Спиридонов Александр Викторович
Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук
|
содержание |
В более общем смысле, макросейсмика - это раздел сейсмологии, занимающийся изучением изменений на поверхности и в техносфере Земли, возникших в результате воздействия сильных землетрясений и зафиксированных в виде необратимых изменений положения и состояния самых различных объектов [Шебалин, 1985].
3.1. МЕТОДИКА ПРОВЕДЕНИЯ ПАЛЕОСЕЙСМОГЕОЛОГИЧЕСКИХ РАБОТ
3.1.1. Краткая история метода
Палеосейсмогеологический метод практически впервые был применен при составлении схемы сейсмического районирования Восточной Сибири в 1956 г. [Солоненко, 1963] и Монгольской Народной Республики в 1958 г. [Солоненко, 1959]. Еще ранее, на первых шагах изучения сейсмогеологии Прибайкальской сейсмической зоны была отмечена связь землетрясений с движениями блоков земной коры по разломам, видимым на поверхности [Солоненко, 1950].
Палеосейсмогеологический метод, то есть метод определения места, силы и повторяемости сильных (преимущественно с магнитудой более 6,5 и интенсивностью более IX баллов) землетрясений на основании картирования древних сейсмогенных структур, в нашей стране разрабатывался В. П. Солоненко, с использованием данных о сильных землетрясениях и палеосейсмодеформациях различных высокосейсмичных районов - таких, как Кавказ, Прибайкалье, северный Тянь-Шань и др. [Солоненко, 1963; 1964 а; 1964 б; 1976а; 1960; 1968 а; 1968 б; Солоненко, Тресков, и др., 1958; Солоненко, Хромовских, 1974; Солоненко, Хромовских, и др., 1971].
В 1966г. В.П. Солоненко [1966] впервые опубликовал классификацию сейсмодеформаций, учитывающую их генетические особенности. В начале 70-х гг. он создал первую шкалу определения интенсивности землетрясений на основе материалов собранных в области Прибайкалья и Станового Хребта [1970; 1974; 1975]. Шкала основана на аналогии между проявлениями древних и современных землетрясений. В 1995г. А.А. Никонов [1995 а; 1995 б] опубликовал наиболее полную на сегодняшний день классификацию палеосейсмодеформаций.
3.1.2. Теоретические предпосылки и методика сейсмогеологических исследований
Метод основан на допущении, что сильнейшие землетрясения далекого, часто доисторического прошлого оставляют на поверхности следы - палеосейсмодислокации, изучение которых позволяет составить представление о параметрах землетрясений, которые можно ожидать в данном регионе в будущем.
При этом геологическими методами непосредственно в полевых условиях изучаются достоверные геологические следы палеоземлетрясений - зафиксированные в разрезе молодых осадочных толщ нарушения, связанные с сейсмическими подвижками, специфические приразломные формации (коллювиальные клинья), захороненные ископаемые почвы и т.д. Масштаб выявляемых сейсмических нарушений и характер их смещения позволяют определять силу породивших их сейсмических событий и обосновывать механизм очагов палеоземлетрясений. Определение возраста нарушенных или ненарушенных (запечатывающих) разрывами палеопочв или других органических остатков дает возможность устанавливать период повторяемости крупных землетрясений для конкретных сейсмогенных структур определенного региона [Рогожин, 2003].
3.1.3. Критерии выделения палеосейсмодислокаций
Обосновать сейсмогенность данной дислокации - очень непростая задача, так как имеется масса образований по форме проявления сходных с сейсмогенными. Несколько легче доказать сейсмогенность крупных разрывных структур, значительно сложнее это можно сделать для вторичных сейсмодислокаций, таких как обвалы, оползни и др.
Разрывы (сбросы, сдвиги и т.д.), вышедшие из очага землетрясения на земную поверхность, В.П. Солоненко [Солоненко, 1973; Солоненко, Хромовских, 1974; Хромовских, Солоненко, и др., 1979] считал сейсмогенными, если они имели следующий набор признаков: Находились в зоне разлома, обновленного в кайнозое, или в пределах активно развивающейся морфоструктуры. Пересекали и разрывали древние и четвертичные породы, а также элементы современного рельефа: долины ручьев, сухие распадки, водораздельные гребни, конусы выноса и террасовые комплексы. Поднятые крылья взбросов и сбросов образовывали в разорванных долинах водотоков тектонические дамбы, подпруживающие водотоки. Нередко уклоны русел таких водотоков достигали 45o. На сейсмогенность сдвигов в таких случаях указывала разорванная эрозионная сеть с четко сдвинутыми по горизонтали отрезками русел ручьев (в том числе временных), еще не приспособившихся к новым условиям [Солоненко, 1973 а; 1976 б]. На поднятых крыльях разрывов сохранялись тектонические зеркала со штрихами и бороздами скольжения, по которым восстанавливался механизм сейсмогенной подвижки. Поля сейсмогенных разрывов сопровождались крупными обвалами и оползнями, в том числе скальными. При землетрясениях с М > 6,5 на Кавказе площадь, поражаемая такими сейсмогравитационными смещениями, не менее 80-100 км2. По наблюдениям В.П. Солоненко [Хромовских, Солоненко, и др., 1979] на территории Кавказа площадная пораженность склонов обвалами и оползнями наблюдается только в районах сейсмоструктур, обычно в плейстосейстовой зоне (зона, ограниченная изосейстами максимальных баллов.)
Для вторичных сейсмодислокаций четких и однозначных признаков их сейсмогенности практически не существует. Кроме того, в каждом отдельном районе могут проявляться признаки характерные только для данной геологической обстановки. Они могут быть связанны с уникальным литологическим и тектоническим строением, геоморфологическим положением и другими особенностями района.
3.1.4. Определение магнитуд древних землетрясений
Определение магнитуд землетрясений по палеосейсмодислокациям является одним из наиболее спорных вопросов. В данной работе используются формулы из работы [Wells, Coppersmith, 1994]. Они рассматривают соотношения длин, смещений и других параметров сейсмодислокаций к магнитудам породивших их событий. Автором были использованы соотношения магнитуд к смещениям по разрывным нарушениям и длинам сейсмогенерирующих разломов:
 ,
где p - параметр дислокации (длина или максимальное смещение), а а и b - коэффициенты из таблицы.
| Таблица 2.
Коэффициенты а и b для расчета магнитуд [Wells, Coppersmith, 1994]
тип разрывного нарушения |
| по длине разрывного нарушения (l) | по максимальному смещению (d) |
| a | b | a | b |
| сдвиг | 5,16 | 1,12 | 6,81 | 0,78 |
| взброс | 5,0 | 1,22 | 6,52 | 0,44 |
| сброс | 4,86 | 1,32 | 6,61 | 0,71 |
| все типы (неустановленные) | 5,08 | 1,16 | 6,69 | 0,74 |
Для сравнения использовались еще расчеты магнитуд по уравнению регрессии [Хромовских, Обухова, 1989] для платформенных областей:
| М = 5,82 + 1,1 lg L, где L - длина разрыва в м. |
Нетрудно заметить, что от формулы из работы [Wells, Coppersmith, 1994] результат будет не сильно отличаться. Автор решил использовать более позднюю работу.
3.1.5 Определение возраста древних землетрясений
Для определения возраста могут быть использованы следующие методы и приемы: археологический, дендрохронологический, лихенометрический, радиоуглеродный, палеонтологический, геоморфологический, структурно-фациальный, экзодинамический (по скоростям врезания водотоков и скоростям накопления осадков в сейсмогенных рвах). Эти методы предполагают хорошую стратификацию разрезов, достаточно уверенную датировку возрастов поверхностей выравнивания и других форм рельефа, что невозможно без проведения большого объема биостратиграфических и геоморфологических исследований.
Выделение и датировка локальных палеосейсмодеформаций на Кольском полуострове сопряжены с определенными трудностями, которые связаны с геологическим строением региона. Территория Балтийского щита является областью развития послеледникового рельефа. Большое количество территории покрыто ледниковыми четвертичными отложениями средней мощностью 3-5 м, на других участках виден только маломощный чехол голоценовых отложений, а на 25% территории рыхлые отложения отсутствуют вовсе. Полностью территория региона освободилась ото льда 10 тыс. лет назад. Таким образом, изучению могут быть подвержены сейсмодеформации только поздне- и послеледникового времени. Более ранние образования погребены под ледниковым покровом. Наиболее хорошо сохранившиеся локальные палеосейсмодеформации наблюдаются на участках, лишенных покрова рыхлых отложений, с относительно расчлененным рельефом и сложенных коренными породами. Для этих деформаций датировки возможны только весьма приблизительные: до- или послеледниковые. В пределах Фенноскандии наблюдаются локальные сейсмодеформации и в рыхлых отложениях. Они отмечены на Карельском перешейке [Никонов, Белоусов и др., 2001; Лукашов, 2004], в Швеции и Финляндии [Morner, 1997 и др.]. В Мурманской области на площадях, перекрытых четвертичными отложениями, наблюдаются многочисленные гляциодислокации, которые часто практически неотличимы от сейсмогенных образований. Значительные трудности возникают при установлении возраста палеосейсмодеформаций, часто при определении возраста приходится использовать косвенные данные и ограничиваться констатацией факта, что образование сейсмодеформации произошло не ранее такого-то времени.
3.1.6. Принципы локализации эпицентральных областей древних землетрясений
Для локализации эпицентров и оценки интенсивности предпочтительны сейсмотектонические образования. Реконструкция эпицентральных зон сильных землетрясений прошлого по сейсмотектоническим образованиям основывается на факте возникновения поверхностных разрывов при известных сильных землетрясениях только в пределах эпицентральных зон [Никонов, Лебедев, 1989; Солоненко, 1975; Хромовских, Солоненко, и др. 1979].
Этот тип палеосейсмодислокаций дает возможность не только локализовать эпицентральные зоны сильных землетрясений, но и определить пространственную ориентацию (вытянутость) изосейст высоких баллов и очага [Богатиков, Рогожин и др., 2002]. В наиболее благоприятных случаях, когда разрыв выражен на поверхности, можно восстанавливать и характер подвижки в очаге.
3.1.7. Возможности и ограничения реконструкции древних землетрясений
Можно утверждать, что в настоящем своем виде палеосейсмогеологический метод дает возможность уточнять характеристики эпицентральных и очаговых зон, определять в благоприятных случаях механизм очагов, возраст землетрясений и оценивать их повторяемость, проводить сейсмотектонические сопоставления, выявлять и уточнять главные закономерности возникновения сильных землетрясений.
Вместе с тем метод имеет пока и серьезные ограничения и трудности. Как правило, невозможно выявить и определить параметры землетрясений с магнитудой меньше 6-6,5. Даже при сплошном обследовании какой-либо территории трудно рассчитывать на получение сведений обо всех сильных (М > 6,5) землетрясениях в течение, скажем, 10 тысяч лет, так как не все сильные землетрясения порождают дислокации на поверхности и часть последних может не сохраниться. Даже новые и усовершенствованные способы датировок позволяют определять время прошлых землетрясений с точностью не выше 10-20%. Наконец, не определяется глубина гипоцентров коровых землетрясений, а промежуточные и глубокофокусные землетрясения вообще не поддаются выявлению [Никонов, 1995 а].
3.2. КЛАССИФИКАЦИЯ СЕЙСМОДИСЛОКАЦИЙ
Наиболее полная и фундаментальная классификация палео-сейсмодислокаций создана В.П.Солоненко в 1966 году [1966]. Она значительно доработана и дополнена А.А.Никоновым [1995 а; 1995 б].
По генетическим особенностям Солоненко [1966, 1970] выделяет сейсмотектонические, гравитационно-сейсмотектонические и сейсмогравитационные деформации.
А. А. Никонов [1995 а, 1995 б] предлагает дополнить классификацию В.П. Солоненко [1966, 1970] четырьмя новыми группами: деформации встряхивания, сейсмогидродинамические, сейсмодинамические деформации и деформации выброса (наброса). Эти явления встречаются часто, а отнесение их к одной из уже существующих групп может вызвать затруднение.
В практике палеосейсмогеологических исследований часто возникают определенные трудности при отнесении палеосейсмодислокации к тому или иному типу, в особенности это относится к выделению гравитационно-сейсмотектонических структур. Поэтому в качестве компромиссного варианта, в данной работе, используется предложение Г.П. Горшкова [1984] о разделении сейсмодислокаций на две группы: на первичные (сейсмотектонические) деформации, непосредственно отражающие подвижку в очаге землетрясения, и вторичные (сейсмогравитационные, сейсмовибрационные), являющиеся следствием сотрясения земли и возникшие в результате действия других геологических процессов (преимущественно гравитационных), спровоцированных сейсмическим толчком.
 3.3. ВОССТАНОВЛЕНИЕ ФОКАЛЬНЫХ МЕХАНИЗМОВ ОЧАГОВ ПАЛЕОЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
Фокальные механизмы возможно восстановить в случае обнаружения первичных палеосейсмодислокаций. По замерам элементов залегания стенки сбросового уступа, сместителя или расседания восстанавливается одна из нодальных плоскостей. Вторую нодальную плоскость и вектор смещения можно восстановить несколькими способами: по бороздам скольжения; по массовым замерам трещиноватости; по сопряженным стенкам дислокаций; по другим косвенным данным. Большинство этих алгоритмов неоднократно описано, начиная с классической монографии М.В. Гзовского [1975]. Рассмотрим подробнее восстановление фокальных механизмов по сопряженным стенкам дислокаций.
Сопряженные стенки дислокации удается найти далеко не всегда, но достаточно часто. Проблема состоит в соотнесении возникновения тех или иных дислокаций по времени, т.е. в выделении именно сопряженных, одновозрастных стенок. Доказательством сопряженности можно считать их закономерное повторение на протяжении дислокации или закономерную ориентировку их друг относительно друга [Гзовский, 1975 и др.].
Когда с большой степенью вероятности стенки дислокации можно считать сопряженными, то одна из них будет представлять собой одну из нодальных плоскостей, а другая - дополнительную плоскость. Плоскость, перпендикулярная к обоим вышеприведенным, является второй нодальной (рис. 2). В качестве нодальной выбирается плоскость, совпадающая с простиранием самой дислокации (либо сейсмогенерирующего разрывного нарушения). Вопрос о квадрантах сжатия и растяжения решается путем сопоставления положения смещенных блоков до и после деформации. Точной ориентировки вектора смещения такой метод не покажет, но квадранты определяются однозначно. Квадрант, в который была направлена сейсмогенная подвижка скального блока, и противолежащий ему являются областями сжатия, а оставшиеся - растяжения [Спиридонов, 2007].
Дополнительные косвенные данные могут быть весьма разнообразными. Так, например, образование глинок трения вдоль некоей поверхности может свидетельствовать об однозначном нахождении нодальной плоскости. Подворот слоистости или грубообломочного материала, а также валы выпирания показывают направление перемещения по разлому и т.д.
|
