авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 8 | 9 ||

«Сибирское отделение Российской академии наук Институт земной коры Иркутский государственный университет Siberian Branch of the Russian Academy of ...»

-- [ Страница 10 ] --

Мордвинова В.В., Винник Л.П., Косарев Г.Л., Треусов А.В., Орешин С.И., Артемьев А.А. Телесейсмическая томография и тонкая скоростная структура в Восточной Сибири и Центральной Азии по телесейсмическим записям объемных волн // Актуальные вопросы современной геодинамики Центральной Азии. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2005. С. 64–89.

Мордвинова В.В., Треусов А.В., Шарова Е.В., Ананьин Л.В. Телесейсмическая Р томография на юге Сибири и в Монголии // Геодинамическая эволюция литосферы ЦАПП:

Материалы научного совещания. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2009. Т. 2. C. 25–27.

Парфеевец А.В., Саньков В.А. Напряженное состояние земной коры и геодинамика юго-западной части Байкальской рифтовой системы. Новосибирск: Акад. изд-во «Гео», 2006.

151 с.

Попов А.М., Киселев А.И., Лепина С.В. Магнитотеллурические исследования в Прибайкалье, глубинное строение и механизм рифтогенеза // Геология и геофизика. 1991. № 4.

С. 106–117.

Флоренсов Н.А. Мезозойские и кайнозойские впадины Прибайкалья. М.–Л.: Изд-во АН СССР, 1960. 258 с.

Bijwaard H., Spakman W., Engdal E.R. Closing the gap between regional and global travel time tomography // J. Geophys. Res. 1998. V. 103 (B12). P. 30055–30078.

Koulakov I., Bushenkova N. Upper mantle structure beneath the Siberian craton and surrounding areas based on regional tomographic inversion of P and PP travel times // Tectonophysics.

2010. V. 486. P. 81–100.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Morgan W.J. Deep mantle convection plumes and plate motions // Amer. Assoc. Petrol. Geol.

Bull. 1972. V. 56. P. 203–212.

Pisarevsky S.A., Gladkochub D.P., Donskaya T.A., Waele B.De, Mazukabzov A.M.

Palaeomagnetism and geochronology of mafic dykes in south Siberia, Russia: the first precisely dated Early Permian palaeomagnetic pole from the Siberian craton // Geophys. J. Int. 2006. 167. P. 649–658.

Priestley K., Debayle C., McKenzie D., Pilidou S. Upper mantle structure of eastern Asia from multimode surface waveform tomography // J. Geophys. Res. 2006. V. 111. B10304.

doi:10.1029/2005JB004082.

Sloan R.A., Jackson J.A., McKenzie D., Priestley K. Earthquake depth distributions in central Asia, and their relations with lithosphere thickness, shortening and extension // Geophys. J. Int. 2011.

V. 185 (1). P. 1–29.

Yanovskaya T.B., Kozhevnikov V.M. 3D S–wave velocity pattern in the upper mantle beneath the continent of Asia from Rayleigh wave data // Phys. Earth Planet. Inter. 2003. V. 138. P. 263–278.

MECHANISM OF THE BAIKAL RIFTING FROM SEISMIC DATA ON DEEP STRUCTURE V.V. Mordvinova Institute of the Earth’s Crust, SB RAS, Irkutsk, Russia, mordv@crust.irk.ru ТЕКТОНИЧЕСКОЕ «КОРОТКОЕ ЗАМЫКАНИЕ» СУБГОРИЗОНТАЛЬНЫХ ФЛЮИДОНАСЫЩЕННЫХ ТЕЛ КАК ВОЗМОЖНЫЙ МЕХАНИЗМ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ А.М. Нечаев Географический факультет Московского государственного университета им. М.В. Ломоносова, Москва, Россия Землетрясение – одно из самых грозных и загадочных явлений природы. Его разрушительные последствия очевидны для всех, так как «лежат на поверхности», но «корни» страшных событий спрятаны глубоко под землей. Землетрясение является неотъемлемой частью рифтогенеза как геотектонического процесса. Можно сказать, что они генетически связаны друг с другом. Но физический механизм землетрясения, так же как и его движущие силы, пока не установлен. Традиционные представления целиком основаны на механистическом подходе и теории упругости: тектонические напряжения, достигающие предела прочности пород, приводят к образованию разломов, трещин, подвижек и т.д. (Соболев, Пономарев, 2003). Однако этот механизм не способен дать ясную физическую интерпретацию всему разнообразию фактов и закономерностей, присущих землетрясениям и их непременным атрибутам, таким как форшоки и афтершоки.

Традиционным является также представление о том, что флюиды в сейсмических зонах, играя роль своеобразной «смазки» внутри разломов и трещин, могут снижать силу взаимного трения блоков и пороговое значение напряжений, приводящих к подвижкам и землетрясению.

Под флюидом мы подразумеваем жидкую или газообразную субстанцию, находящуюся в толще Земли при соответствующих давлениях и температуре. К флюидам, таким образом, можно отнести самые различные природные вещества, в том числе магму, воду в виде жидкости или пара, а также горючие газы водород и метан.

Летучие флюиды – это те, которые находятся в газообразном состоянии или могут перейти в него при снижении давления.

236 Иркутск, 20–23 августа _ Возможность нестандартного влияния глубинных флюидов на возникновение и развитие землетрясения рассматривалась в ряде работ (Gold, Soter, 1984/85;

Киссин, 2009). Описан механизм вертикального подъема флюидной области в верхние слои коры, в зону низких давлений (Gold, Soter, 1984/85). Избыточное давление флюида, таким образом, способно вспарывать трещины, продвигаясь по ним вверх вплоть до поверхности земли. Авторы (Gold, Soter, 1984/85) приводят многочисленные свидетельства эмиссии различных газов перед землетрясениями и во время них, что в ряде случаев оказывалось более достоверным предвестником главного удара, чем трудно фиксируемое усиление напряженного состояния коры.

В нашем сообщении мы будем исходить из представлений о флюидных системах, сформулированных в работе (Киссин, 2009), и воспользуемся понятием субгоризонтального флюидонасыщенного тела (СГФТ), которое определим для себя как некий замкнутый объем V, содержащий газообразный флюид (СГФТ может иметь внутри себя и жидкую фазу, но для простоты будем считать последнюю отсутствующей). Вертикальный размер СГФТ (средняя толщина h) намного меньше ее поперечных размеров: V~ hS, где S – сечение СГФТ. Породы, заполняющие СГФТ, должны быть проницаемыми (пористыми), для того чтобы давление флюида устанавливалось одинаковым по объему. Как известно, состояние флюида, находящегося в закритическом состоянии, удовлетворяет с хорошей точностью уравнению идеального газа. Следовательно, давление флюида можно оценивать по формуле:

M (t ) p RT, (1) V где M(t) – масса флюида, которая может меняться со временем, R – универсальная газовая постоянная флюида, Т – температура.

СГФТ размещается на глубине H, предположительно там, где присутствует непроницаемый для флюида слой, создающий ряд ловушек или покрышек.

Образование подобных СГФТ может происходить в соответствии с механизмом подъема субвертикальных флюидных областей, описанным в (Gold, Soter, 1984/85).

Избыточное давление флюида расширяет и удлиняет микротрещину, а разность литостатических давлений между верхом флюидной области и ее низом продвигает всю флюидную область вверх (в сущности, она «всплывает» как некий снаряд), до тех пор, пока не достигнет преграды – непроницаемого слоя на глубине H.

В принципе, давление внутри стабильной СГФТ должно стремиться к литостатическому gH, где – средняя плотность коры. Избыточное или недостаточное давление флюида будет компенсироваться изменением объема СГФТ за счет микроразрушений. Таким образом, в соответствии с (Gold, Soter, 1984/85) мы предполагаем, что формирование СГФТ происходит за счет аккумуляции флюида при его подъеме из областей верхней мантии или при химических преобразованиях породы (например, дегидратации).

Для СГФТ должна существовать еще одна механическая характеристика: предел прочности Pstr (предельное вертикальное давление на кровлю), при котором происходит разрушение («схлопывание») СГФТ. Если Pstr gH, то разрушения СГФТ не происходит, даже если в ней вакуум. Если Pstr gH, то СФГТ сохраняет целостность за счет давления флюида p, пока gH p Pstr или p gH Pstr. При давлении флюида меньшем, чем ( gH Pstr ), происходит обрушение кровли СГФТ и возможный сброс вышележащего блока на глубину h, если это позволяет существующая в данный момент система трещин. В сущности, это и есть сейсмический Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ удар. Максимально возможная энергия этого удара будет, очевидно, равна (при свободном падении блока) величине ghHS, представляющей собой потенциальную энергию блока, находящегося над СГФТ. Эта энергия (за вычетом работы на трение) преобразуется сначала в кинетическую энергию, затем в энергию удара при торможении и далее в энергию сейсмических волн.

Каким образом может быть осуществлен сброс давления в СГФТ? Это произойдет, если некая трещина, совокупность трещин или разлом соединит это СГФТ с поверхностью Земли или с другим СГФТ, находящимся на существенно меньшей глубине и при соответственно меньшем давлении. Подобное «короткое замыкание»

может иметь место в зонах тектонического напряжения – зонах субдукции, серпентинизации, рифтогенеза – везде, где кора подвергается механическому сжатию или растяжению.

Рассмотрим ход предполагаемого землетрясения на примере двух СГФТ, расположенных на разных уровнях (рис. 1).

Рис. 1. Условное изображение двух СГФТ на разных глубинах. Тектонические трещины соединяют («замыкают») их между собой и (или) с поверхностью Земли.

_ Давление в каждом СГФТ равно литостатическому, с другой стороны, оно должно удовлетворять уравнению состояния (1). При возникновении трещины, соединяющей СГФТ, происходит перераспределение давления в соответствии с параметрами каждого СГФТ и гидродинамическим условиями всей системы «СГФТ трещина». Среднее давление p3, которое будет устанавливаться в обоих СГФТ, определяется их параметрами и прежде всего объемами и уровнями залегания.

Например, при V2 V1 (что вполне вероятно с учетом глубин залегания) результирующее давление можно оценить по формуле:

V p3 gH 2 gH1 1 (2) V (мы не учитываем разницу температур и гидростатическое давление флюида в трещине). Если уменьшение давления в СГФT1 достигнет предела прочности, то произойдет обрушение блока I (рис. 1). Если увеличение давления в СГФТ2 достигнет своего предела прочности, то произойдет взброс блока II. Если вторичная система 238 Иркутск, 20–23 августа _ трещин II (рис. 1) приведет к контакту СГФТ2 с атмосферой, то после взброса может произойти обратное падение блока II, так как давление в СГФТ2 станет равным атмосферному. Описанное выше обрушение блока I можно отнести к моменту главного удара. Вскрытие трещин в зоне I, соответствующие сейсмические толчки, перекачку флюида из СГФТ1 в СГФТ2 (поскольку этот процесс идет под давлением в узких трещинах, он может сопровождаться гулом) разумно рассматривать как форшоковые события. При обрушении блоков I и II происходит инжекция флюида (он может находиться в закритическом состоянии) внутрь всей системы трещин и активизация тех СГФТ, которые оказались в зоне «короткого замыкания», то есть в сейсмическом очаге.

Уменьшение температуры флюида при его адиабатическом расширении, а также его выход в зону более низких температур запускают процесс конденсации флюида с соответствующим падением давления насыщенных паров. Это может служить причиной разнообразных афтершоковых проявлений. Особенности процесса землетрясения в модельной структуре рис. 1 демонстрирует качественный вид зависимости от времени давления в двух СГФТ (рис. 2).

Рис. 2. Зависимость от времени давления флюида в двух СГФТ (рис. 1), замкнутых тектонической трещиной. Pstr – значения предельного давления флюида, при котором происходит обрушение или взброс блоков в соответствующих СГФТ _ В момент t 0 начинается образование тектонических трещин в породе. t for – это момент «короткого замыкания» флюидных областей одной или несколькими трещинами. Начинается перераспределение давления между СГФТ и соответствующий отсчет форшоковых событий. В момент t main давление на СГФТ1 достигает предела прочности и происходит обрушение блока I. Это момент главного удара. Давление в СГФТ2 продолжает расти, этот процесс может усилиться после обрушения СГФТ1 и инжекции флюида из СГФТ1 через систему трещин внутрь СГФТ2 (скачок на кривой p2 ). Если давление внутри СГФТ2 достигает своего предела прочности (момент taft ), происходит взброс блока II и начало афтершоковых событий, которые могут продолжаться, пока поле давления в системе трещин и СГФТ не придет в равновесное состояние. Длительность афтершоков будет зависеть от протяженности и параметров системы трещин, по которым происходит перекачка флюида. Таким образом, подготовка землетрясения, с нашей точки зрения, включает в себя два процесса:

накопление флюидов в виде СГФТ на разных глубинах и накопление тектонических напряжений в соответствующей системе блоков. Вскрытие трещин и замыкание нескольких СГФТ – необходимое условие землетрясения. Разрушение СГФТ – Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ достаточное условие. Сила землетрясения зависит от того, какие СГФТ и на каких глубинах задействованы в процессе их «короткого замыкания». Магнитуда главного удара землетрясения должна определяться параметрами H, h, S, T, R наиболее глубокой СГФТ и размерами обрушившегося блока.

Список литературы Киссин И.Г. Флюиды в земной коре. М.: Наука, 2009. 328 с.

Соболев Г.А., Пономарев А.В. Физика землетрясений и предвестники. М.: Наука, 2003.

270 с.

Gold T., Soter S. Fluid ascent through the solid lithosphere and its relation to earthquakes // PAGEOP. 1984/85. V. 122. P. 492–522.

TECTONIC “SHORT CIRCUIT” OF SUBHORIZONTAL FLUID-SATURATED BODIES AS POSSIBLE MECHANISM OF EARTHQUAKE A.M. Nechaev Geographic Faculty of Lomonosov Moscow State University, Moscow, Russia ОСОБЕННОСТИ МИОЦЕНОВОГО ЭТАПА РАЗВИТИЯ БАССЕЙНОВ ТАТАРСКОГО ПРОЛИВА А.Е. Нечаюк Дальневосточный геологический институт ДВО РАН, Владивосток, Россия, alexvlad@inbox.ru Татарский пролив, отделяющий о. Сахалин от материка, протягивается в меридиональном направлении на 700 км, соединяясь на севере с Амурским лиманом через пролив Невельского и раскрываясь на юг в глубоководную котловину Японского моря. Западное, материковое, побережье сложено преимущественно слабо дислоцированными третичными, значительно реже – верхнемеловыми вулканитами среднего и основного состава. Вдоль прилегающей к проливу части о. Сахалин в пределах так называемого Западно-Сахалинского прогиба обнажены в той или иной мере дислоцированные терригенные, а на локальных участках – и вулканогенные образования позднего мела, палеогена и неогена (Геологическая карта…, 1969). Эти же образования прослеживаются и западнее, в основании пролива. Восточной границей Западно-Сахалинского прогиба является зона Тымь-Поронайского разлома также меридионального простирания (Рождественский, 1997).

В 80-е годы для оценки перспектив нефтегазоносности акватории пролива выполнен значительный объем геофизических, в первую очередь сейсморазведочных, работ с заверкой отдельными скважинами выявленных перспективных структур (Жаров и др., 2004). Крупные месторождения, однако, не были выявлены, и исследования практически прекратились, хотя в ряде структур и были обнаружены прямые признаки нефтегазоносности. Вопрос о перспективах пролива в отношении углеводородного сырья остался, таким образом, открытым. Во многом остались неясными также характер и роль перемещений вдоль крупных разрывных зон меридионального простирания в отдельные периоды формирования как бассейновых впадин пролива, так и современной структуры западного побережья о. Сахалин.

В предлагаемом сообщении приведены результаты анализа накопленных данных об особенностях миоценового этапа развития бассейнов Татарского пролива, cведенные в (Жаров и др., 2004), а также полученных автором материалов по строению и 240 Иркутск, 20–23 августа _ тектоническим деформациям позднемеловых и кайнозойских комплексов западного побережья о. Сахалин.

В пределах Татарского пролива выделяется три бассейновые впадины (с севера на юг) – Северо-Татарская, Южно-Татарская и Исикари-Западно-Сахалинская (Жаров и др., 2004) (рис. 1). В структурном отношении это грабены (или системы грабенов) в целом северо-восточного простирания, в пределах которых акустический фундамент, представленный, по (Жаров и др., 2004), позднемеловыми и палеоценовыми Рис. 1. Осадочные бассейны и структурные элементы Татарского пролива (А) и геологическая карта северной части Западно-Сахалинского террейна (Б). Цифры в кружках: 1 – восточное обрамление Северо-Татарского бассейна. Верхнедуйская свита (N1) перекрывает эоцен-раннемиоценовые образования;

2 – область залегания верхнедуйской свиты (N1) непосредственно на породах позднемелового фундамента.

_ образованиями, опущен на глубины 5–9 км. Вблизи краевых частей впадин происходит резкое сокращение мощности (до полного выклинивания отдельных горизонтов) заполняющих впадины эоцен-четвертичных образований. Это является прямым указанием на то, что формирование грабенов и их заполнение происходили одновременно, в течение всего послепалеоценового времени. Осложняющими Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ элементами впадин являются внутрибассейновые горсты и грабены, а также конседиментационные и постседиментационные приразломные складки.

Впадины разделены Совгаванско-Красногорским и Пионерским поднятиями, вытянутыми в северо-восточном направлении. Здесь либо эоцен-олигоценовые и миоценовые отложения отсутствуют полностью, либо установлены их минимальные (до первых сотен метров) мощности.

Рис. 2. Характер контакта среднемиоценовых пород и образований позднего мела в районе пос. Хоэ. А – стратиграфическое и Б – угловое несогласия;

В – стратиграфические колонки восточного борта Северо-Татарского бассейна и района пос. Мгачи и г. Александровск-Сахалинский.

_ 242 Иркутск, 20–23 августа _ Для анализа особенностей миоценового этапа развития бассейнов Татарского пролива были собраны и проанализированы геологические карты масштаба 1:50 000 и 200 000 и объяснительные записки к ним для районов г. Александровск-Сахалинский и побережья Татарского пролива от пос. Хоэ на севере до пос. Дуэ на юге, а также опубликованные материалы, касающиеся Мгачинского и Александровского месторождений бурого угля. Также были проведены структурные исследования на обнажениях вдоль побережья Татарского пролива и на действующих угольных разрезах Мгачинского месторождения. Обследованы врезанные в поля развития верхнего мела грабены и полуграбены, выполненные среднемиоценовыми угленосными отложениями.

Установлено, что в этих грабенах и полуграбенах среднемиоценовые отложения (верхнедуйская свита) залегают непосредственно на породах позднемелового фундамента, причем порою без ярко выраженного углового несогласия. Контакты верхнего мела и среднего миоцена наблюдались в обнажениях вдоль побережья Татарского пролива у пос. Хоэ (рис. 2). Примечательно, что по составу и мощностям описываемая верхнедуйская свита не отличается от таковой, надстраивающей разрез эоцен-миоценовых образований вдоль Татарского пролива у пос. Дуэ и южнее.

Получается, что в период с палеогена до раннего миоцена область накопления захватывала не всю северную часть Западно-Сахалинского террейна, а только зону, непосредственно примыкающую к Татарскому проливу. В указанный период располагающаяся к востоку область развития меловых пород шириной 10–20 км и протяженностью 140 км являлась зоной размыва. А в среднем миоцене произошла активизация погружения палеобассейна и в это погружение были вовлечены его бортовые части, являвшиеся до этого областью размыва. Примечательно, что время этой активизации (14–16 млн лет назад) полностью соответствует времени главной фазы раскрытия Японского моря (15 млн лет назад, Otofudji et al., 1985;

Otofudji, 1996;

и др.). Выявление этого этапа активизации погружения палеобассейна позволяет предполагать наличие среднемиоценовых грабенов, залегающих на меловых отложениях и в других частях Западно-Сахалинского террейна.

Список литературы Геологическая карта о. Сахалин. 1:1 000 000. М.: Недра, 1969.

Жаров А.Э., Кириллова Г.Л., Маргулис Л.С., Чуйко Л.С., Куделькин В.В., Варнавский В.Г., Гагаев В.Н. Геология, геодинамика и перпективы нефтегазоносности осадочных бассейнов Татарского пролива. Владивосток: Дальнаука, 2004. 220 с.

Рождественский В.С. Роль сдвигов в формировании структуры Сахалина и месторождений углеводородов и рудоносных зон // Геодинамика литосферы зоны сочленения Тихого океана с Евразией. Т. 1. Геология и геодинамика Сихотэ-Алинской и Хоккайдо Сахалинской складчатых областей. Южно-Сахалинск: ИМГиГ, 1997. С. 80–109.

Otofudji Y. Large tectonic movement of the Japan Arc in Late Cemozoic time inferred from paleomagnetism: reviev and synthesis // The Island Arc. 1996. V. 5. P. 229–249.

Otofudji Y., Matsuda T., Nohda S. Opening mode of the Japan Sea inferred from the paleomagnetism of the Japan arc // Nature. 1985. V. 317. P. 603–604.

PARTICULAR QUALITIES OF THE MIOCENE STAGE IN THE BASINS OF THE TATAR STRAIT A.E. Nechayuk Far East Geological Institute, FEB RAS, Vladivostok, Russia, alexvlad@inbox.ru Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ БАРГУЗИНСКАЯ ВЕТВЬ БАЙКАЛЬСКОЙ РИФТОВОЙ СИСТЕМЫ КАК СЕЙСМОГЕНЕРИРУЮЩАЯ СТРУКТУРА С ВЫСОКИМ ПОТЕНЦИАЛОМ:

НОВЫЕ РЕШЕНИЯ А.А. Никонов Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН, Москва, Россия, nikonov@ifz.ru Баргузинская ветвь Байкальской рифтовой системы (БРС) является крупнейшей по размерам после самой Байкальской впадины. Ее высокая тектоническая активность, согласно многочисленным исследованиям (Сейсмотектоника…, 1968;

Чипизубов и др., 2000, 2007, 2011;

Лунина и др., 2009а, 2009б, 2010), ныне не вызывает сомнения. Как и для каждого сейсмоопасного региона, вопрос о Mmax и возможной повторяемости событий с М 7.5 здесь стоит особо. Этот императив вытекает уже из того факта, что известные в БРС мощнейшие землетрясения – Цаганское, 1862 г., М = 7.5 ± 0.3, Муйское 1957 г., М = 7.6 ± 0.3, Могодское 1967 г., М = 7.8 ± 0.2, – возникли на участках прежнего длительного сейсмического «молчания» («затишья») и оказались неожиданными.

До сих пор Баргузинская впадина, однако, не вызывала особых опасений специалистов в отношении возможности возникновения в ней очагов сильных землетрясений. К опасениям не побуждала ни современная, более чем умеренная сейсмичность, ни события исторического прошлого. Действительно ли она столь безопасна в отличие от всех других, даже гораздо меньших, признаваемых опасными впадин в БРС?

Рассматриваются и оцениваются следующие группы опубликованных сведений по Баргузинской ветви БРС: морфология впадины, геологическая структура, тектоническая активность, поле напряжений, сведения о палеоземлетрясениях по палеосейсмодеформациям. Основные материалы и аргументы в пользу оценки сейсмического потенциала Баргузинского рифта как высокого (в долговременном аспекте) укладываются в две группы. Во-первых, это геолого-структурные реалии и, во-вторых, результаты палеосейсмогеологических исследований сотрудников ИЗК СО РАН. Совершенно ясно, что Баргузинский рифт (грабен) – это крупнейшая после самой Байкальской глубинная структура в поле горизонтального растяжения СЗ-ЮВ.

По бортам она ограничена крупными, продольными зонами разломов. Наиболее мощная из них по СЗ ограничению впадины состоит из трех секторов-кулис. Главные результаты палеосейсмогеологических исследований сибирских коллег в Баргузинском рифте (Чипизубов и др., 2000, 2007, 2011;

Лунина и др., 2009б, 2010) можно формулировать следующим образом: а) крупные сейсмодеформации обнаружены вдоль всей зоны Баргузинского разлома;

б) ныне подробно изучено более шести участков, в части из них выявлены по две (или более) генерации;

в) оценки магнитуды палеоземлетрясений даны в пределах М 7–7.5–8;

г) время проявления главных палеосейсмодеформаций определено в пределах 9.0–3.7 тыс. лет назад, средний период повторения 2 тыс. лет. Без сомнения, вся зона активна, обладает высоким сейсмическим потенциалом, в ней установлено многократное вдоль всего главного Баргузинского разлома возникновение высокомагнитудных землетрясений (М = 7–8), Вместе с тем сейсмическая активность в Баргузинской впадине поразительно низка, в отличие от других секторов (геолого-структурных единиц) БРС. Не только в инструментальный период за 50–60 лет, но и за исторический – за 250 лет – здесь известно всего два землетрясения с М = 5.5 и несколько с М5. Здесь, таким образом, выявляется серьезное несоответствие между очень вялой текущей сейсмичностью и 244 Иркутск, 20–23 августа _ комплексом сейсмогеологических, включая палеосейсмогеологические, данных.


Сейсмическая активность в Баргузинской впадине поразительно низка, в отличие от других секторов (геолого-структурных единиц) БРС. На это несоответствие специального внимания не обращено, но ситуация требует особого рассмотрения. Как расценивать столь длительное сейсмическое спокойствие, – как имманентное свойство среды и сейсмического режима района или как временное сейсмическое спокойствие?

Как дефицит событий за тысячелетия? Или дефицит знаний? Действительно ли высокомагнитудные события во впадине могут возникать с интервалом в тысячелетия или с гораздо более короткими промежутками?

Недавнее специальное исследование представительности сейсмических данных для составления регионального графика повторяемости землетрясений в регионе (Ключевский и др., 2012) выявило такие неопределенности в хвостовой части графика, что оценивать Мmax и вероятные интервалы повторения высокомагнитудных событий этим способом в отдельных структурных элементах БРС малопродуктивно. Ввиду длительного сейсмического спокойствия в районе пользоваться графиком повторяемости в прогностических оценках нецелесообразно, возможно даже опасно.

Остаются натурные исследования. Не дожидаясь будущих палеосейсмогеологических исследований сибирских коллег, целенаправленных и детальных, автор предпринял специальное изучение почти неизвестных источников по ранней истории региона.

До сих пор период с конца XVII до конца XVIII в. сейсмологами сколько-нибудь внимательно не рассматривался, источники не изучались. Для прояснения сейсмической ситуации в БРС в конце XVII – начале XVIII в. автор обратился к забытым историческим источникам, в первую очередь к свидетельствам царского посланника в Китай И. Идеса (первопубликация в XVIII в., в русском переводе: Идес, Бранд, 1967), а также к трудам И.Г. Гмелина (Gmelin, 1752) и И. Георги (Georgi, 1775) (Мокрушина и др., 2009;

Никонов 2012;

доклад автора на Проблемном совете “Сейсмические катастрофы“ ИФЗ PАН в Москве 18 апреля 2013 г.). На их основе вводится в оборот неизвестное высокомагнитудное землетрясение 1693 г., эпицентральная область которого определяется в Баргузинской впадине. В бывшем Удинском остроге (ныне г. Улан-Удэ) Идес стал свидетелем сильного землетрясения, в Витимской слободе (ныне пос. Витимск) на р. Лене И.Г. Гмелин получил от старожила сведения о необычном землетрясении в конце XVII в. По нескольким характерным признакам (совпадение месяца, количества ощутимых толчков, продолжительности времени проявления) есть основание соотносить свидетельства из весьма удаленных друг от друга пунктов с одним и тем же событием. Несколько признаков указывают на то, что событие было высокомагнитудным: 1) исключительная дальность распространения колебаний от возможной эпицентральной области до пунктов с признаками VI и VII баллов, 700 и 340 км, соответственно;

2) фиксирование не одного, но трех, заведомо сильных толчков (в течение 10 минут);

3) единственность памятного (сильного) события за 50–80 лет до того и до 260 лет после него. Поскольку другие сколько-нибудь сильные сейсмические события в БРС в конце XVII в. не зафиксированы, сведения из двух пунктов на южном и северном флангах БРС логично относить к одному и тому же очень мощному событию, эпицентральная область которого располагалась, скорее всего, посередине, в Баргузинской впадине, откуда в то время сведения просто не поступали.

Подтверждения такого заключения найдены в сочинениях путешественников XVIII в. (Gmelin, 1752;

Georgi, 1775), описавших явления на восточном берегу Байкала вблизи устья р. Баргузин. Среди показательных признаков относительно недавнего (к тому времени) мощного землетрясения и цунами относятся свежие скальные нагромождения (на берегу Байкала севернее мыса Вялукан, он же Шаманский), свежие Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ открытые трещины и расселины в соседних скалах (подножье хребта восточнее мыса Вялукан), активизация горячих источников, выбросы со дна озера на берег необычайно крупных (18–20 см) кусков битума в результате мощного водного возмущения.

Показательно, что в колонке донных отложений, только в одной из трансбайкальского профиля, ближайшей к мысу Толстый, у южного окончания Баргузинского залива среди толщи илов обнаружен песчаный пропласток (Голдырев и др., 1990), идентифицируемый как след цунами. По вероятной скорости накопления осадков на авандельте р. Баргузин возраст импульсного отложения песчаного пропластка определяется примерно в одну треть тысячелетия.


При расчете возможной магнитуды события исходим из следующих приемлемых позиций: эпицентральная зона события соотносится с Улюнской и/или Саранхурской кулисами главного Баргузинского разлома, оценка I0 имеет два варианта – X и XI баллов, пункты с макросейсмическими определениями интенсивности располагаются вдоль длинной оси макросейсмического поля, направленной с юго запада к северо-востоку. Подсчет значения М ведется в двух вариантах, а именно: а) по номограммам в базовом издании «Новый каталог», 1977, раздел «Прибайкалье»;

б) по сравнению с эпицентральными расстояниями при известных высокомагнитудных землетрясениях Восточной Сибири и Монголии за 1905–2012 гг. Для расчета параметров очага двух пунктов с определямыми параметрами интенсивности в них, разумеется, недостаточно, тем более, когда положение эпицентра выводится без надлежащей точности (в пределах ±100 км) и интенсивность I0 – вариабельна.

Составители Нового каталога, однако, нередко такую возможность использовали. Нами такая попытка также сделана в нескольких вариантах. Исходными взяты положение эпицентра в пункте 54.2 с.ш. и 109.9 в.д. (±0,7), варианты оценки интенсивности в эпицентре X и XI баллов, региональный коэффициент затухания = 4.0 (по (Новый каталог…, 1977)).

Получаемые значения глубины гипоцентра для обоих пунктов не выходят за допустимые рамки 20–30 км только во втором варианте, при I0=XI. В этом разумном варианте по соответствующему региональному соотношению для Прибайкалья (Новый каталог…, 1977) получаем значение М = 8.5. Ввиду малой точности исходных данных и избегая крайностей, считаем оправданным принять I0 = 10.5 ± 0.5, М = 8.0 ± 0.5.

Оценка по сопоставлению с известным Муйским землетрясением 27.VI.1957 г. с I = X ± 0.5 и М = 7.6 ± 0.3 на северо-востоке БРС дает примерно такое же значение. Не исключено, однако, что три ощутимых на больших расстояниях в короткий промежуток времени толчка отражают три фазы вспарывания соседних секций одной и той же или соседних кулис на юго-западе главного Баргузинского разлома. Такая ситуация, по-видимому, имела место при Муйском землетрясении 1957 г. (Татевосян и др., 2009). В таком случае значения магнитуды каждого из толчков окажутся ниже.

События с М = 7.5–8.0, естественно, не возникают в одной и той же очаговой зоне чаще, чем раз в 300–500 лет. С 1693 г. минуло 320 лет… На официальном, действующем до сих пор документе – Карте ОСР-97 – выделены сейсмолинеаменты с оценкой их потенциальной магнитуды. Вдоль Баргузинской впадины показан линеамент северо-восточного протяжения с сегментами последовательно от Баргузинского залива М = 6–7 (наиболее длинный) – 6. На самой карте Баргузинская впадина показана внутри восьмибалльной зоны для 500 лет, девятибалльной – для 1000 лет и десятибалльной – для 5000 лет (Уломов, 2012). Новые решения не подтверждают указанных оценок, они выше.

246 Иркутск, 20–23 августа _ Отсутствие в короткий период инструментальных наблюдений сильных (с М5) землетрясений в Баргузинской депрессии никоим образом не может служить контраргументом выдвигаемых положений. Скорее наоборот, сейсмическое спокойствие в течение нескольких столетий такой крупной и активной структуры и определяющих ее мощных разломов должно рассматриваться как признак, настораживающий и побуждающий к превентивным целенаправленным исследованиям. В свете новых фактов и решений представляется необходимым включить рассмотренный район в комплексную программу перспективных исследований с упором на специализированные поиски и изучение надежных признаков сильных землетрясений в Баргузинской зоне в течение столетий, согласовав исследования по указанной программе с проектом организации Байкальского полигона.

Список литературы Голдырев Г.С., Лазо Ф.И., Шимараева В.К., Кочетков В.К., Черняева Г.П. Донные отложения // История Ладожского, Онежского, Псковско-Чудского озер, Байкала и Ханки. Л.:

1990. С. 196–203.

Идес И., Бранд А. Записки о русском посольстве в Китай 1692–1695. М.: Наука, 1967.

404 с.

Ключевский А.В., Демьянович В.М., Ключевская А.А. Неопределенности в оценке графиков повторяемости землетрясений Байкальского региона // Современная геодинамика Центральной Азии и опасные процессы: результаты исследований на количественной основе.

Иркутск, 2012. С. 33–36.

Лунина О.В., Гладков А.С., Неведрова Н.Н. Рифтовые впадины Прибайкалья:

тектоническое строение и история развития. Новосибирск, 2009а. 316 c.

Лунина О.В., Гладков А.С., Неведрова Н.Н. Тектоническое строение, напряженное состояние и геодинамика мезозойско-кайнозойских рифтовых впадин Прибайкалья // Геотектоника. 2010. № 3. С. 40–67.

Лунина О.В., Гладков А.С., Орлова Л.А. Свидетельства сейсмических событий в рифтовых впадинах Прибайкалья и их возрастные привязки // Доклады Академии наук. 2009б.

Т. 427, № 1. С. 79–83.

Мокрушина Н.Г., Никонов А.А., Флейфель Л.Д. Сейсмический казус: «Уральское»

землетрясение 1693 г. // Вопросы инженерной сейсмологии. 2009. Т. 36, № 3. С. 57–62.

Никонов А.А. Дополнительные сведения о землетрясениях XVII–XVIII вв. в регионе «Прибайкалье» // Современная геодинамика Центральной Азии и опасные процессы:

результаты исследований на количественной основе. Иркутск, 2012. С. 52–55.

Новый каталог сильных землетрясений на территории СССР с древнейших времен по 1975 г. / Под ред. Н.В. Кондорской, Н.В. Шебалина. М.: Наука, 1977. 536 с.

Сейсмотектоника и сейсмичность рифтовой системы Прибайкалья / Ред. В.П. Соло ненко. М.: Наука, 1968. 220 с.

Татевосян Р.Э., Мокрушина Н.Г., Овсюченко А.Н., Татевосян Т.Н. Геологические и макросейсмические эффекты Муйского землетрясения 1957 г. и палеоземлетрясения Прибайкалья // Вопросы инженерной сейсмологии. 2009. Т. 36, № 2. С. 5–30.

Уломов В.И. Актуализация нормативного сейсмического районирования в составе единой информационной системы «Сейсмобезопасность России» // Вопросы инженерной сейсмологии. 2012. Т. 39, № 1. С. 5–38.

Чипизубов А.В., Аржанников С.Г., Семенов Р.М., Смекалин О.П. Палеоземлетрясения и палеосейсмодислокации в зоне Баргузинского разлома (Байкальская рифтовая зона) // Геология и геофизика. 2007. Т. 48, № 7. С. 755–768.

Чипизубов А.В., Имаев В.С., Смекалин О.П. О кинематике активного Баргузинского разлома // Вопросы инженерной сейсмологии. 2011. Т. 38, № 4. С. 49–58.

Чипизубов А.В., Семенов Р.М., Аржанников С.Г., Смекалин О.П. Новые данные о палеосейсмодислокациях в зоне Баргузинского разлома (Байкальская рифтовая система) // Доклады Академии наук. 2000. Т. 372, № 3. С. 393–396.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Georgi G.I. Bemerkungen einer Reise im Russischen Reich in den Jahren 1772–1773. V. 1. St.

Petersburg: Akademie der Wissenschaften, 1775.

Gmelin I.G. Reise durch Sibirien von dem Jahre 1733 bis 1743. Gttingen, 1751–1752.

THE BARGUZIN BRANCH OF THE BAIKAL RIFT SYSTEM AS SEISMOGENERATING STRUCTURE WITH HIGH POTENTIAL: NEW DECISIONS A.A. Nikonov Smidt Institute of Physics of the Earth, RAS, Moscow, Russia, nikonov@ifz.ru 248 Иркутск, 20–23 августа _ АВТОРСКИЙ УКАЗАТЕЛЬ А Айзберг Р.Е. 70 Ермаков А.В. Алексеева Н.В. 25 Ермаков В.А. 20, Аржанников С.Г. Аржанникова А.В. 27 Ж Жатнуев Н.С. Б Бабичев А.В. 38 З Бадмацыренова Р.А. 93 Зыков Д.С. Баскина В.А. Баяраа Г. 200 И Бочкарев В.С. 47 Иванова И.К. Бызов Л.М. 49 Имаев В.С. Имаева Л.П. Исаев В.П. В Васильев В.И. Викулин А.В. 53, 123 К Вилор Н.В. 57, 62 Карабанов А.К. Воднева Е.Н. 67 Киселев А.И. Ключевская А.А. Ключевский А.В. 159, Г Гарецкий Р.Г. 70 Кожевников В.М. Гилева Н.А. 74 Козьмин Б.М. Глуховский М.З. 79 Коломиец В.Л. 171, Голубев В.А. 83 Константинов И.К. Гончаров М.А. 86 Константинов К.М. Гордеев Д.В. 224 Коробейников С.Н. Гордиенко И.В. 93 Корольков А.Т. Горожанин В.М. 96 Кузин А.М. Горожанина Е.Н. 96 Кузнецов Н.Б. Гранник В.М. 102 Кузьмин М.И. Грыдина М.Г. 25 Курганская Е.В. Гусева Е.Н. Л Лобковский Л.И. Д Данилов Б.С. 57 Лопатин М.Н. Демьянович В.М. 159 Лхагвандорж Б. Дербеко И.М. Дженчураева А.В. 224 М Добрынина А.А. 119 Майер В.А. Долгая А.А. 123 Макаров С.А. Дэмбэрэл С. 200 Матвейчук А.А. Мац В.Д. 209, Мельник Е.А. Е Егоров К.Н. 155 Мельникова В.И. Ербаева М.А. 25 Мигурский А.В. Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Миколайчук А.В. Мишенькина З.Р. 214 Ш Мордвинова В.В. 231 Шерман С.И. Шибаев С.В. Шипилов Э.В. Н Нечаев А.М. Нечаюк А.Е. 239 Я Никитина Н.И. 203 Ярина Н.А. Никонов А.А. 243 Ярмолюк В.В. Ясныгина Т.А. П Павлов Е.В. Петров А.Ф. Полянский О.П. Пучков В.Н. Р Рассказов С.В. 10, 12, Ревердатто В.В. Рожин П.Н. Рязанцева О.В. С Санжиев А.М. Санжиев Г.Д. Саньков В.А. 49, Сафонова И.Ю. Семенов Р.М. Сергеева Н.Д. Середкина А.И. Снопков С.В. Соловей О.А. Суворов В.Д. Т Тверитинова Т.Ю. Тимиршин К.В. Толстой М.Ю. Томшин М.Д. Ф Фролова Н.С. Х Хузин М.З. Ч Чебыкин Е.П. Чечельницкий В.В. Чувашова И.С. 250 Иркутск, 20–23 августа _ AUTHOR INDEX OF ENGLISH VERSIONS A N Aseeva A.V. 32 Ntaflos T. Ashchepkov I.V. P Prikhodko V.S. D Delvaux D. Dolgaya A.A. 127 R Rasskazov S.V. 11, Rozhin P.N. F Frolova N.S. S Safonova I.Yu. G Goncharov M.A. 89 Sanzhiev G.D. Gordeev D.V. Grannik V.M. 106 V Vasiliev V.I. Vikulin A.V. I Ivanov A.V. 32 Vysotsky S.V. J Y Jenchuraeva A.V. 228 Yasnygina T.A. K Z Kurganskaya E.V. 228 Zhatnuev D.S. Zykov D.S. M Mikolaichuk A.V.

Pages:     | 1 |   ...   | 8 | 9 ||
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.