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 || 3 | 4 |   ...   | 10 |

«РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ИНСТИТУТ ЗЕМНОЙ КОРЫ RUSSIAN ACADEMY OF SCIENCES SIBERIAN BRANCH INSTITUTE OF THE EARTH’S CRUST ...»

-- [ Страница 2 ] --

Прежде всего, на тектонической карте [International Tectonic Map…, 1984] вы являлись наиболее протяженные непрерывные сместители. Это такие известные крупные разломы региона как Инд-Цангпо, Айлао-Шан, Алтын-Таг, Гиссаро Кокшаальский, Тань-Лу, Чаман-Мокур и другие. В подавляющем большинстве слу чаев каждый из них сопровождается серией близко расположенных, часто субпарал лельных, более коротких сопутствующих разломов, которые и составляют внутрен нюю структуру выделяемой зоны. Проведение ее внешних границ контролировалось по «Карте полей напряжений мира» [Zoback, 1992] путем анализа площадного рас пределения сильных землетрясений. В спорных случаях привлекалась дополнитель ная информация по активной разломной структуре регионов, взятая из других источ ников [Molnar, Tapponnier, 1975;

1978;

Tapponnier, Molnar, 1977;

1979;

Зоненшайн, Савостин, 1979;

Трифонов, 1979;

1999;

Геология…, 1984б;

Гатинский, 1986;

Lithospheric dynamics…, 1986;

Jiawei et al., 1987;

Рeltzer, Tapponnier, 1988;

Глубинные разломы…, 1990;

Шичжон, 1990;

Scharer et al., 1990;

Sengr, 1990;

Леви, 1991;

Разло мообразование…, 1991;

1992;

1994;

Шерман и др., 1996;

Xi Xiwei et al., 1996;

Копп, 1997;

Тектоника…, 1997;

Guoyu, 1997;

Zhenhan et al., 1997;

Трифонов и др., 1998;

2002;

и др.].

В итоге была составлена схема зон активного разломообразования для терри тории Центральной Азии в масштабе 1 : 15 000 000 (рис. II.1), которая и послужила основой для изучения механизмов очагов локализующихся в их пределах землетрясе ний. Вторым источником для анализа стала «Карта полей напряжений мира» [Zoback, 1992], на которой в итоге специальной обработки механизмов очагов землетрясений отражено поле тектонических напряжений регионального уровня. Его состояние представлено авторами карты в отдельных точках в виде разноцветных векторов, со ответствующим трем главным типам тектонических обстановок, то есть сжатию, рас тяжению или сдвигу. Эти данные позволили вычислить процентные вклады каждой из «элементарных» обстановок в формирование выявленных зон, которые как дизъ юнктивные структуры 1-го порядка образовались, судя по литературным данным, при сжатии (например, № 5-2), растяжении (например, № 24-2), сдвиге (например, № 17 1), сжатии со сдвигом (например, № 5-1) или растяжении со сдвигом (например, № 19).

Рис. II.1. Схема зон активного разломообразования территории Центральной Азии.

1 – зоны и их порядковые номера;

2 – сегменты зон и их индексация;

3 – разломы (по [International Tectonic Map..., 1984]).

Вначале для каждого объекта определялось соотношение обстановок сжатия, сдвига и растяжения путем простого пересчета в проценты количества землетрясений с соответствующими механизмами очагов, попадающими в границы рассматривае мой зоны. Далее зоны группировались по сходству-различию этих вкладов с исполь зованием кластер-анализа в его Ward-модификации (рис. II.2). Интерпретация денд рограммы проводилась на основе опыта предыдущих исследований, а также имею щихся литературных и собственных данных о динамических обстановках формиро вания хорошо изученных эталонных зон. В итоге все объекты были разделены на пять групп, отвечающих ключевым динамическим обстановкам (см. рис. II.1-II.2), причем обобщенные процентные вклады сжатия, сдвига и растяжения в каждую из них вычислялись как средние арифметические по подгруппам, в которые входили только эталонные и наиболее представленные землетрясениями зоны (сжа тие/сдвиг/растяжение): сжатие – 62/22/16;

сдвиг – 3/78/19;

растяжение – 3/19/78;

сдвиг со сжатием – 46/42/12;

сдвиг с растяжением – 1/52/47. При этом все зоны с из вестными обстановками формирования их главных сместителей, находятся в соответ ствующих группах, в том числе: Гиссаро-Кокшаальский надвиг (№ 7-1) и взброс Инд Цангпо (№ 5-2) – сжатие;

сдвиг Канг-Тинг (№ 13) и сдвиг Тань-Лу (№ 17-1) – сдвиг;

Приморский сброс (№ 24-2) – растяжение;

взбросо-сдвиг Чаман-Мокур (№ 4), взбро со-сдвиг Сэйгаинг (№ 12-2) – сдвиг со сжатием;

Верхнеангарский и другие сбросо сдвиги (№ 24-3) – сдвиг с растяжением.

Рис. II.2. Результаты кластерного анализа, позволяющие разделить зоны активного раз ломообразования в Центральной Азии (обозначены цифрами согласно рис. II.1) на пять групп по динамической обстановке формирования их внутренней структуры.

Итоговые соотношения вкладов сжатия (черный цвет), сдвига (серый цвет) и растяжения (белый цвет) для каждой из ключевых обстановок показаны на секторных диаграммах и определялись по данным о наиболее представленных землетрясениями эталонных зонах (жирные цифры), совокупности которых отчетливо выделяются при значении показателя D = 0.22.

Таким образом, можно считать объективно установленным, что даже в обста новках «чистых» сжатия, сдвига или растяжения суммарные вклады других динами ческих обстановок оказываются весьма значительны и варьируют от 20 до 40%. Это отражает существование в разрывном парагенезисе, наряду с разломами, соответст вующими по характеру подвижек магистральному сместителю, тектонических нару шений других типов, в том числе противоположных по характеру смещения (сбросы во взбросовых или надвиговых зонах и т. п.). В целом полученные эмпирические со отношения отражают в количественной форме состав универсального парагенезиса разрывов 2-го порядка, представленного для зон сжатия, растяжения и сдвига на рис. I.3-I.6. Разломы, соответствующие по типу магистральному сместителю, преоб ладают по количеству систем над разрывными нарушениями других типов. На позд них этапах развития внутренней структуры зон эволюционируют лишь те системы разрывов 2-го порядка, которые отражают генеральную тектоническую обстановку.

Кроме того, даже на ранних этапах, для которых характерно равенство в количестве систем с гравитационными разрывами, последние всегда распространены меньше, поскольку запаздывают в своем развитии, как производные от суммарных перемеще ний по сети опережающих разрывов. Разломы трансформационного типа занимают нейтральную позицию в этом отношении, а оперяющие разрывы при прочих равных условиях должны составлять небольшие, но примерно равные вклады в обстановки вторичных сжатия и растяжения. Углубленный анализ того же фактического мате риала позволил усилить аргументацию представленных выше выводов путем уста новления соответствия ориентировок осей напряжений, определенных по механиз мам очагов землетрясений, пространственному положению разломов 2-го порядка, которые, согласно выявленным ранее парагенезисам, могут иметь место в зонах сдви га, сжатия и растяжения.

Наиболее просто обстоит дело со сдвигами, так как в соответствии с парагене зисом разломов 2-го порядка (см. рис. I.4) все субгоризонтально ориентированные оси напряжений в принятом изображении на карте полей напряжений [Zobak, 1992] (для обстановки растяжения субгоризонтальной является не 1, как при сдвиге и сжа тии, а 2) должны быть в их пределах однонаправленными. В сдвиговой обстановке (см. также рис. I.2) формируются сдвиги R’-, R-, P- и Y-типов, в обстановке сжатия (субгоризонтальная ось которой параллельна оси сжатия предыдущей обстановки) – ориентированные под острым углом к простиранию зоны взбросы t’- и t-типов, а в обстановке растяжения (субгоризонтальная ось 2 которой параллельна двум преды дущим осям сжатия) – сбросы n’- и n-типов, занимающие поперечную ориентировку к взбросам. Судя по карте полей напряжений [Zobak, 1992], это характерно для круп нейшего в Восточном Китае правостороннего сдвига Тань-Лу, а также других регио нов, где сейсмический процесс обусловлен сдвиговыми подвижками в зонах разломов Канг-Тинг, Гог-Ксил, Квин-Линг и др.

В качестве эталона регионов сжатия ниже рассматривается территория Южно го Тянь-Шаня (рис. II.3, А), где тектоническое строение и интенсивная сейсмическая активность определяются подвижками по крупнейшим продольным надвигам и взбросам, наклоненным на севере горного сооружения к югу, а на юге – к северу [Разломообразование…, 1994]. Обобщенный для всех анализируемых осей напряже ний график (рис. II.3, Б-I) свидетельствует о существовании двух максимумов (345° и 75°), наибольший из которых отвечает за перпендикулярную, а меньший за продоль ную к простиранию зоны сжатия ориентировку. То есть все крупные землетрясения региона по большому счету происходили при примерно одинаковом положении осей главных нормальных напряжений, но при их разных абсолютных величинах. Прове денный для разнотипных осей анализ свидетельствует, что происхождение землетря сений обусловлено подвижкам по разломам, являющимся членами выделенного ра нее парагенезиса разрывов 2-го порядка, функционирующего в условиях сжатия (см. рис. I.5).

Так, больший из максимумов (345°) на графике (см. рис. II.3, Б-II) отвечает за такую ориентировку оси 1, согласно которой в обстановке сжатия формируются продольные взбросы и надвиги R’-, R-, P- и Y-типов. Меньший из максимумов (65°) свидетельствует об активном существовании в анализируемой зоне сжатия попереч ных разломов с аналогичным характером смещений, относящихся к n’- и n-типам.

Главный из максимумов (345°) на графике, соответствующем условиям сдвига (см. рис. II.3, Б-III), отвечает за активизацию движений по традиционным для зон сжатия двум косоориентированным системам сдвигов (t’- и t-типов). Расположенный правее локальный максимум (15°) может быть связан с сейсмогенными подвижками по системе поперечных трансформационных разломов Т’-типа, характеризующихся в данном случае правым знаком перемещений. Третий, самый незначительный макси мум на том же графике (85°) может быть, как и предыдущий, обусловлен активизаци ей сопутствующих разрывов, которые относятся к двум системам пересекающихся сдвигов (n’g- и ng-типов), возникающих по большому счету в результате действия гравитации и характеризующихся противоположными знаками движений по сравне нию с описанными выше сдвигами примерно той же пространственной ориентиров ки. Распределение ориентировок оси 3 (см. рис. II.3, Б-IV) менее отчетливо, но и здесь главный максимум (75°) может быть связан с активизацией под действием гра витации поперечных к зоне сжатия сбросов t’g- и tg-типов.

Рис. II.3. Гистограммы ориентировок разнотипных осей напряжений для зоны сжатия Южного Тянь-Шаня (Б), исходным материалом для построения которых являлись данные с «Карты полей напряжений мира» [Zoback, 1992] (ее фрагмент для Южного Тянь-Шаня с упроще ниями приведен на рисунке А).

Параметр N определялся путем суммирования замеров в 10-градусном интервале азимута прости рания (g). Буквенные обозначения у максимумов соответствуют принятым в систематике (см. рис. I.3) ин дексам разрывных систем. График I построен по замерам ориентировок осей напряжений во всех рассмат риваемых динамических обстановках, II – для оси 1 в обстановке сжатия, III – для оси 1 в обстановке сдвига и IV – для оси 3 в обстановке растяжения.

1 – ориентировка оси 2 в обстановке растяжения;

2 – ориентировка оси 1 в обстановке сжатия;

– ориентировка оси 1 в обстановке сдвига;

4 – исследуемая область;

5 – замеры, соответствующие ориен тировке оси 1 в обстановке сжатия (а), оси 1 в обстановке сдвига (б) и оси 3 в обстановке растяжения (в).

Таким образом, происхождение всех значимых на рассматриваемых графиках максимумов находит объяснение в подвижках по тектоническим нарушениям, со ставляющим для зон сжатия парагенезис разрывов 2-го порядка. Отсутствие макси мума, соответствующего функционированию продольных гравитационных сбросов R’g- и Rg-типов, которые должны присутствовать при активном существовании дру гих сопутствующих гравитационных членов, может объясняться несейсмическим ха рактером подвижек, происшедших по уже существующим, например, вбросовым сместителям [Семинский, 2003]. Соответствие механизмов очагов землетрясений подвижкам по разломам описанного парагенезиса подтверждается и при анализе дру гих зон сжатия Центральной Азии, в том числе и для полосы распространения гима лайских надвигов, хотя в последнем случае диаграммы имеют некоторую специфику (раздваивание максимумов), связанную с дугообразной формой этой гигантской зо ны.

Из активных областей растяжения на территории Центральной Азии распола гается Байкальский рифт (см. рис. II.1), который и был рассмотрен на предмет обу словленности механизмов сильных землетрясений подвижками по разрывам, состав ляющим установленный для данной динамической обстановки парагенезис разломов 2-го порядка (см. рис. I.6). Несмотря на имеющуюся в нашем распоряжении большую информацию по сейсмичности региона, в основу анализа были положены данные по центральному сегменту Байкальской рифтовой зоны (где растяжение является «чис тым») с «Карты полей напряжений мира» [Zobaсk, 1992], что обеспечило соблюдение единства подхода к подбору фактического материала по зонам различного типа. Кро ме того, графики (рис. II.4), построенные для осей напряжений 1 и 3 в наиболее ха рактерных для рифта обстановках растяжения и сдвига, позволяют сделать выводы о их преимущественных ориентировках, аналогичные полученным иркутскими иссле дователями [Солоненко и др., 1993] по существенно большей выборке.

Рис. II.4. Гистограммы ориентировок разнотипных осей напряжений для централь ной части Байкальского рифта, исходным ма териалом для построения которых являлись данные с «Карты полей напряжений мира»

[Zoback, 1992].

Параметр N определялся путем суммиро вания замеров в 10-градусном интервале азимута простирания (g). Буквенные обозначения у макси мумов соответствуют принятым в систематике (см.

рис. I.3) индексам разрывных систем. График I построен по замерам ориентировок оси 3 в обста новке растяжения, II – для оси 1 в обстановке сдвига. Условные обозначения см. на рис. II.3.

Оси 3 доминирующей в регионе обстановки растяжения (см. рис. II.4, I) об разуют главный максимум (300°), ассоциирующийся с проявлением сейсмических подвижек по продольным сбросам R’-, R-, P- и Y-типов, а также второстепенный мак симум (0°), существование которого может быть обусловлено подвижками по попе речным сбросам t’- и t-типов, имеющим субширотную ориентировку в связи с при уроченностью к району меридионально вытянутой северной котловины. Ось 1 суще ственно менее развитой в центральной части рифта обстановки сдвига (см. рис. II.4, II) образует два максимума (20° и 80°), наибольший из которых ассоциируется со смещениями по двум косоориентированным системам правых и левых сдвигов n’- и n-типов, а второй – со сдвиговыми перемещениями по поперечным трансформацион ным разломам Т’-типа. Субгоризонтальные оси 1 двух зафиксированных на карте [Zobaсk, 1992] очагов сильных землетрясений, возникших при сжатии, примерно перпендикулярны друг другу. Данный факт, в совокупности с локализацией на юго восточной окраине рифтовой зоны, дает повод к объяснению их происхождения во второстепенных полях напряжений, которые в том числе могут быть связаны и с гра витационными процессами на периферии сводового поднятия.

Таким образом, анализ механизмов очагов землетрясений Центральной Азии свидетельствует об обусловленности сейсмических событий подвижками по разры вам 2-го порядка, составляющим внутреннюю структуру крупных зон сдвига, сжатия и растяжения. Следовательно, установленные процентные соотношения вкладов «элементарных» динамических обстановок в формирование внутренней структуры зон активного разломообразования не являются результатом чисто статистических расчетов и могут служить для характеристики важной составляющей сейсмического процесса в любом регионе. Таким образом, представленные соотношения имеют оп ределенное практическое значение, хотя оно и несоизмеримо с той ролью, которая в прикладных исследованиях свойственна оценкам магнитуды, то есть той характери стики очага землетрясения, которая, как энергетический показатель, определяет его силу. Без привлечения геофизических данных этот параметр может быть определен только путем изучения соотношений между количественными характеристиками об разующихся после землетрясения на земной поверхности сейсмогенных разрывов, которые и послужили предметом наших исследований.

В качестве фактического материала для анализа использовался каталог (см. приложение, табл. II.1), составленный О.В. Луниной по опубликованным сведе ниям о параметрах землетрясений и сейсмогенных разрывов [Vakov, 1996;

Wells, Coppersmith, 1994;

Стром, 1998;

Чипизубов, 1998], а также по работам, где опи саны конкретные разрывы, связанные с сильными землетрясениями [Wuethrich, 1994;

Молнар и др., 1995;

и многие другие]. Ранее он уже анализировался автором на предмет выявления связей между параметрами разрывов и землетрясений, про исшедших в разных полях тектонических напряжений [Лунина, 2001]. В данном ис следовании использован тот же подход, но сейсмические события были разделены по типам зон активного структурообразования (1-ый порядок), внутреннее строение которых подобно крупным разломным зонам, по крайней мере, в соответствии с па рагенезисом разрывов 2-го порядка, отраженном в механизмах очагов землетрясе ний.

В исходном для анализа каталоге отражена информация о 323 сейсмических событиях, сопровождавшихся поверхностным разрывообразованием. Как видно из представленной в приложении табл. II.1, она включает сведения о дате, месте рас положения и координатах эпицентра землетрясения, типе зоны активного структу рообразования, в которой землетрясение имело место, магнитуде события по по верхностным волнам (M s), типе подвижки по разрыву, длине разрыва (L) и макси мальных амплитудах смещения по нему (А) (горизонтальная Аh, вертикальная Av и полная A, которая рассчитывается как векторная сумма компонент смещений, из меренных на одном и том же участке разрыва). 268 наблюдений из 323 имеют ин струментально определенные магнитуды. В процессе составления каталога при расхождении данных о параметрах сейсмогенных разрывов во взятых за основу работах [Wells, Coppersmith, 1994;

Vakov, 1996;

Стром, 1998;

Чипизубов, 1998], мы обращались к публикациям с конкретными описаниями сейсмодислокаций. Эта информация помещалась в таблицу с указанием первоисточника. При определении координат эпицентров землетрясений и уточнении их магнитуд использовался журнал «Bulletin of the Seismological Society of America», а также Гарвардский ка талог землетрясений (СМТ).

Следует отметить, что к анализу привлекались не все события из состав ленного каталога, так как для некоторых из них не удалось установить координа ты эпицентров, магнитуду землетрясения или принадлежность к зоне определен ного типа (сжатие, растяжение, сдвиг, сжатие со сдвигом или растяжение со сдви гом). Несмотря на то, что последняя характеристика оценивалась лишь качест венно, полученные определения отличает высокая степень достоверности, по скольку в основе оценок лежит представленный выше анализ механизмов очагов землетрясений Центральной Азии. Из других регионов мира к исследованию при влекались лишь те землетрясения, которые располагались в пределах зон с явно выраженным магистральным сместителем, тип которого однозначно трактуется подавляющим большинством исследователей (например, Сан-Андреас, Северо Анатолийский и другие разломы).

Обработка количественной информации из каталога заключалась в регрес сионном анализе взаимосвязей между магнитудой землетрясения (М) и длиной сейсмогенного разрыва (L), магнитудой землетрясения и амплитудой смещения по вскрывшемуся разрыву (А), а также между параметрами А и L. Как известно, для ряда сейсмоактивных регионов и для всего мира в целом зависимости подоб ного типа были выявлены предыдущими исследователями [Солоненко, 1973;

1989;

Bonilla et al., 1984;

Nowroozi, 1985;

Хромовских, Обухова, 1989;

Khro movskikh, 1989;

Леви, 1991;

Wells, Coppersmith, 1994;

Стром, Никонов, 1997;

Чи пизубов, 1998]. Показана закономерная связь между параметрами разломов и зем летрясений, выражающаяся в возрастании L и А с увеличением магнитуды. Уточ нение полученных ранее уравнений регрессии посредством привлечения нового фактического материала по сейсмогенным разрывам, составляло второстепенную задачу проведенного исследования, тогда как его главной целью было установить влияние типа зоны 1-го порядка на процесс сейсмогенного разломообразования, что даст возможность увеличить точность прогнозов, основанных на применении соотношений между количественными характеристиками разрывов и землетрясе ний.

В соответствии с поставленной целью, зависимости между L и М, А и М, а также А и L определялись как для генерализованных по отдельным характеристи кам выборок, так и отдельно для разнотипных зон или морфогенетических типов сейсмогенных разрывов, которые характеризовались существенным преобладани ем одной из компонент смещения (то есть сбросов, взбросов или сдвигов). При установлении статистических зависимостей использовалось значение максималь ного полного смещения по разрыву, а значения L и А были прологарифмированы.

Для обработки параметров разрывов и магнитуды землетрясений использовался регрессионный анализ, базирующийся на методе наименьших квадратов и предла гаемый программным комплексом «STATISTICA». Итоги иллюстрируются серией описываемых ниже графиков, количественным материалом для построения кото рых послужила информация, представленная в приложении (табл. II.2-II.4).

Графики рассматриваемых зависимостей трех видов, осредненные по всем землетрясениям без разделения их по типам образовавшихся сейсмогенных раз рывов и по принадлежности к определенным зонам активного структурообразо вания, приведены для сравнения на всех графиках, и, судя по представленным в приложении уравнениям, принципиально не отличаются от полученных преды дущими исследователями. В то же время их несовпадение с результатами регрес сионного анализа по сепаратным выборкам является значимым, так как во многих случаях при равных значениях зависимого параметра превышают единицу по шкале магнитуд. Это свидетельствует о необходимости корректирования оценок, сделанных по уравнениям связей L с М и А с М, при их практическом использова нии с учетом, в частности, морфогенезиса сейсмогенного разрыва, а также типа зоны активного структурообразования, в которой произошло землетрясение.

Прежде чем перейти к рекомендациям по применению установленных зависимо стей на практике, необходимо остановиться на их специфике для каждой из сепа ратных выборок.

Первая серия графиков (рис. II.5) позволяет проанализировать влияние на рассматриваемые закономерности типа зоны активного структурообразования (1 Рис. II.5. Графики взаимосвязей параметров сейсмогенных разрывов (L – длина;

А – ам плитуда смещения) с магнитудой землетрясения (М) всех разновидностей нарушений, сформиро вавшихся в зонах активного структурообразования разного типа.

Линии регрессий с соответствующими коэффициентами корреляции получены: 1 – для зон сжатия;

2 – для зон сдвига;

3 – для зон растяжения;

4 – для зон сжатия со сдвигам;

5 – без разделения на типы зон и разновидности сейсмогенных разрывов.

ый порядок), в которой образовался сейсмогенный разрыв (2-ой порядок), не при нимая во внимание характер перемещения его крыльев. Вторая серия графиков (рис. II.6), наоборот, дает возможность оценить различия в изучаемых зависимо стях для разных дислокаций без учета типа той зоны активного структурообразо вания, где произошло землетрясение. Как следствие этого, обе совокупности гра фиков достаточно хорошо обеспечены статистикой (см. табл. II.2-II.3 в приложе нии).

Рис. II.6. Графики взаимосвязей параметров сейсмогенных разрывов (L – длина;

А – ам плитуда смещения) с магнитудой землетрясения (М) для каждой из разновидностей нарушений без разделения по зонам активного структурообразования.

Линии регрессий с соответствующими коэффициентами корреляции получены: 1 – для взбросов;

– для сдвигов;

3 – для сбросов;

4 – без разделения на типы зон и разновидности сейсмогенных разрывов.

Проведенный анализ свидетельствует, что как для первой, так и для второй совокупностей графиков характерны по большому счету одни и те же закономер ности. Зависимости LgL=(M) не имеют, а LgА=(M) и LgА=(lgL) характеризуют ся отличиями, которые являются значимыми, так как заведомо превышают точ ность определения магнитуды и ее экспертной оценки при палеосейсмогеологиче ских исследованиях [Стром, Никонов, 1997]. Следовательно, разновидность зоны 1 го порядка или тип разрыва 2-го порядка оказывают влияние на характер приращения амплитуды смещения по образовавшейся в ходе землетрясения дислокации, что близко к выводам Д.Б. Слеммонса с соавторами [Slemmons et al., 1989], изучавших соотношения параметров сейсмогенных разрывов в зонах сжатия и растяжения.

Характер различий заключается в увеличении угла наклона графиков к оси абсцисс в ряду зона сжатия (или взбросовая дислокация) – зона сжатия со сдвигом – зона сдвига (или сдвиговая дислокация) – зона растяжения (или сбросовая дислока ция). Дополнительным косвенным признаком объективности существования такой последовательности является наличие аналогичного ряда динамических обстановок, выявленного при изучении вариаций целой серии численных характеристик дефор мационного процесса (например, глубины хрупко-пластичного перехода, количества подстадий разломообразования и др.). В данном случае зафиксированная последова тельность свидетельствует, что увеличение амплитуды смещения с возрастанием L и M происходит интенсивнее в обстановках растяжения по сравнению со сдвигом и, тем более, со сжатием. При этом показанный на рисунках жирной линией усреднен ный для каждого из видов зависимостей график (полная выборка без каких-либо раз делений) в большинстве случаев практически совпадает с тем, который при раздель ном рассмотрении соответствует зонам сдвига 1-го порядка или сейсмогенным сдви гам 2-го порядка. Если же сравнивать степень различия в положении графиков, то в целом тип зоны 1-го порядка оказывает более существенное влияние на характер за висимостей с участием А, чем морфогенезис сейсмогенного разрыва.

Все это, а также и сам характер рассматриваемых факторов, неопровержимо свидетельствует, что причиной установленных различий является действие гравита ции. Данное заключение не противоречит и тектонофизическим закономерностям разломообразования, так как, согласно результатам наших комплексных исследова ний разнотипных и разноранговых разломных зон [Семинский, 2003], гравитация вносит существенные коррективы в развитие внутренней структуры дизъюнктивов со смещением крыльев по падению. Что же касается непосредственного предмета ис следований, то воздействием данного фактора А.Л. Стром и А.А. Никонов [1997] объясняли установленные ими различия в соотношениях параметров землетрясений и сейсмодислокаций.

Отсутствием гравитационного эффекта обусловлено наиболее близкое сходст во осредненных графиков с теми, которые получены по сепаратным выборкам для сдвиговых типов дизъюнктивных структур 1-го и 2-го порядков, так как в условиях данной динамической обстановки сила тяжести не играет структурообразующей ро ли. Более существенное различие в положении графиков, построенных для разнотип ных зон активного структурообразования, по сравнению с полученными для сейсмо генных разрывов объясняется увеличением роли гравитации в процессе разломообра зования более крупного масштаба, каковым является формирование внутренней структуры зоны 1-го порядка по сравнению с разрывами 2-го порядка.

Исследовать и интерпретировать характер изменения амплитуды смещения с увеличением магнитуды землетрясения и длины дислокации для разнотипных струк тур позволяет важная деталь, которая наиболее отчетливо проявляется на примере зависимости LgА=(M) как для зон 1-го (рис. II.5, Б), так и для зон 2-го (рис. II.6, Б) порядков. Графики, отличающиеся друг от друга по положению, пересекаются в дос таточно небольшой области, ограниченной следующими значениями магнитуды и амплитуды: М = 6.87.5;

А = 15 м. Этим интервалам соответствуют и определенные пределы изменения длины сейсмогенного разрыва: 30100 км. Наличие данной об ласти, которую, учитывая точность определения магнитуды, можно в первом при ближении отождествлять с точкой, свидетельствует о кардинальном отличии в раз ных динамических обстановках характера накопления амплитуды смещения по дис локациям, образующимся при слабых и при сильных (даже катастрофических) земле трясениях. Для первых их них величина подвижки при одной и той же магнитуде бу дет больше в зонах сжатия (или при рассмотрении типов дислокаций – у взбросов), чем в зонах растяжения (или у сбросов), тогда как для вторых имеет место противо положная тенденция.

Существование данной закономерности, по нашему мнению, связано с влияни ем свободной поверхности и гравитации. Так, большие при прочих равных условиях амплитуды смещения для зон и дислокаций, образовавшихся при слабых землетрясе ниях в обстановке сжатия, обусловлены отсутствием препятствий для перемещения горных масс вверх, то есть в свободное пространство, по сравнению с их движением вниз, где возможность для этого даже при связанном с растяжением разуплотнении резко ограничена. Иначе обстоит дело для наиболее сильных землетрясений, так как определяющую роль для приращения амплитуды смещения в этом случае начинает играть вес висячего блока. Он, как отмечалось ранее [Семинский, 2003], непропор ционально увеличивает амплитуду смещения для зон растяжения (или сбросов) и препятствует ее возрастанию в зонах сжатия (или для взбросов и надвигов).

Наличие особой точки на рассматриваемых графиках позволяет констатиро вать, что на характер зависимостей LgА=(M) и LgА=(lgL), кроме типа зоны актив ного структурообразования и морфогенезиса сейсмогенного разрыва, влияет мас штаб явления, который определяется размером очага землетрясения и, следова тельно, в количественном виде выражается величиной магнитуды. Более того, су дя по рассмотренным материалам, объективно существует пограничное значение данного параметра, отделяющее наиболее сильные землетрясения от всех осталь ных сейсмических событий. Оно примерно равно семи, хотя в различных регио нах следует ожидать уменьшение или увеличение параметра по независящим (на пример, глубина очага) или зависящим (например, точность определения магни туды) от человека причинам. Значение длины дислокации в 55 км также является предельной величиной в рассматриваемом смысле, так как, согласно представ ленным статистическим материалам, на данный параметр не оказывает значи тельного влияния тип дизъюнктивной структуры 1-го или 2-го порядков. Как и для магнитуды, здесь также имеют место отклонения от среднего значения, но в любом случае сейсмогенный разлом длиной более 100 км является однозначным свидетельством катастрофического землетрясения.

Собранные по разновидностям сейсмогенных разрывов данные позволили путем регрессионного анализа меньших по объему сепаратных выборок исследо вать некоторые детали выявленных закономерностей. Фактическим материалом для этого послужили уравнения регрессии (см. табл. II.4 в приложении), а также две серии графиков (рис. II.7-II.8), первая из которых отражает характер измене ния связей LgL=(M), LgА=(M) и LgА=(lgL) в зависимости от морфогенезиса сейсмогенного разрыва, локализующегося в зоне активного структурообразования каждого из типов в отдельности, а вторая, наоборот, – в зависимости от типа зоны для сбросовых, взбросовых и сдвиговых дислокаций в отдельности. Исходной информации оказалось недостаточно для получения устойчивых связей по каждой из частных выборок. В таблицах и на рисунках полученные результаты представ лены в полном объеме, но данная ниже интерпретация основывалась только на статистически значимых зависимостях.

Результаты анализа по двум сериям выборок приводят к общим по большому счету выводам, что не удивительно, так как первая из них детализирует закономерно сти, полученные при анализе графиков, показанных на рис. II.5, а, вторая – графиков с рис. II.6. Характер связи LgА=(M) менее всего подвержен влиянию варьирующих факторов, что свидетельствует об определяющем значении длины сейсмогенного разрыва или зоны активного структурообразования в данном случае. У зависимостей LgL=(M) и LgА=(lgL) значимые отклонения имеют место для дизъюнктивных структур с перемещением по падению. Наиболее отчетливо это видно из рис. II.7.

Что же касается рис. II.8, то данная особенность отчетливо проявлена лишь у сбро сов. Однако последнее не свидетельствует о ее отсутствии и для взбросов, поскольку специфика собранного фактического материала не позволила осуществить необходи мый анализ. Действительно, сбросовые дислокации имеют место как в зонах сжатия, так и в зонах растяжения 1-го порядка, а взбросы были зафиксированы лишь в близ ких к ним по типу обстановках (сжатие, сжатие со сдвигом).

Различие в положении графиков, отвечающих за дизъюнктивы со смещением по падению, также как при анализе предыдущих результатов (см. рис. II.5-II.6), объ ясняется влиянием сил тяжести. В данном случае оно отчетливо увязывается с разно видностями разрывов 2-го порядка, возникающими в зонах сжатия и растяжения 1-го порядка. Для линий на рис. II.8 это различие обусловлено тем, что соответствующие им однотипные дислокации принадлежат в разных зонах к существенно различным Рис. II.7. Графики взаимосвязей параметров сейсмогенных разрывов (L – длина;

А – ам плитуда смещения) с магнитудой землетрясения (М) для разнотипных нарушений, но образовав шихся либо в зонах сжатия (А, Г, Ж), либо в зонах сдвига (Б, Д, З), либо в зонах растяжения (В, Е, И).

Линии регрессий с соответствующими коэффициентами корреляции получены: 1 – для взбросов;

– для сдвигов;

3 – для сбросов;

4 – без разделения на типы зон и разновидности сейсмогенных разрывов.

группам разрывов. Например, сбросы в зонах растяжения (см. рис. II.8, В, Е, И), ско рее всего, являются опережающими, а в зонах сжатия (см. рис. II.8, А, Г, Ж) – грави тационными разрывами. При этом становится понятной определяющая роль длины дислокации в установленных различиях, так как, согласно результатам предыдущих Рис. II.8. Графики взаимосвязей параметров сейсмогенных разрывов (L – длина;

А – ам плитуда смещения) с магнитудой землетрясения (М) для нарушений, образовавшихся в зонах ак тивного структурообразования разных типов, но относящихся либо к взбросам (А, Г, Ж), либо к сдвигам (Б, Д, З), либо к сбросам (В, Е, И).

Линии регрессий с соответствующими коэффициентами корреляции получены: 1 – для зон сжатия;

2 – для зон сдвига;

3 – для зон растяжения;

4 – для зон сжатия со сдвигом;

5 – без разделения на типы зон и разновидности сейсмогенных разрывов.

исследований, именно этот параметр при прочих равных условиях существенно меньше в целом у нарушений в отстающей по развитию полосе распространения со путствующих деформаций, чем в основной зоне, внутренняя структура которой фор мируется наиболее интенсивно. Еще большее различие в положении подтвержденных статистикой графиков отражено на рис. II.7, так как, кроме принадлежности дислока ций к разным группам (опережающие или гравитационные), они, составляя внутрен нюю структуру однотипной разломной зоны, характеризуются разным морфогенези сом.

Таким образом, регрессионный анализ взаимосвязей параметров сейсмогенных разрывов и землетрясений показал, что их характер по большому счету объясняется спецификой действия внешних деформирующих сил. Именно они в существенной степени определяют энергию землетрясения, механизм его очага и динамическую об становку области активного структурообразования в целом, отражением которых в свою очередь являются масштаб явления, морфогенезис дислокации и тип зоны 1-го порядка. Влияние этих факторов на характер зависимостей длины дислокации от магнитуды, амплитуды смещения по сейсмогенному разрыву от магнитуды землетря сения и амплитуды смещения от длины дислокации связано с действием гравитации в приповерхностных слоях земной коры. Оно существенно для дизъюнктивных струк тур со смещением по падению, так как их крылья оказываются при движении в суще ственно разном положении. Это приводит к неодинаковому приращению амплитуды смещения у дислокаций, формирующихся при сжатии и растяжении, а также являю щихся следствием наиболее сильных землетрясений (М7) по сравнению с осталь ными сейсмическими событиями. Кроме того, сейсмогенные разрывы собственно гравитационного генезиса отличаются при прочих равных условиях по размерам от образующихся в разломных зонах как опережающие или оперяющие, что также при водит к различию соотношений их параметров с магнитудой землетрясения.

Поскольку многие из установленных и представленных выше отклонений ча стных зависимостей от усредненного вида связей LgL=(M), LgА=(M) и LgА=(lgL) являются значимыми, их необходимо учитывать при проведении исследований, связанных с определением параметров землетрясений по характеристикам вскрывшихся на поверхности сейсмогенных разрывов. Принимая во внимание прикладную направленность данной монографии, выявленные при регрессионном анализе закономерности целесообразно представить в виде сравнения с усреднен ными зависимостями, которые показаны на всех рисунках жирными линиями и в принципе мало отличаются от полученных предыдущими исследователями. Та кую форму изложения полученных результатов можно рассматривать в качестве рекомендаций по практическому применению установленных закономерностей.

В принципе определения параметров сейсмогенных разрывов или обусло вивших их землетрясений по известным количественным характеристикам с ис пользованием статистически установленных зависимостей вида LgL=(M), LgА=(M) и LgА=(lgL) следует проводить по тем уравнениям, которые строго со ответствуют условиям проявления конкретного землетрясения по типу зоны ак тивного структурообразования и морфогенезису сейсмодислокации. В то же вре мя из приложения (см. табл. II.4), где приведены такие уравнения, видно, что точ ной оценка будет только для тех обстановок, где установленная зависимость од нозначно подтверждается статистикой. Во всех остальных случаях полученное определение необходимо контролировать или осуществлять по обобщенным зави симостям LgL = 1.94 + 0.48 M, LgA = 4.73 + 0.70 M, LgA = 1.09 + 0.84 lgL с учетом следующих особенностей получаемых результатов.

Оценка, произведенная по любой из обобщенных зависимостей, будет вер ной, если значения исходных параметров удовлетворяют неравенствам 6.8М7.5, 30L100 км и 1А5 м. По мере удаления от этих интервалов в обе стороны ошибка определения увеличивается. Из всех типов дислокаций самой близкой к истине следует считать оценку, произведенную для сдвигов, как независимых от гравитации разрывов, уравнения для которых по всем видам связей наиболее близки к обобщающим. Определения, осуществленные в сдвиговых зонах, также будут характеризоваться меньшими отклонениями от проведенных для зон сжа тия или растяжения. При этом в двух последних случаях при оценках необходимо учитывать особенности, свойственные отдельным видам связей. В практических исследованиях при одинаковой возможности точного определения обоих пара метров сейсмогенного разрыва предпочтительнее использовать те виды обоб щающих зависимостей, в которых фигурирует параметр А. Кроме того, если в зо нах сжатия или растяжения проводить определения на основе соответствующих им по типу дислокаций (являющихся, таким образом, опережающими или опе ряющими), то ошибка полученного результата будет минимальной. Использова ние параметра L даже при работе с дислокациями опережающего или оперяющего типов, приведет к большей ошибке, что необходимо учитывать при расчете М.

Поскольку во многих случаях различия между обобщающими уравнениями и зависимостями, характеризующими конкретные обстановки проявления земле трясений, являются значимыми и дают при прочих равных условиях отклонения, к примеру, по шкале магнитуд на целые единицы, существует необходимость в переоценке данного параметра для некоторых природных ситуаций. Таким обра зом, практическое значение выявленных уравнений регрессии, а также представ ленных выше рекомендаций состоит, прежде всего, в уточнении результатов сейсмического районирования, данные которого, как известно, являются основой для промышленного и гражданского строительства.

В заключении необходимо отметить, что наборы механизмов очагов землетря сений, а также специфика соотношений их параметров с количественными характе ристиками сейсмогенных разрывов достаточно успешно объясняются, исходя из вы явленного ранее парагенезиса разрывов 2-го порядка, имеющих место вблизи раз ломных сместителей. Это свидетельствует о вполне определенной аналогии в зако номерностях деформирования субстрата, из которой следует, что крупнейшие зоны активного структурообразования, вмещающие исследованные землетрясения на тер ритории Центральной Азии и в других регионах мира, в рассматриваемом отношении подобны разломным зонам. Присутствие в них явно выраженных сместителей маги стрального типа усиливает эту аналогию. Вместе с тем однозначное отождествление зон активного структурообразования с разломными возможно лишь после проведе ния комплекса структурных работ, которые могут составить основу отдельного целе направленного изучения. Что же касается наших исследований, то они в дальнейшем касались более мелких по масштабу зон разломного типа, внутренняя структура ко торых характеризовалась разной степенью зрелости. Последняя непосредственно свя зана со стадийностью разрывообразования, обусловливающей рассматриваемую в следующем разделе временную неравномерность сейсмического процесса.

II.1.2. Отражение в сейсмичности пространственно-временных закономерностей разрывообразования в разломной зоне Несмотря на то, что пространственные закономерности разрывообразования определяются способом распространения деформации, а временные – ее кинетикой, в природных условиях они тесно взаимосвязаны. Особенно отчетливо это отражается в характере протекания связанного с разрушением сейсмического процесса, под кото рым, как известно, и понимается проявление землетрясений в пространстве и време ни. Ярко выраженная неравномерность сейсмического процесса является отражением специфики развития внутренней структуры разломной зоны. Временная неравномер ность разрывообразования обусловливает наличие трех главных стадий, сейсмич ность которых, исходя из специфики разрушения, должна резко различаться. Если абстрагироваться от влияния литологического фактора и руководствоваться лишь за кономерностями разрывообразования в разломной зоне, общие тенденции в течении сейсмического процесса могут быть представлены следующим образом.

Сейсмичность отсутствует до появления разрывов, то есть до начала ранней дизъюнктивной стадии, и практически исчезает к концу стадии полного разрушения после того, как сформировался прямолинейный магистральный сместитель. В начале этой последней стадии преобладают землетрясения, происходящие при разрушении неровностей сместителя, форма и размеры которых будут главными структурными факторами, определяющими параметры сейсмических событий. В противополож ность этому на ранней дизъюнктивной стадии преобладают землетрясения, связанные с разрушением условно ненарушенной среды, то есть с возникновением новых раз рывов сплошности, их прорастанием и, наконец, разрушением перемычек между рас полагающимися рядом нарушениями. Количественные характеристики перемычек в этом случае будут вместе с интенсивностью тектонических движений определять па раметры землетрясений. Поздней дизъюнктивной стадии свойственны оба механизма сейсмичности при преобладании последнего, так как доминантой структурной эво люции в это время, как и на ранней стадии, является рангование, а сегменты будуще го магистрального сместителя проявлены локально и сравнительно прямолинейны.

Процессом рангования обусловливается наличие важнейшей в сейсмическом отношении особенности развития внутренней структуры разломных зон до появления главного сместителя, то есть существование подстадий и разделяющих их структур ных перестроек. Поскольку последние представляют собой разрушение перемычек между наиболее крупными разрывами, протекающее по простиранию всей разломной зоны, именно эти сравнительно короткие промежутки времени являются самыми ак тивными в сейсмическом отношении. Действительно, деформируемый объем теряет несущую способность в результате разрушения тех его условно монолитных частей, которые располагаются между достаточно крупными разрывами. По интенсивности процесса деструкции момент главной структурной перестройки превосходит все по следующие перестройки (в том числе и возникновение магистрального сместителя), так как они выражаются в разрушении сравнительно мелких перемычек, не требую щем высокой концентрации напряжений.

Таким образом, из трех главных стадий разломообразования наиболее актив ной в сейсмическом отношении является поздняя дизъюнктивная, в течение которой развиваются наиболее крупные разрывы, причем субстрат в некоторых местах еще не потерял сплошность. Пики активности отражают периоды структурных перестроек, что при моделировании разломообразования на упруго-пластическом материале под тверждается всплесками сигнала акустической эмиссии, являющейся аналогом сейс мичности в экспериментах [Шерман и др., 1985;

Разломообразование…, 1991]. Дан ные из цитированных публикаций свидетельствуют, что наибольший всплеск акусти ческой эмиссии, как правило, наблюдается во время главной структурной перестрой ки (в нашей трактовке), разделяющей процесс разрывообразования на раннюю и позднюю стадии.

М.В. Гзовский [1963], рассматривая формирование тектонических разрывов, выделил стадии длительной подготовки, лавинообразного возникновения и медлен ного разрастания магистрального сместителя, связав вторую из них с землетрясением главной силы. Выявленные нами стадии аналогичны стадиям М.В. Гзовского только в том случае, если рассматривать образование небольшого разлома в слабонарушен ной среде, сопровождающееся сейсмичностью при существенно хрупком поведении деформируемого объема. Именно в этих условиях имеет место сравнительно дли тельная ранняя дизъюнктивная стадия, в течение которой образование многочислен ных мелких разрывов может сопровождаться слабыми землетрясениями, кратковре менная поздняя дизъюнктивная стадия, когда происходит обусловленный возникно вением сместителя толчок главной силы, и заключительная стадия полного разруше ния с, в основном, слабыми землетрясениям, отражающими разрушение субстрата у изгибов магистрального сместителя в процессе скольжения крыльев.

С увеличением ранга разлома поздняя дизъюнктивная стадия растягивается во времени, а происходящему в ее конце главному землетрясению предшествует серия форшоков. В связи с этим сейсмологические исследования именно данной стадии процесса наиболее перспективны для обнаружения устойчивых предвестников земле трясений и в конечном итоге – для получения научного прогноза землетрясений [Со болев и др., 1975;

Соболев, Пономарев, 2003]. У сравнительно крупных разломов временные рамки ранней и особенно поздней дизъюнктивных стадий существенно расширяются. Появляются подстадии, которые отделяются друг от друга структур ными перестройками. Именно в этом случае интерпретация структурных ситуаций в контексте сейсмичности уже не может рассматриваться с точки зрения одного земле трясения и должна проводиться по отношению к сейсмическому процессу, контроли руемому формированием структуры разломной зоны в целом.

Теперь рассмотрим, как отражается в сейсмичности пространственная нерав номерность разрывообразования в разломных зонах сжатия, растяжения и сдвига, ак центируя внимание не столько на самом этом свойстве (присутствие которого в рас пределении землетрясений очевидно), сколько на регулярности такого распределе ния. Для единичных крупных землетрясений данное свойство присутствует в распре делении афтершоковой активности как по горизонтали (рис. II.9), так и по вертикали (рис. II.10) при, соответственно, сдвиговых и взбросовых подвижках на сейсмоген ных разломах. Еще более отчетливо регулярность проявляется в поле долговремен ной сейсмической активности крупных разломных зон, так как локальные структур но-вещественные неоднородности в данном случае оказывают существенно меньшее влияние на общие закономерности процесса. В.И. Витязь [1986] выделил пространст венную регулярность в размещении максимальных концентраций землетрясений вдоль Курило-Камчатского подвижного пояса, который формируется в условиях сжа тия литосферы (рис. II.11, А). Приведенный рядом рис. II.11, Б из работы А.В. Ключевского и В.М. Демьяновича [Klyuchevskii, Demjanovich, 1999] свидетель ствует о наличии той же закономерности распределения сейсмической активности в характерной для центрального сегмента Байкальской рифтовой зоны обстановке рас тяжения, а другие приведенные в данном разделе иллюстрации – о еще более отчет ливом проявлении регулярности аналогичного типа в сдвиговых разломных зонах.

Таким образом, независимо от ранга и типа зон, распределениям землетрясе ний в их пределах свойственна продольная регулярность. Анализ литературы пока зывает, что в том или ином виде это общее свойство разрушения проявляется повсе местно, хотя в большинстве случаев его выраженность осложняется влиянием ранее сформировавшихся структурно-вещественных неоднородностей. Не вызывает Рис. II.9. Карта афтершоковой зоны (Б) землетрясения в г. Кокаели (Турция, 1999 г.), ко торое произошло при подвижке по одному из разломов зоны Северо-Анатолийского сдвига (А) (по [Implications..., 1999] с добавлениями).

1 – активные разломы;

2 – разлом, вскрывшийся в результате землетрясения;

3 – концентрические круги, проведенные через 20 км к самому сильному событию с магнитудой 5.2;


4 – положение афтершоков, показанное в виде окружностей, диаметры которых пропорциональны магнитуде (для четырех самых сильных событий значение параметра показано цифрами);

5 – области повышенной плотности афтершо ков.

Рис. II.10. Схема распределения афтершоков землетрясения в г. Коба (Япония, 1995 г.), которое произошло в результате активизации одного из разрывов взбросовой зоны (по [Sato et al., 1998]).

1-2 – осадочные (1) и гранитные (2) породы верхней коры;

3 – породы нижней коры;

4 – разломы;

5 – области проявления афтершоков.

Рис. II.11. Примеры распределения сейсмической активности в зонах сжатия (А) и растя жения (Б).

А. Карта плотности гипоцентров землетрясений с глубиной очагов 43-80 км для Курило Камчатского региона (по [Витязь, 1986] с упрощениями).

Б. Фрагмент карты распределения напряжений (в барах), высвободившихся в результате землетря сений в центральной части Байкальского рифта (по [Klyuchevskii, Demjanovich, 1999] с упроще ниями).

сомнений факт прямой связи пространственной регулярности распределения сейсми ческой активности и выявленного ранее чередования с одинаковым шагом участков разломных зон, развивающихся в структурном отношении по-разному. Установлен ные закономерности разрывообразования в разломных зонах позволяют рассмотреть вопрос контроля землетрясений более детально, что и делается ниже на примере сдвигов.

Поскольку сейсмическая активность определяется характером движений по разломам (по Ю.В. Ризниченко [1965;

1976] – криповое или сейсмическое виды тек тонического течения горных масс) для решения поставленной задачи можно восполь зоваться результатами наших исследований распределения амплитуды смещения на разных стадиях развития экспериментально воспроизведенных сдвиговых зон (рис. II.12). Последние, как было показано ранее [Семинский, 2003], являются по Рис. II.12. Распределение амплитуды смещения (А) по простиранию наиболее крупных разрывов (I, II и III) на поздней дизъюнктивной стадии развития сдвиговой зоны по результатам моделирования на упруго-пластичном материале.

Серым цветом закрашены участки с наибольшими градиентами перемещений, с которыми в при родных условиях связана повышенная сейсмическая активность.

1 – разрывы с незначительной (а) и значительной (б) раздвиговой составляющей перемещений;

2 – амплитуда сдвига, измеренная на отдельных участках разрыва по смещению реперов.

теории подобия аналогами крупных природных разломов сдвигового типа. Для наи более сейсмоактивной поздней дизъюнктивной стадии характерна ярко выраженная структурная дифференциация, которая отражается и в проявлении движений по опе режающим разрывам. На участках, представленных единичными сегментами буду щего магистрального сместителя (см. рис. II.12), реализация полной амплитуды сме щения по зоне (19 см) происходит путем крипа без потерь на пластическую состав ляющую: обособленные блоки скользят по единому крупному разрыву. В соседних наиболее нарушенных участках интенсивного структурообразования вся эта ампли туда распределяется по нескольким разрывам, причем ее приращение в переходной области происходит посредством разрушения перемычек, что в природных условиях должно осуществляться в виде сейсмических толчков.

Следовательно, для поздних стадий развития разломов характерна прямая за висимость между плотностью разрывов в зоне и сейсмичностью. Поэтому области повышенной концентрации землетрясений, как и участки повышенной раздробленно сти, располагаются по простиранию разломной зоны примерно на одинаковых рас стояниях друг от друга, что иллюстрируется здесь распределением землетрясений вдоль находящегося на поздней стадии развития Северо-Анатолийского сдвига (рис. II.13). Согласно экспериментальным данным, расстояние между рассматривае мыми участками существенно зависит от скорости деформации и в меньшей степени от размеров нагруженного объема, а также других параметров деформирования.

Рис. II.13. Схема активных разрывов и распределение плотности землетрясений с магни тудой больше 6 в зоне Северо-Анатолийского сдвига, составленные по материалам А.М.К.

Сенджера [Sengor, 1979].

1-3 – разломы с преобладанием сдвиговой (1), сбросовой (2) и надвиговой (3) компонентами сме щения;

4 – площади с различной плотностью эпицентров землетрясений (интенсивность цвета пропорцио нальна плотности);

5 – береговая линия Средиземного и Черного морей.

Наибольшую сейсмическую активность следует ожидать на границах рассмат риваемых участков, где криповое скольжение по располагающемуся на соседнем уча стке сегменту магистрального сместителя встречает резкое сопротивление (см. рис.

II.12). Здесь наблюдаются максимальные градиенты тектонических движений, что в природе всегда связано с повышенной сейсмической активностью [Гусев и др., 1986;

Имаев и др., 1990;

Имаев, 1994]. Как показали проведенные исследования, наиболь шая концентрация землетрясений характерна для одной из двух оконечностей каждо го участка повышенной нарушенности, что смещает в ее сторону центр соответст вующего максимума сейсмической активности. Например, крупнейшее землетрясе ние в Турции (г. Кокаели, 1999г.) приурочено к краевой западной части одного из наиболее высоко сейсмичных участков повышенной плотности активных разломов на Северо-Анатолийском сдвиге (см. рис. II.9, А и рис. II.13).

Переходя к рассмотрению структурного контроля характера распределения землетрясений на стадии полного разрушения, следует отметить его преемственность от описанной выше поздней дизъюнк тивной стадии развития разломной зо ны. Дифференциация последней в продольном направлении на участки с существенно отличающейся структур ной организацией проявляется в очень неравномерном распределении эпи центров землетрясений. Примером в данном случае может служить кали форнийский сдвиг Сан-Андреас (рис. II.14, А). В зоне его влияния об ласти с высокой плотностью землетря сений и активных разломов чередуют ся с участками, представленными еди ным магистральным сместителем, из гибы которого генерируют наиболее сильные, но редкие сейсмические со бытия [Трифонов, 1984;

Sylvester, 1988].

Кроме описанной структурной ситуации, землетрясения на стадии полного разрушения могут быть свя заны с особенностями скольжения блоков по сместителю, когда в крыль ях возникают обстановки продольно ориентированных сжатия или растя жения (см. главу I.2). Однако эти ус ловия вряд ли можно считать широко распространенными в земной коре, так Рис. II.14. Распределение сейсмической как оперяющие разрывы подобного активности в зонах сдвига, находящихся на раз- типа имеют ограниченное распростра ных стадиях развития. нение в зонах сдвига и, особенно, рас А. Положение областей сейсмически-контраст тяжения, а в зонах сжатия возникают ных состояний вдоль зоны разлома Сан Андреас [Allen, 1968]: 1 – главный сейсмиче- при существенно вязкой (то есть прак ский разлом (в настоящее время практически тически несовместимой с землетрясе спокойный);

2 – активные разрывные нару- ниями) реакции субстрата на прило шения зоны влияния разлома Сан-Андреас;

женную нагрузку.

3 – сейсмоактивные области.

Распределение землетрясений Б. Карта плотности землетрясений и палеосейс модислокаций северо-восточного фланга Бай- на ранней дизъюнктивной стадии раз кальской рифтовой зоны (составлена по вития разломных зон существенно от [Геология..., 1984б]): 1 – изолинии плотности;

личается от закономерностей, свойст 2 – ось рифтовой зоны.

венных двум более поздним стадиям разрывообразования, что обусловлено кардинальными различиями их внутренней структуры. До главной структурной пере стройки зона действия скалывающих напряжений имеет достаточно большие попе речные размеры и представлена сетью мелких разрывных нарушений, образующих неконтрастные максимумы, которые чередуются по простиранию с постоянным, но сравнительно небольшим шагом. В связи с этим распределение землетрясений отли чается рассеянным характером, на фоне которого может иметь место повышение плотности сейсмических событий в осевой части зоны, где образуется серия близко располагающихся друг к другу скоплений. Описанные особенности распределения сейсмической активности характерны, например, для северо-восточного фланга Бай кальской рифтовой зоны (см. рис. II.14, Б), движения вдоль которого, согласно из вестным геодинамическим построениям [Шерман, Леви, 1978;

Леви, 1980] и полевым исследованиям [Шерман, Днепровский, 1989], являются сдвиговыми, а разрывная структура, по нашим представлениям, соответствует ранней стадии развития разло мов. Землетрясения (вместе с палеосейсмодислокациями) встречаются в сдвиговой зоне повсеместно, образуя неявно выраженные скопления, чередующиеся вдоль ее оси с постоянным шагом.

Таким образом, главные особенности распределения сейсмической активности на разных стадиях развития сдвиговых разломных зон существенно отличаются друг от друга вслед за различиями характерных для них состояний внутренней структуры.

При этом, несмотря на разницу в количественном выражении, регулярность, как ос новная черта неравномерности пространственного распределения землетрясений, свойственна каждой из стадий разрывообразования. Это обусловлено существовани ем во всех случаях волнового способа распространения деформаций, играющего оп ределяющую роль в переносе энергии от ее источника и, в итоге, – распределении разрывных нарушений. Согласно исследованиям предыдущих авторов [Разломообра зование…, 1991], волновой механизм распространения деформаций отражается в ми грации сейсмической активности (колебательного типа) в разломных зонах, когда в располагающихся по разные стороны от сместителя блоках происходит поочередное возникновение серий слабых землетрясений. Ввиду очевидности различий в характе ристиках волн для несейсмических и сейсмических деформаций, установленные ра нее [Семинский, 2003] закономерности распределения первых далеки от практиче ского использования в прогнозе сейсмичности. Однако сам факт существования по добного механизма снимает вопрос о случайности явления миграции сейсмической активности в разломных зонах, а намеченные связи между параметрами колебаний (амплитуда, скорость, период) и установленный характер их зависимости от условий деформирования позволят наметить новые пути для дальнейшего исследования.


Итак, рассмотренные выше временная и пространственная неравномерности проявлений сейсмического процесса в разломных зонах тесно взаимосвязаны друг с другом, так как отражают пространственно-временные закономерности формирова ния разрывной структуры, объединенные в рамках тектонофизической модели разло мообразования [Семинский, 2003]. Представляется очевидным, что известные для крупных сейсмогенных зон периоды затиший в проявлениях сейсмичности могут быть связаны не только с изменением активности воздействия внешних сил, но и с объективно существующей временной неравномерностью разрывообразования. В свою очередь, локализация участков повышенной сейсмической активности далеко не всегда контролируется вещественными неоднородностями в пределах разломных зон, а по большому счету обусловлена неравномерностью пространственного распре деления разрывов, что нельзя не учитывать при долгосрочном прогнозе сейсмической опасности.

* * * Итак, сейсмический процесс в континентальных разломных зонах характери зуется пространственно-временной неравномерностью даже при неизменности внеш него воздействия на деформируемый участок литосферы. Временная неравномер ность выражается в чередовании сравнительно устойчивого сейсмического режима отдельных стадий развития разломной зоны с периодами его резкой активности, со ответствующими главной структурной перестройке и появлению магистрального сместителя. Из трех главных стадий наибольшая активность характерна для поздней дизъюнктивной стадии, которая предшествует образованию в разломной зоне едино го сместителя. У мелких разломов ей соответствует собственно акт землетрясения или у несколько больших по размерам тектонических нарушений – период форшоко вой активности, а у наиболее крупных дизъюнктивов – существование серии сравни тельно спокойных в сейсмическом отношении подстадий и значительных всплесков сейсмической активности в периоды разделяющих их структурных перестроек.

Пространственная неравномерность выражается в существовании по прости ранию зон сжатия, растяжения и сдвига участков высокой сейсмической активности, располагающихся примерно на одинаковых расстояниях друг от друга. Шаг между ними, как и степень выраженности, будут существенно отличаться для отдельных стадий развития дизъюнктивов в связи с различием состояния их внутренней струк туры. На ранней дизъюнктивной стадии землетрясения распределяются в достаточно широкой полосе, к осевой части которой приурочены их не явно выраженные скоп ления, располагающиеся на сравнительно близких расстояниях друг от друга. В отли чие от этого для поздней дизъюнктивной стадии характерно чередование по прости ранию дизъюнктива практически асейсмичных участков, где происходят криповые движения по сегментам будущего магистрального сместителя, и сейсмоактивных об ластей сочленения последних друг с другом, где наибольшие концентрации земле трясений приурочены к дистальным окончаниям, как местам с высокими градиента ми перемещений. Шаг между участками высокой сейсмической активности, сущест венно зависящий от скорости деформации, в этом случае будет наибольшим для дан ного тектонического режима и размеров деформируемого объема литосферы. Для стадии полного разрушения характерна та же величина рассматриваемого параметра при значительно меньших размерах сейсмоактивных участков, приуроченных к изги бам магистрального сместителя, которые образовались на месте ранее существовав ших областей сочленения его сегментов.

Пространственно-временная неравномерность сейсмического процесса в зонах сжатия, растяжения и сдвига также проявляется в миграции активности, которая, кроме известного поступательного, имеет и колебательный характер, связанный с волновым способом распространения деформаций при разломообразовании. По от ношению к оси зоны имеют место поперечные миграции, выражающиеся в попере менной активности крыльев тектонического нарушения. Параметры колебаний (ам плитуда, период, скорость), судя по аналогичным характеристикам для миграций фронта разрывных нарушений, должны находиться в определенных взаимоотноше ниях друг с другом, отличающихся на количественном уровне для разных размеров и условий нагружения литосферного объема.

Механизмы очагов сильных землетрясений в разломных зонах представляют все основные динамические обстановки, вклады которых находятся в следующих процентных соотношениях (сжатие/сдвиг/растяжение): для зон сжатия – 62/22/16, для зон растяжения – 3/19/78, для зон сдвига – 3/78/19. Несмотря на некоторые вариации формул на разных стадиях развития зон, вклад генеральной динамической обстанов ки (то есть поля напряжений 1-го порядка, инициирующего подвижки по разломной зоне в целом) всегда превышает 50%, а вклад противоположного по типу поля на пряжений равен нулю (правые сдвиги в зонах левого сдвига) или минимален (сжатие в сбросовых зонах или растяжение в зонах взбросов).

Наличие в зонах сжатия и растяжения очагов землетрясений с механизмами, прямо противоположными по типу полю напряжений 1-го порядка, является одной из главных особенностей сейсмического процесса, отличной от его проявлений в зонах сдвига. Основная масса подобных землетрясений обычно тяготеет к периферии зон сжатия или растяжения и связана с гравитационным разрывообразованием. Кроме то го, для зон сжатия и растяжения вклад главных динамических обстановок дают не только землетрясения, возникающие при той же в плане ориентировке поля напряже ний, что и вся зона в целом, но и сейсмические события, которые связаны с анало гичными по типу подвижками по разрывам, занимающими поперечное положение (поперечные сбросы в зонах растяжения или поперечные взбросы в зонах сжатия).

Гравитационный эффект является определяющим для различий в статистиче ских соотношениях параметров сейсмогенных разрывов и землетрясений, установ ленных для различных динамических обстановок их возникновения. В связи с этим практическое использование зависимостей вида LgL=(M), LgА=(M) и LgА=(lgL) необходимо осуществлять либо в строгом соответствии с конкретной природной ситуацией (по морфогенезису дислокации и типу зоны активного структурообра зования 1-го порядка), либо корректируя полученный результат согласно выяв ленных тенденций в отклонениях от обобщенных соотношений.

Представленные выше наиболее общие особенности проявления сейсмическо го процесса в зонах сжатия, растяжения и сдвига осложняются в связи с вариациями параметров тектонического режима конкретных регионов, а также из-за наличия ме стных факторов, главными из которых являются неоднородности литологического состава и наличие древней разломной сети. Несмотря на это, установленные законо мерности имеют, по нашему мнению, принципиальное значение, так как, во-первых, судя по представленным выше примерам, часто встречаются в «чистом» виде и, во вторых, являются основой понимания специфики процесса в конкретных зонах сжа тия, растяжения и сдвига.

Глава II.2. Металлогенический аспект тектонофизических закономерностей разрывообразования в разломных зонах В данном разделе будут описаны закономерности распределения гидротер мальных рудных месторождений, которые, как известно, чаще всего контролируются разрывными нарушениями. Рассматриваемые месторождения обычно локализуются в пространстве в пределах линейно вытянутых поясов, получивших название металло генических или рудных. Существуют различные точки зрения на происхождение этих поясов [Фаворская, 1981], однако с позиций сегодняшнего дня очевидно, что большая часть из них в структурном отношении контролируется разломными зонами в текто нофизическом понимании данного термина. Более того, А.В. Пейве [1956], с одной стороны, и В.И. Смирнов [1979], с другой, независимо друг от друга высказали мне ние, что три главных типа рудных поясов (1 – вытянутые вдоль крупных разломов;

– располагающиеся вдоль ослабленных зон на стыках областей разной мобильности;

3 – вытянутые вдоль предполагаемых крупных разломов в консолидированном фун даменте) представляют собой различные формы проявления разломов в литосфере.

В то же время, несмотря на накопленный в тектонике за полвека обширный фактический материала по закономерностям формирования внутренней структуры разломов, он лишь в незначительной степени использовался в металлогеническом анализе. В подавляющем большинстве работ фиксировался только факт контроля оруденения разломами (рудовмещающими, рудолокализующими), а основное внима ние уделялось геохимической специализации земной коры, типам магматических формаций, истории тектонических преобразований рудоносных территорий и другим факторам [Щеглов, 1980;

Козеренко, 1981;

Кривцов, 1991]. В связи с этим нашей за дачей было, основываясь на установленных ранее закономерностях разломообразова ния, показать на конкретных примерах основные особенности локализации орудене ния в разломных зонах сжатия, растяжения и сдвига, которые являются результатом главным образом процесса формирования их внутренней структуры. Это, с одной стороны, послужит дополнительным доказательством объективности существования главных закономерностей разрывообразования, а, с другой, может содействовать их широкому использованию в современном металлогеническом анализе. По аналогии с описанием особенностей проявления в разломных зонах сейсмичности ниже рассмат ривается отражение в локализации оруденения сначала парагенетических, а затем пространственных и временных закономерностей разрывообразования, причем глав ным итогом проведенного исследования стала новая систематика структур рудных полей и месторождений на тектонофизической основе.

II.2.1. Отражение парагенетических взаимоотношений между разрывами на локализации оруденения в разломных зонах Поскольку внутренняя структура разломной зоны по большому счету упроща ется по мере ее развития, вопрос о структурном контроле связанного с разрывами оруденения решается сравнительно просто для завершающих этапов разломообразо вания и осложняется для его более ранних стадий. Рудная жила представляет собой мелкий полностью сформированный «залеченный» разрыв. Более крупные орудене лые разломные зоны стадии полного разрушения выражены магистральным смести телем, который на всем своем протяжении сопровождается полосой распространения пород, измененных под действием гидротермальных флюидов. Примером может служить проявление пород монцонит-щелочногранитовой формации на одном из участков Баджальской вулканической зоны в Приамурье [Кулиш и др., 1982]. Как видно из рис. II.15, они размещаются вдоль разломов в виде прямолинейных полос, ширина которых достигает 3.5 км. Метасоматоз сопровождается промышленным оловянным оруденением, которое имеет наибольший масштаб в узлах пересечения разломов, где продукты постмагматической деятельности развиты наиболее широко.

Как и предыдущий случай, в рудной геологии однозначно трактуется ситуация контроля оруденения двумя сопряженными системами сколовых разрывов, к кото рым на высшем иерархическом уровне добавляется система трещин растяжения, рас полагающихся в плоскости действия осей главных нормальных напряжений 1 и 2. В ограниченном числе публикаций (например, [Старостин, 1988;

Уткин, 1989]) описы ваемый парагенезис дополняется еще одной сколовой системой разрывов, ориенти рующихся в плоскости 13 и, таким образом, являющихся в нашей трактовке транс формационными.

Данный парагенезис может формироваться из оперяющих нарушений на ста дии полного разрушения, но наиболее часто представлен опережающими разрывами на ранней или поздней стадиях развития разломной зоны любого типа и ранга. Оче видно, что в этих случаях он лишь частично отражает парагенезис разрывных систем, значительная часть которого в подавляющем большинстве исследований, посвящен ных структурному контролю оруденения, остается не выявленной или трактуется как результат существования отличающихся по возрасту и типу обстановок разрывообра зования. Особенно сложной является ситуация в разломных зонах сжатия и растяже ния, так как их внутреннюю структуру может составлять большое количество раз рывных систем, часть из которых при близкой ориентировке формируется в обста новке, по типу противоположной полю напряжений 1-го порядка (продольные сбро сы в зонах сжатия или продольные взбросы и надвиги в зонах растяжения). Посколь ку основу парагенезиса разрывов 2-го порядка в зонах сдвига (см. рис. I.4) составляет парагенезис, широко известный для зон скалывания (см. рис. I.1), структурный кон троль оруденения в их пределах большинством специалистов отражается наиболее полно. В качестве примера можно привести результаты исследований В.П. Уткина [1989], посвященные взаимоотношениям сдвиговых дислокаций, магматизма и ору денения в Приморье.

Рис. II.15. Размеще ние пород монцонит-ще лочногранитовой формации и ассоциирующих с ними рудопроявлений на одном из участков Баджальской вулканической зоны в При амурье (по [Кулиш и др., 1982]).

1 – вмещающие породы;

2 – массивы позднемеловых диоритов, диоритовых порфиритов, сиени тов;

3 – поля развития полевошпат-серицит-турмалиновых метасоматитов, кварцевых альбититов, скар ноидов и даек монцодиоритовых порфиритов, граносиенитов, трахилипаритов, трахиандезитов;

4 – разло мы;

5 – генетичексие типы метасоматитов в оловорудных проявлениях касситерит-силикатной формации (а – кварцевые альбититы;

б – скарноиды;

в – турмалиниты;

г – хлориты).

Территория Восточно-Сихотэ-Алинского вулкано-плутонического пояса рас сматривается В.П. Уткиным как глобальная сдвиговая зона, левосторонние движения в пределах которой происходили по серии глубинных разломов, локализующихся в позднепалеозойском-раннемезозойском фундаменте и простирающихся в северо восточном направлении. Результатом этих движений стало формирование в осадоч ном чехле в позднемеловое время сначала пликативных, а затем и дизъюнктивных структурных форм. Среди последних преобладают северо-восточные и субмеридио нальные левые сдвиги, а также северо-западные сдвиги с правосторонним характером смещения крыльев, которые можно интерпретировать, соответственно, как Y-, R- и R’-сколы. Кроме того, широкое распространение получили север-северо-западные разрывы растяжения, являющиеся в индексации, принятой для зон скалывания, на рушениями е-типа. Существенно меньшее развитие имеют надвиги, взбросы и сбро сы, ориентация которых свидетельствует о принадлежности к разрывным системам t-, t’-, n- и n’-типов. Следствием наличия в фундаменте ни одного, а нескольких иниции рующих сдвиговых сместителей стало появление характерной для Приморья особен ности деструктивного процесса, выраженной в широком развитии северо-западных структур растяжения. Значительные перемещения по сравнительно крупным сдвигам привели к растягиванию, располагающихся между ними блоков горных пород и по явлению существенно сбросовых смещений по северо-западным R’-cколам, возник шим ранее как правосторонние сдвиги.

Перечисленные разрывные системы составляют структурный парагенезис, имеющий место на пяти выделенных В.П. Уткиным иерархических уровнях, с каж дым из которых связаны разномасштабные проявления оруденения: 1) магмометалло геническая сдвиговая зона, контролирующая размещение рудных районов;

2) метал логеническая сдвиговая зона, контролирующая размещение рудных узлов;

3) рудо носная сдвиговая зона, контролирующая размещение рудных месторождений;

4) ру доконцентрирующая сдвиговая структура, обеспечивающая рудную концентрацию до ранга месторождений;

5) рудовмещающая структура, контролирующая локализацию отдельных рудных тел. Автор монографии иллюстрирует пространственные взаимо отношения разрывных систем, магматизма и оруденения для каждого из выделенных рангов структур. Здесь приводится лишь один из рисунков, представляющих внут реннее строение Микулинской сдвиговой зоны в пределах Среднемикулинского и Зимнего оловорудных месторождений (рис. II.16, А). Разломная зона, согласно дан Рис. II.16. Строение Микулинской зоны в пределах Среднемикулинского и Зиминского месторождений в Приморье (по [Уткин, 1989] с упрощениями) (А) и роза-диаграмма (Б) прости раний тектонических нарушений с рис. А, на которой каждому из лучей поставлены в соответст вие определенные типы разрывов 2-го порядка (е-, n-, t-, R’-, R- и Y-типов), образующиеся в сдви говом поле напряжений с показанными двусторонними стрелками ориентировками осей сжатия и растяжения.

1 – песчаники;

2 – алевролиты;

3 – неравномерное переслаивание песчаников и алевролитов;

4 – граниты;

5 – частные сдвиги Микулинской сдвиговой зоны;

6 – надвиги;

7 – рудные тела (черное) и дайки преимущественно среднего состава;

8 – условные границы потенциальных сдвигов;

9 – элементы залегания слоев.

ным ГСЗ, проникает на глубину 42 км и по структурно-геологическим признакам прослеживается по простиранию на 180 км при варьировании ширины от 2 до 10 км.

Суммарная амплитуда сдвига оценивается в 17 км. Роза-диаграмма простираний на рушений (см. рис. II.16, Б), составленная нами по данным рис. II.16, А, свидетельст вует о существовании здесь набора генетически связанных разрывов, соответствую щего левосдвиговой разломной зоне. Парагенезис является практически полным, так как имеют место системы разрывов, отражающих все частные динамические обста новки сдвигообразования: R, R’ и Y – собственно сдвиговую, t – обстановку сжатия, e и n – обстановку растяжения. К перечисленным выше опережающим в нашем пони мании системам разрывов следует добавить трансформационные субгоризонтальные срывы, о присутствии которых упоминается в тексте монографии.

Как видно из рисунка, большинство рудных тел приурочено к разрывам севе ро-западной, реже, субмеридиональной и субширотной ориентировок. Однако многие зоны дробления содержат тонкие прожилки и мелкие гнезда кварц-сульфидной мине рализации, а зоны северо-восточного простирания, кроме того, контролируют форму первичных ореолов рассеяния вольфрама, висмута и меди. Установленная В.П. Уткиным однозначная парагенетическая связь между формированием разлом ных зон Приморья и локализующегося в их пределах оруденения позволила ему раз работать принципиально новую стратегию поиска разноранговых рудных объектов. В ее основу заложен принцип поэтапного выделения перспективных площадей от про гноза рудных районов до выявления отдельных рудных тел в их пределах.

Таким образом, проведенное исследование является примером эффективного применения парагенезиса зон скалывания для установления закономерностей распре деления месторождений полезных ископаемых в сдвиговых разломных зонах. К со жалению, нам не удалось обнаружить в литературе аналогичных по глубине исследо ваний, касающихся внутренней структуры разломных зон растяжения и сжатия. Они более сложны для анализа в связи с дополнительным воздействием гравитационного фактора, наличием поступательной миграции фронта разрывообразования, влиянием свободной поверхности. Однако выявленные полные парагенезисы разрывов (см. рис. I.5-I.6) могут послужить основой для анализа взаимоотношений разломов и оруденения в их пределах. При этом, естественно, что особое внимание следует уде лять тем составляющим парагенезиса, происхождение которых как раз и обусловлено перечисленными выше факторами.



Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 10 |
 





 
© 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.