Геоакустическая модель шельфа Японского моря
реклама
Вестник ДВО РАН. 2006. № 3 А.И.СВИНИННИКОВ, И.О.ЯРОЩУК Геоакустическая модель шельфа Японского моря (на примере залива Посьета) Обсуждаются вопросы разработки геоакустической модели шельфа Японского моря на примере залива Посьета. Приводятся некоторые параметры геоакустической модели, построенной по результатам петрографического, литологического и петрофизического изучения горных пород и осадков морского дна, интерпретации геологических, геофизических и эхолотных данных. Geoacoustic modeling of the Sea of Japan shelf (for Possyet Bay taken as an example). A.I.SVININNIKOV, I.O.YAROSHCHUK (V.I. Ilyichov Pacific Oceanological Institute, FEB RAS, Vladivostok). The issues of elaboration of geoacoustic model of the Sea of Japan self are discussed, and Possyet Bay is considered as an example. Some parameters of geoacoustic model constructed by the results of petrographic, lithologic, and petrophysycal study of rocks and deposits of the sea bottom, and also by the results of interpretation of geological, geophysical and echo sounding data are supplied. Прибрежная часть океана – океанский шельф – затрагивает широкий спектр интересов жизнедеятельности человека, например задачи оборонного значения, добычи полезных ископаемых, проблемы экологии и рыболовства. Неудивительно поэтому, что уже несколько десятков лет он является объектом научных исследований для геологов, океанологов, акустиков, сейсмологов. Наиболее перспективными и интенсивно развивающимися в последние годы методами исследования динамических процессов и неоднородностей в мелководной среде стали акустические и сейсмоакустические. Причина этого в большей степени связана с быстрым развитием технических средств, вычислительной техники и методов математической обработки. Использование низкочастотных звуковых волн (ниже 1 кГц) сделало возможным проводить комплексные исследования больших морских акваторий в непрерывном режиме. Сейсмоакустический мониторинг позволяет делать заключения о наличии тех или иных неоднородностей в водной среде, а также фиксировать различные динамические процессы в шельфовой океанической зоне. С точки зрения волновой акустики, формирование звукового поля в зоне океанского шельфа определяется волноводом – поверхностью моря и поглощающим дном. Каждый конкретный волновод имеет множество специфических свойств и факторов, которые определяют некоторый набор закономерностей распространения звука в нем. Преобладающими факторами являются распределение по глубине скорости звука и геоакустические свойства дна. Все другие, например случайные неоднородности и морские течения, оказывают на звуковое поле существенно меньшее влияние. Таким образом, бессмысленно проводить какие-либо экспериментальные и теоретические акустические исследования до СВИНИННИКОВ Александр Иванович – кандидат геолого-минералогических наук, ЯРОЩУК Игорь Олегович – доктор физико-математических наук (Тихоокеанский океанологический институт им. В.И.Ильичева ДВО РАН, Владивосток). 85 тех пор, пока не определены основополагающие факторы мелководной зоны. Обобщение, а также качественное и количественное описание последних находит свое выражение в такой научной категории, как геоакустическая модель дна. Основное место в формировании модели занимают экспериментально измеренные, экстраполированные и предсказанные количественные значения тех параметров дна, которые представляют интерес для подводной гидроакустики, например скорость распространения волн в осадках, плотность и затухание звука. Реальное дно невозможно описать какой-либо одной геоакустической моделью, но для проведения экспериментов желательно иметь одну конкретную модель. Впоследствии эту модель можно экстраполировать и на более обширные области. В общепринятом понимании геоакустическая модель описывает: слой воды, осадочную толщу, состоящую из рыхлых и консолидированных осадочных отложений, твердый фундамент [17]. Она имеет два уровня представления – качественный, описательный, и количественный, в котором все характеристики формализуются в виде пространственновременных зависимостей, например, скорость звука в осадках представляется как функция координат глубины и места. Оба уровня диалектически связаны между собой. Знание качественного геологического состава осадков позволяет делать заключения о количественных значениях параметров модели. И наоборот, полученные акустическими или сейсмическими методами количественные значения параметров модели могут вносить свои уточняющие коррективы в понимание процессов геологического формирования морского дна. На шельфах дальневосточных морей в течение целого ряда лет сотрудники ТОИ ДВО РАН ведут комплексные гидроакустические и сейсмоакустические исследования (например, [1–3, 8]). Решаются проблемы томографии, мониторинга океанической среды, а также исследуются процессы генерации и формирования волн, передачи и поглощения волновой энергии в переходных зонах гидросфера–литосфера. Круглогодично такие исследования проводятся на морском гидрофизическом полигоне ТОИ, расположенном на шельфе Японского моря, в зал. Посьета. На шельфах дальневосточных морей ранее не проводились специальные работы по формированию геоакустической модели. В процессе исследований экспериментаторы, как правило, ограничиваются различными физически правдоподобными предположениями и некоторыми отрывочными фактическими сведениями относительно геоакустических свойств дна. И если такое положение дел еще допустимо для исследований в высокочастотном диапазоне волн, то совершенно неприемлемо для изучения низкочастотных полей. Поэтому нет никаких сомнений в том, что детальный анализ и систематизация имеющихся в наличии океанологических, геологических и геофизических данных о строении дна шельфа и их последующая качественная и количественная формализация в виде геоакустической модели являются актуальной и давно назревшей проблемой. Шельфы дальневосточных морей имеют общую геологическую структуру. Для зал. Посьета характерны все основные признаки этой общей структуры. Сложность геологического описания зал. Посьета обусловлена отсутствием бурения. Представления о глубинном геологическом строении являются синтезом интерпретации геофизических данных, результатов литологического опробования и драгирования дна шельфа и материкового склона, контрольных измерений физических свойств образцов горных пород. По данным тектонического районирования, участок располагается в Хасанской подзоне Пограничной зоны. В его строении участвуют метаморфические, магматические и осадочные комплексы пород, имеющие возраст от докембрия до кайнозоя [4, 13], что определяет широкий диапазон количественного изменения физических свойств дна. Некоторые статистические оценки физических свойств образцов горных пород, собранных в результате литологического опробования и драгирования, представлены в таблице. 86 Физические свойства осадков и горных пород Японского моря Тип пород Алевритовые илы (17) Алевритопелитовые и пелитовые илы (15) Диатомовые илы (17) Уплотненные алевриты и туфоалевриты (42) Диатомиты и туфодиатомиты (10) Алевролиты (33) Диатомиты и туфодиатомиты (19) Песчаники (29) Гравелиты (10) Конгломераты (11) Базальтоиды (41) Массивные вулканиты (14) Туфы и катаклазированные породы (20) Породы трахиандезитового комплекса (37) Алевролиты (10) Песчаники (38) Туфоалевролиты (24) Гранитоиды (19) Актинолитовые сланцы (5) Возраст ρ / δρ, г/см3 V1 / δV2, м/с V2 / δV2, м/с V3 / δV3, м/с A / δA, % Q 1,41 / 0,06 1557 / 42 1548 / 41 1533 / 28 1,6 / 1,8 Q 1,41 / 0,12 1543 / 50 1537 / 42 1531 / 40 1 / 1,2 Q 1,33 / 0,03 1557 / 54 1537 / 41 1526 / 39 2 / 1,5 N2 1,6 / 0,13 1695 / 103 1670 / 86 1650 / 81 2,6 / 2,1 N2 1,37 / 0,05 1575 / 23 1540 / 28 1540 / 28 2,3 / 2,2 N1 1,73 / 0,17 1874 / 193 1840 / 171 1768 / 134 5,7 / 4,7 N1 1,44 / 0,07 1663 / 89 1645 / 79 1623 / 72 2,4 / 1,9 N1 N1 N1 Pg3-N2 Pg2-N1 1,92 / 0,16 1,99 / 0,22 2,33 / 0,26 2,23 / 0,18 2,54 / 0,09 2219 / 329 2440 / 539 3507 / 597 4046 / 184 5721 / 218 2144 / 286 2348 / 524 3302 / 627 3871. / 427 5519 / 315 2083 / 252 2269 / 525 3041 / 612 3705 / 466 5338 / 270 7,8 / 6,8 6,2 / 4,5 16,4 / 9,3 8,5 / 6,6 7,1 / 5,4 Pg1-2 2,39 / 0,28 4270 / 980 4069 / 897 3854 / 844 9,9 / 6,2 Pg3-N1 2,38 / 0,26 3999 / 735 3729 / 724 3497 / 680 13,8 / 10 Pg1 Pz-Mz Pz Pz Pz 2,4 / 0,17 2,68 / 0,19 2,58 / 0,07 2,79 / 0,1 2,82 / 0,15 3682 / 988 5428 / 627 5107 / 568 5898 / 537 6479 / 396 3532 / 978 5170 / 629 4658 / 586 5666 / 527 6037 / 594 3298 / 990 4926 / 642 4484 / 605 5335 / 643 5749 / 682 11,1 / 6,5 10,3 / 5,4 16,9 / 12 11,5 / 8,5 12,5 / 11 Примечания. ρ – средняя плотность для выборки из n (указано в скобках) проб и образцов. Средние значения: V1 – скорость продольных волн в направлении слоистости, сланцеватости, преобладающей ориентировки минералов и вытянутости текстур; V2 – скорость в направлении, ортогональном направлению V1, но в плоскости слоистости, сланцеватости и т.п.; V3 – скорость в направлении вкрест напластованию, сланцеватости и т.п. Коэффициент анизотропии А определен по формуле A = (V1–V3) / Vср×100%, где Vср = ( V1+V2+V3)/3. Знак δ соответствует выборочным стандартным отклонениям. Измеренные в лабораторных условиях значения скорости поглощения продольных и сдвиговых волн, плотности и пористости скорректированы к условиям in situ по эмпирическим формулам [15, 18], пригодным для терригенных и карбонатных осадков, а также по уравнениям [11], описывающим зависимости для кремнистых осадочных образований. Широкое распространение кремнистых осадков и пород, образовавшихся в результате жизнедеятельности одноклеточных водорослей – диатомей, панцири которых сложены аморфным опалом, является характерной особенностью дальневосточных окраинных морей. По степени литификации их можно разделить на два комплекса. Верхний комплекс мощностью 200–600 м сложен рыхлыми и слаболитифицированными осадками с глинистым цементом и кремнистым органическим веществом в форме опала-А. Нижний состоит из литифицированных пород аргиллитов и порцелланитов, сцементированных опалом-СТ, гидрослюдой, 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 волн, вызванными разрушением каркасной структуры кремнистых отложений и, как следствие, появлением новой «диагенетической» сейсмической границы [10, 12, 19, 20]. Отложения верхнего комплекса можно условно разделить на две толщи. Первая, простирающаяся от поверхности дна, позднеплиоцен-голоценового возраста, состоит из глин 87 и алевритистых глин с большим числом пепловых прослоев. Сейсмограммы этой части разреза характеризуются множеством коррелируемых отражений, связанных с отдельными прослоями и с интерференцией отражений от нескольких границ. Вторая толща сложена в основном диатомовыми глинами – кремнисто-глинистыми осадками, обогащенными остатками диатомей. Пепловые прослои редки. На сейсмограммах толща слабостратифицирована с небольшим числом отражений. Диатомовые комплексы второй толщи характеризуются прекрасной сохранностью, обилием и значительным таксономическим разнообразием (определено около 400 таксонов) [14]. Среди них отмечены тонкопанцирные виды, обычно плохо сохраняющиеся в осадках. Это свидетельствует как о высокой продуктивности диатомей в неогене, так и о благоприятных условиях захоронения, что предполагает минимальное искажение прижизненных комплексов и, следовательно, более или менее достоверную информацию о палеосреде. В литифицированных породах нижнего комплекса определимых остатков диатомей не обнаружено, хотя есть «следы» диатомей. Растворение органических остатков сопровождается накоплением кремния в поровых растворах переходной зоны, изменением фазового состава кремнезема и разрушением жесткого каркаса кремнистых осадков. Наблюдаются 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 40оС [21]. Мощность переходной зоны обычно меньше 10 м. Граница, на которой резко увеличивается плотность, отчетливо прослеживается на записях непрерывного сейсмического профилирования (НСП). Пористость диатомовых глин в нижнем комплексе по сравнению с верхним снижается с 78 до 57%, что соответствует уменьшению объема осадка на 49%. Насыщенная кремнием вода дренируется из толщи осадков и, очевидно, поступает в водную толщу бассейна, поддерживая генерацию кремнистых организмов. Кливаж пород способствует миграции воды. Процесс контролируется, вероятно, скоростью остывания ложа бассейна и скоростью осадконакопления. Возможно, в некоторых случаях просачивание грунтовых вод на морском дне является причиной формирования гидроакустических аномалий в водном слое акваторий окраинных морей. Исследование упругой анизотропии вулканогенно-терригенных пород Японского моря показало ее значительную изменчивость, но в целом закономерное увеличение с ростом глубины залегания отложений и их возраста. Коэффициент анизотропии скорости продольных волн в алеврито-пелитовых илах, глинистых алевритах и аргиллитах неоген-четвертичного возраста увеличивается с 0,1% в рыхлых осадках поверхности дна до 16% в литифицированных алевролитах, залегающих на глубине 600–1200 м. Для миоценовых глинистых отложений Приморского материкового склона этот показатель составляет в среднем около 5,7%. Анизотропия скорости звука в кайнозойских отложениях обусловлена несколькими причинами, роль которых определяется эпигенезом. В осадках поверхности дна анизотропия (квазианизотропия) вызвана чередованием изотропных прослоев с разными упругими свойствами (слои терригенных, биогенных, пирокластических осадков), она уменьшается по мере уплотнения отложений и гомогенизации их свойств. Исчезновения квазианизотропии можно ожидать, по-видимому, при захоронениии осадков на глубину 800–1200 м (подошва акустически стратифицированной толщи). Анизотропия, обусловленная литостатическим давлением (ориентацией глинистых частиц, гидрослюд, дискоастеров и кокколитов, дроблением фораминифер, дифференциальной кристаллизацией карбонатных наростов, прожилков и цемента), играет важную роль в отложениях глубоких горизонтов (глубина от поверхности дна более 200–400 м) и не установлена в осадках поверхности дна. Тектонические нагрузки вызывают катаклаз литифицированных пород «кристобалит-кварцевой» зоны. Здесь анизотропия связана с трещиноватостью пород. В глубоких горизонтах толщи иногда можно ожидать появления квазианизотропии, 88 обусловленной прослоями кремней, кремнистых сланцев и известняков в нелитифицированных отложениях. Таким образом, в процессе разработки геоакустической модели были учтены общие особенности геологического строения верхней части земной коры Японского и Охотского морей, уточненные для конкретного участка шельфа. В частности, выявлено, что в состав акустического фундамента Японского моря входят породы докайнозойского возраста, а также более молодые вулканиты. Акустически проницаемую толщу слагают кайнозойские осадочные породы и нелитифицированные осадки неоген-четвертичного возраста. Установлено, что во многих случаях длительному периоду (от 12–8 до 2,9–2,3 млн лет) накопления кремнистых илов предшествуют этап вулканогенно-терригенной седиментации (песчаники и гравелиты часто цементированы аутигенным кальцитом) и импульс вулканической активности. Выше по разрезу в обнажениях и скважинах происходит смена кремненакопления вулканогенно-терригенной седиментацией на рубеже 2,9–2,3 млн лет и пик вулканической активности 1,3–0,6 млн лет. Повсеместно кремнистые отложения испытали диагенез. Изменение пористости имеет два этапа. На первом этапе растворяются диатомовые остатки (процесс сопровождается трансформацией аморфного опала-А в опал-СТ), на втором развивается трещинная пористость в литифицированных и слаболитифицированных породах после преобразования опала-СТ в кварц и создания условий для свободного дренирования воды из отложений – равновесного уплотнения. Кремнистые отложения, состоящие из остатков диатомей, имеют жесткий высокопористый каркас, выдерживающий нагрузку вышележащих слоев, они характеризуются специфическим градиентом пористости и плотности с глубиной. Процентное увеличение содержания диатомей в осадке вызывает снижение плотности. Глубина положения границы рыхлых и литифицированных отложений, на которой резко изменяются все физические характеристики, определяется в модели решением уравнения теплопроводности на основании величины теплового потока и теплопроводности осадков и может быть сопоставлена с глубиной залегания сейсмической границы, отраженной на записях НСП. Бассейн зал. Посьета – это удлиненная наложенная впадина, ограниченная крутыми склонами о-ва Фуругельма на западе, хребта п-ова Гамова на северо-востоке, материковым склоном на юго-западе. Дно моря в районе гидрофизического полигона ТОИ относительно ровное (рис. 1), осложнено несколькими замкнутыми неглубокими депрессиями, протянувшимися с 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 части валов сложены грубозернистым материалом и характеризуются обычно повышенными значениями скорости звука и плотности. Расположение волн показано на схеме уклонов дна (рис. 2). Переход от белого к черному цвету на рисунке отмечает увеличение наклона. В зависимости от гидродинамических условий и состава питающих провинций гранулометрический состав донных отложений характеризуется значительной неоднородностью. С целью распространения данных редко расположенных станций литологического опробования (рис. 1) на всю площадь исследования было выполнено зондирование морского дна штатными судовыми эхолотами с рабочей частотой 12 и 100 кГц и выделены поля осадков, различающихся по коэффициенту отражения, – произведена классификация донных отложений [9, 10]. На рис. 3 показано распределение на площади исследования интенсивности донных эхосигналов частотой 100 кГц, коррелируемых с величиной акустического импеданса донных отложений, измеряемой по маршруту движения судна. Наибольшая мощность кайнозойских отложений превышает 1100 м. Слаболитифицированные осадочные породы и рыхлые осадки верхней части разреза имеют мощность 89 Рис. 1. Рельеф дна зал. Посьета в районе гидрофизического полигона ТОИ ДВО РАН, расположение станций (2005 г.) литологического опробования, измерения физических характеристик донных осадков (прямоугольники), акустического профиля (прямая линия). Геологическое строение п-ова Гамова по [13] Рис. 2. Схема уклонов дна гидрофизического полигона ТОИ ДВО РАН. Белым и черным цветом показаны минимальный и максимальный уклоны соответственно. Геологическое строение п-ова Гамова по [13] 90 около 500 м. Они представлены песчаниками, алевролитами, диатомитами, туфодиатомитами, диатомовой глиной, песком, алевритом, алевритопелитовыми и пелитовыми илами (рис. 4). Литифицированная часть осадочного чехла нижнемиоценового возраста представлена аргиллитами, алевролитами. В основании выделен базальный горизонт конгломератов, гравелитов и песчаников. Мощность литифицированной части больше 300 м. Глубина рассчитана в предположении, что скорость звука в морской воде 1500 м/с и в осадках глубина залегания границ от поверхности дна h = 127,63 t2 +747,17 t, где t – двойное время распространения сигнала от поверхности дна до отражающей границы. Фундамент сложен в прибрежной части акватории гранитоидами гамовского комплекса (γδ1P2g), осадочными породами решетниковской свиты (P1-2rs) (см. рис. 1), а на материковом склоне, по данным драгирования, вулканическими породами зайсановской свиты (Pg2? zs) (базальты, андезиты). В средней части шельфа (по результатам интерпретации гидромагнитной и гравиметрической съемок) фундамент состоит, вероятно, из пород гранитнометаморфического комплекса. Следующий этап исследований состоял в систематизации и математической формализации элементов геоакустической модели. В соответствии с общепринятыми математическими методами описания геологических и геоакустических элементов на площади исследуемого района была определена квазиравномерная сеть прямоугольных ячеек со стороной 22,05–22,40 дуговых секунд [16]. Согласно выбранной сетке построена база данных, которая включает целый набор геологических элементов: мощность слоев осадочного чехла, вещественный состав и глубину залегания фундамента и др. Каждой точке сетки приписан также набор геоакустических элементов, таких как скорость продольных и поперечных волн, Рис. 3. Маршрут движения судна в процессе эхозондирования морского дна зал. Посьета (эхолот НЭЛ3-МБ, 100 кГц), положение станций литологического опробования, отношение амплитуд первого и второго эхосигналов Рис. 4. Геолого-сейсмоакустический разрез, пересекающий бассейн зал. Посьета и материковый склон (по [5], с дополнениями). 1 – гранитоиды гамовского комплекса, 2 – песчаники, аргиллиты, алевролиты «аргиллитовой» толщи, 3 – диатомиты, туфодиатомиты, диатомовая глина, 4 – алевролиты, туфодиатомиты, диатомовая глина, 5 – алеврито-диатомовые осадки, мергели, известковые конкреции, тонкое переслаивание песка и алевритоглинистого ила с косой слоистостью в виде «бегущей волны», 6 – пески, алевриты, алевритопелитовые илы, 7 – средне-, мелкозернистые пески, алевриты, пелиты, 8 – вулканические породы зайсановской свиты, 9 – брекчия, конгломераты, гравелиты и песчаники 91 Рис. 5. Визуальное представление некоторых характеристик геоакустической модели одного из участков прибрежной зоны зал. Посьета (Vp – скорость звука, ρ – плотность). Условные обозначения см. на рис. 4 коэффициенты поглощения, плотность, глубина моря и др. Представление геоакустической модели в виде трехмерной базы данных позволяет алгоритмически последовательно выполнять любые необходимые операции для экспериментальных и теоретических гидроакустических исследований. Например, можно выбрать произвольную акустическую трассу и определить изменение акустико-океанологических параметров с необходимым разрешением по трассе, используя методы интерполяции для элементов базы данных. Для иллюстрации фрагментов созданной геоакустической модели на рис. 5 показаны характерные распределения скорости звука и плотности в осадках для типовых глубинных разрезов. Таким образом, разработанная геоакустическая модель суммирует имеющиеся геологические, геофизические, гидрологические и петрофизические данные и позволяет для заданных пространственных координат выбирать количественные значения параметров. Последующая коррекция модели может быть выполнена только в процессе решения обратных гидроакустических и сейсмических задач. При этом математическая обработка сейсмоакустических данных должна базироваться на численном моделировании процессов формирования звуковых волн в различных типах осадков. Такие исследования в настоящее время проводятся в Тихоокеанском океанологическом институте [6, 7]. В частности, были получены результаты, демонстрирующие, что геоакустические свойства приповерхностной части осадочного чехла в течение года претерпевают временные изменения: сезонные и суточные. Такие поправки важны для дальнего распространения звука, и они могут быть оценены и учтены в геоакустической модели. Описанная выше детализированная геоакустическая модель не ограничена рамками экспериментов на гидрофизическом полигоне ТОИ. Шельфы дальневосточных морей имеют общую историю геологического развития. Поэтому предложенная в работе методика позволяет последовательно формировать как детализированные модели локальных районов, так и обобщенные геоакустические модели шельфов в целом. Нет сомнений, что такие модели должны быть основой гидроакустических и сейсмических исследований мелководных морских областей дальневосточного региона. 92 ЛИТЕРАТУРА 1. Акуличев В.А., Безответных В.В., Войтенко Е.А. и др. Акустическое дистанционное измерение течений на шельфе Японского моря // Акуст. журн. 2004. Т. 50, № 5. С. 581–584. 2. Долгих Г.И., Ярощук И.О., Свининников А.И. и др. Исследования отражающих свойств донных осадков шельфа Японского моря // Сб. тр. XVI сес. РАО. Т. 2. М.: ГЕОС, 2005. С. 203–206. 3. Долгих Г.И., Чупин В.А. Экспериментальная оценка преобразования гидроакустического излучения в сейсмоакустическую волну // Акуст. журн. 2005. Т. 51, № 5. С. 628–632. 4. Кулинич Р.Г., Васильев Б.И., Строев П.А., Шевалдин Ю.В. Геолого-геофизические данные о строении шельфа и континентального склона залива Петра Великого // Вопросы геологии и геофизики окраинных морей северо-западной части Тихого океана. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1974. С. 134–143. 5. Марков Ю.Д. Южноприморский шельф Японского моря в позднем плейстоцене и голоцене. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1983. 128 с. 6. Никитенко Е.Г., Свининников А.И. Динамические параметры геоакустических моделей дна Японского моря // Строение, геодинамика и металлогения Охотского региона и прилегающих частей Северо-Западной Тихоокеанской плиты. Южно-Сахалинск: ИМГиГ ДВО РАН, 2002. Т. 2. С. 91–94. 7. Никитенко Е.Г., Пивоваров А.А., Мартынов М.Ю., Свининников А.И., Ярощук И.О. Сезонные колебания скорости звука в донных осадках залива Посьета // Сейсмоакустика переходных зон: третий всерос. симпоз., Владивосток, 1–5 сент. 2003. Владивосток, 2003. С. 77–79. 8. Рутенко А.Н. Влияние внутренних волн на распространение звука в шельфовой зоне Японского моря в разные сезоны года // Акуст. журн. 2005. Т. 51, № 4. С. 527–535. 9. Свининников А.И., Комаровский Ю.А. Исследование системы автоматической идентификации характеристик грунта на базе судовой ECDIS // Современные технологии судовождения на базе систем электронной картографии и спутниковой навигации. Владивосток: МГУ им. Г.И.Невельского, 2001. С. 38–43. 10. Свининников А.И., Кононов В.В., Цой И.Б. К вопросу о природе сейсмических границ в толще кайнозойских отложений Японского моря // II Тихоокеан. школа по морской геологии и геофизике: тез. докл. ЮжноСахалинск, 1985. С. 70–72. 11. Свининников А.И. Петрофизика западной части Тихого океана и окраинных морей востока Азии. Владивосток: Дальнаука, 2004. 279 с. 12. Свининников А.И. Плотность и скорость звука в кайнозойских вулканогенно-осадочных породах Японского моря // Новые данные по геологии западной части Тихого океана. Владивосток: ДВО РАН, 1989. С. 140–151. 13. Сясько А.А., Кутуб-Заде Т.К., Короткий А.М. Государственная геологическая карта Российской Федерации, серия Ханкайская. 2-е изд. Листы К-52-XII, К-52-XVIII, м-б 1:200 000 / ред. Коваленко С.В. Владивосток: Гл. упр. природ. ресурсов и охраны окружающей среды по Прим. краю ФГУГП, 2002. 14. Цой И.Б., Шастина В.В. Кремнистый микропланктон неогена Японского моря (диатомеи и радиолярии). Владивосток: Дальнаука, 1999. 241 с. 15. Bachman R.T. Acoustic and physical property relationships in marine sediment // J. Acoust. Soc. Am. 1985. Vol. 78. P. 616–621. 16. Bachman R.T, Schey P.W., Booth N.O., Ryan F.J. Geoacoustic databases for matched field processing: Preliminary results in shallow water off San Diego, California // J. Acoust. Soc. Am. 1996. Vol. 99. P. 2077–2085. 17. Hamilton E.L. Geoacoustic modeling of the sea floor // J. Acoust. Soc. Am. 1980. Vol. 68. P. 1313–1340. 18. Hamilton E.L. Sound velocity as a function of depth in marine sediments // J. Acoust. Soc. Am. 1985. Vol. 78. P. 1348–1355. 19. Kuramoto S., Tamaki K., Langseth M.G., Nobes D.C., Tokuyama H., Pisciotto K.A., Taira A. Can opal-A/opalCT BSR be an indicator of the thermal structure of the Yamato Basin, Japan Sea? // Proc. of the Ocean Drilling Program: Sci. Results. Vol. 127/128 (Pt 2): College Stat., TX. Wash., 1992. P. 1145–1156. 20. Svininnikov A.I. Sound velocity, density and acoustic anisotropy of rocks // Geology and Geophisics of the Japan Sea. Tokyo: Terra Sci. Publ. Comp. (Terrapub), 1996. P. 151–170. (Japan–USSR Monogr. Ser.; vol. 1). 21. Tamaki K., Pisciotto K., Allan J. et al. Proc. of the Ocean Drilling Program: Initial Rep. Vol. 127. College Stat., TХ. Wash., 1990. P. 1–844. 93
