, по данным МТЗ, в глубь материка зонами повышенной проводимости (до 300 См) шириной 15-20 км в интервале глубин 7-15 км.
По данным МТЗ, системы разломов северо-восточного направления в континентальной части с такой же периодичностью развиты в Японском море. Вместе с тем разломные системы широтного направления, надежно прослеживаемые в Японском море, в материковой части нами не обнаружены, что отражает особенности ее флюидного режима.
Выявленные анизотропно-проводящие комплексы развиты в зонах сочленения глубинных разломов. Такое расположение позволяет рассматривать их как своеобразную трещинную систему дуплексов, развивающихся в процессе эволюции сдвиговых систем. Показано, что не сами магистральные швы, а образованные ими дуплексы контролируют сейсмическую активность. В отсутствие дуплексов глубинные разломы чаще всего асей-смичны. Естественно предположить, что трещинные системы дуплексов и заполняющий их флюид могут быть весьма чувствительны к изменениям литосферного напряжения, возникающего в процессе движения литосферных блоков. Образование новых трещин, как и их закрытие, может существенно изменить анизотропно-проводящие характеристики дуплекса и тем самым отразиться в изменении кажущегося сопротивления. Следовательно, электромагнитный мониторинг по профилю эталонных пунктов МТЗ представляется важной и своевременной задачей.
1. Ахмадулин В.А., Талтыкин Ю.В. Геологическая модель юга Буреинского массива // Глубинные магнитотеллурические зондирования Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1977. С. 32-37.
2. Бердичевский М.Н., Дмитриев В.И., Новиков Д.Б., Пастуцан В.В. Анализ и интерпретация магнитотеллурических данных. М.: Диалог-МГУ, 1997. 161 с.
3. Ваньян Л.Л., Пальшин Н.А., Никифоров В.М., Утада Х., Шимицу Х. Изучение теллурического поля с использованием кабеля, пересекающего Японское море // Физика Земли. 1999. № 7. С. 17-26.
4. Дмитриев И. В. Методика решения переопределенных систем линейных уравнений // Тр. Междунар. конф. «Математические методы в геофизике». Ч. 1. Новосибирск: ИВМиМГ СО РАН, 2003. C. 310-314.
5. Кузнецов В.А., Никифоров В.М., Старжинский С.С. Роль глубинных разломов при иучении литосферы Японского моря с использованием подводного кабеля Находка-Наоэцу // Физика Земли. 2001. № 4. С. 74-76.
6. Никифоров В. М., Старжинский С. С., Дмитриев И. В., Топорова Е.Н., Цыганцов А. С. Геоэлектрическая структура тектоносферы юга Дальнего Востока и некоторые особенности ТЕ-моды в сверхнизкочастотном диапазоне // II Всерос. симпоз. «Сейсмоакустика переходных зон». Владивосток: Дальнаука, 2001. С. 43-49.
7. Никифоров В. М., Старжинский С. С., Дмитриев И. В., Топорова Е.Н., Цыганцов А. С. Геоэлектрическое районирование юга Дальнего Востока России и сопредельных площадей // Тектоника, глубинное строение и геодинамика Востока Азии: IV Косыгинские чтения, 21-23 янв. 2003 г. Хабаровск: Дальнаука, 2003. С. 164-180.
8. Никифоров В.М., Дмитриев И.В., Топорова Е.Н. Геоэлектрическое строение тектоносферы Приморья // Закономерности строения и эволюции геосфер: VI Междунар. симпоз., Хабаровск, 23-26 сент. 2003. Хабаровск: ИТИГ ДВО РАН, 2004. С. 209-216.
9. Никифоров В.М., Старжинский С.С. О влиянии вертикальных проницаемых зон на повышение чувствительности МТ-зондирований на Сахалине // Тихоокеанский океанологический институт: материалы годичной сессии, 1994 г. Владивосток: Дальнаука, 1997. С. 172-181.
10. Никифоров В.М., Пальшин Н.А., Старжинский С.С., Кузнецов В.А Трехмерный береговой эффект в Приморье // Физика Земли. 2004. № 8. С. 56-69.
11. Старжинский С.С. О геологическом разрезе Южного Приморья по данным магнитотеллурических исследований // Тихоокеан. геология. 1983. № 3. С. 18-22.
12. Старжинский С.С., Никифоров В.М. Опыт использования телефонных линий для целей магнитотеллурического зондирования // Геофиз. журн. 2005. Т. 27, № 4. С. 636-645.
13. Талтыкин Ю.В., Никифоров В. М. Обработка магнитотеллурических зондирований на ЭВМ // Тихоокеан. геология ДВО АН СССР. Деп. в ВИНИТИ 20.07.90, № 14108-В90.
14. Шевалдин Ю.В. Аномальное магнитное поле Японского моря. М.: Наука, 1978. 78 с.
15. Larsen J.C. Noise reduction in electromagnetic time series to improve detection of seismic-induced signals // J. Geomagnetism and Geoelectricity. 1997. Vol. 49. P. 1257-1265.
16. Starjinsky S.S., Nikiforov V.M. On the submarine communication cable JASC ground self-potential stability // Earth Planets Space. 2005. Vol. 57. P 903-906.
17. Utada H., Hamano Y, Segawa J. Conductivity anomaly around the Japanese Islands // Geology and Geophysics of the Japan Sea (Japan-USSR Monograph series) / ed. N. Isezaki et al. Terra Sci. Publ. 1996. P 103-149.
18. Vanyan L., Utada H., Shimizu H., Tanaka Y., Palshin N., Stepanov V., Kouznetsov V., Medzhitov R., Nozdrina A. Studies on the lithosphere and the water transport by using the Japan Sea submarine cable (JASC) 1. Theoretical consideration // Earth Planets Space. 1998. Vol. 50. P. 35-42.
19. Wannamaker PE., Booker J.R., Jones A.G., Chave A.D., Filloux J.H., Waf H.S., Law L.K. Resistivity cross section through me Juan de Fuca subduction system and its tectonic implication // J. Geophys. Res. 1989. Vol. 94. B10. P. 14127-14144.
