Численная оценка скоростей экзогенных рельефообразующих процессов на территории бассейна р. Чаган-Узун в голоцене

Непоп, Роман Кириллович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Численная оценка скоростей экзогенных рельефообразующих процессов на территории бассейна р. Чаган-Узун в голоцене
ВАК РФ 25.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Численная оценка скоростей экзогенных рельефообразующих процессов на территории бассейна р. Чаган-Узун в голоцене"

На правах рукописи

Непоп Роман Кириллович

ЧИСЛЕННАЯ ОЦЕНКА СКОРОСТЕЙ ЭКЗОГЕННЫХ РЕЛЬЕФООБРАЗУЮЩИХ ПРОЦЕССОВ НА ТЕРРИТОРИИ БАССЕЙНА Р. ЧАГАН-УЗУН В ГОЛОЦЕНЕ

25.00 01 - общая и региональная геология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

00315892Э

ИРКУТСК - 2007

003158929

Работа выполнена в Институте геологии и минералогии Сибирского отделения Российской Академии наук

Научный руководитель. доктор геолого-минералогических наук

Новиков Игорь Станиславович

Официальные оппоненты доктор геолого-минералогических наук,

профессор Уфимцев Геннадий Феодосьевич Институт земной коры СО РАН (г Иркутск) доктор географических наук, профессор Поздняков Александр Васильевич Институт оптического мониторинга СО РАН (г. Томск)

Ведущая организация: ФГУП Сибирский научно-исследовательский институт геологии, геофизики и минерального сырья (г. Новосибирск)

Защита состоится " 16" октября_2007 г в 9 час

на заседании диссертационного совета Д 003.022 02 при Институте земной

коры СО РАН, в конференц- зале.

Адрес 664033, Иркутск, ул. Лермонтова, 128.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИЗК СО РАН

Автореферат разослан " 7_" сентября 2007 г

Ученый секретарь диссертационного совета к г.-м н.

ЮВ Меныпагин

1. Общая характеристика работы

Актуальность темы

Рельеф является интегральной характеристикой различных геологических процессов, действующих как в глубинных частях Земли, так и на ее поверхности Экзогенные процессы, моделирующие поверхность внутриконтинентальных горных систем, формируют рельеф не только самих горных сооружений, но и сопредельных с ними обширных территорий Определение скоростей экзогенного рельефообразования в горных районах позволяет получить фундаментальные знания о соотношении экзогенных и эндогенных геологических процессов в формировании земной поверхности

Происходящие в горах оползни, обвалы скальных пород, сели, снежные лавины, прорывы подпрудных озер, пульсации ледников, резкие повышения уровня горных рек зачастую имеют катастрофические последствия для жизни и хозяйственной деятельности человека Прогнозирование этих явлений невозможно без всестороннего изучения вызывающих их геологических процессов.

В настоящее время основные рельефообразующие экзогенные процессы относительно хорошо изучены для различных горных областей мира (МШипап, 1992, ВигЬапк, 2002; Keefer, 2002 и др) Вместе с тем, Горный Алтай, представляющий собой расположенную на территории России северную часть Алтайского внутриконтинентального горного поднятия, является малоизученным в этом отношении. В то же время на его территории происходили и происходят гигантские сейсмоиндуцированные оползни и обвалы, а в наиболее высоких хребтах сохраняется современное оледенение - мощный рельефообразующий фактор, определяющий к тому же водный баланс верховьев бассейна р.

- Обь Поэтому изучение пространственно-временной динамики и оценка скоростей ведущих экзогенных рельефообразующих процессов в высокогорной части Алтая являются актуальными в настоящее время

Цель и задачи исследования

Целью работы является численная оценка скоростей основных рельефообразующих экзогенных процессов и определение их влияния на формирование высокогорного рельефа внутриконтинентальных горных районов Земли в голоцене на примере бассейна реки Чаган-Узун (Юго-Восточной Алтай)

Для достижения этой цели были поставлены и решены следующие научные задачи:

• провести численную оценку скорости преобразования рельефа за счет сейсмоиндуцированных склоновых процессов за голоценовый период на территории Чаган-Узунского бассейна,

• рассчитать поправку, вносимую в скорость сейсмогравитационной денудации рельефа бассейна реки Чаган-Узун сейсмооползнями, возникшими в результате афтершоков,

• численно оценить скорость ледниковой эрозии в высокогорной части Алтая на основе численного моделирования с использованием параметров современного оледенения Чаган-Узунского бассейна,

• провести сравнительный анализ скоростей основных рельефообразующих экзогенных процессов высокогорной части Алтайского внутриконтинентального поднятия и выявить пространственно-временную динамику этих процессов.

Предмет исследований - основные рельефообразующие экзогенные процессы высокогорной зоны Алтая

Объект исследований - бассейн р. Чаган-Узун, расположенный на северном макросклоне Южно-Чуйского хребта в юго-восточной ласти Горного Алтая. На территории этого бассейна широко проявлены следы флювиальной, сейсмической и ледниковой деятельности Здесь сохранились как современные ледники в приосевых частях наиболее высоких хребтов, так и следы многократных древних оледенений На территории бассейна р. Чаган-Узун закартированы многочисленные сейсмогравитационные палеодислокации и расположена эпицентральная зона Чуйского землетрясения 2003 г.

Защищаемые положения

1. Скорость сейсмогравитационной денудации рельефа Чаган-Узунского бассейна, расположенного в пределах Курайско-Чуйской сейсмоактивной зоны, за счет сейсмоиндуцированных оползней в течение голоцена составляет 3-10"5 м/год (0 3 м за 10 тыс. лет). Область действия сейсмогравитационной денудации в хребтах гобийского типа локализована на их границах и в зоне сочленения с межгорными впадинами

2. Вклад сейсмооползней, вызванных афтершоками, в общий объем сейсмоиндуцированных оползней принципиальным образом зависит от разницы магнитуд основного толчка и сильнейшего афтершока Для голоценовых землетрясений Курайско-Чуйской сейсмоактивной зоны объем оползней, вызванных афтершоками, составляет 20% от объема оползней, смещенных в результате главного толчка.

3 Скорость ледниковой эрозии для ледников с параметрами, близкими к параметрам современных ледников Чаган-Узунского бассейна, оценивается в 2 10~3 м/год (20 м за 10 тыс. лет) и является максимальной среди скоростей основных экзогенных процессов, формирующих рельеф высокогорий. Область воздействия ледников на рельеф Горного Алтая в голоцене локализуется в пределах макросклонов наиболее высоких хребтов

Фактический материал

Необходимый фактический материал был получен в ходе полевых исследований 2000-2006 годов При непосредственном участии автора были закартированы сейсмогравитационные и сейсмотектонические деформации рельефа, вызванные Чуйским землетрясением 2003 г и палеодислокации в пределах изучаемого района Кроме того, в работе были использованы топографические карты масштаба 1 50000 и 1 25000, аэрофотоснимки масштаба 1 30000, литературные источники

Методы исследования

• Палеосейсмогеологический метод включал дешифрирование аэрофотоснимков на предмет выявления сейсмогравитационных палеодислокаций, полевые исследования с целью обоснования их сейсмической природы, картирование объектов исследования с помощью портативного GPS-приемника и последующее измерение параметров этих объектов в программе Arc View GIS 3 2а.

• В рамках палеосейсмогеологического метода в данной работе предложен новый подход, позволяющий оценивать по параметрам сейсмогенных палеооползней магнитуды вызвавших их землетрясений, объем смещаемых склоновых отложений, а также рассчитывать скорость сейсмогравитационной денудации и вклад, вносимый в этот показатель афтершоковым процессом

• Для расчетов ледниковой эрозии было проведено численное моделирование движения идеализированного ледника в рамках теории пластического течения льда (Nye, 1969) и его взаимодействия с ложем ледниковой долины (Humphrey, Raymond, 1994) с использованием параметров современного оледенения Чаган-Узунского бассейна

Научная новизна

В диссертационной работе впервые предложен и апробирован новый подход к оценке палеосейсмичности и сейсмогенных изменений рельефа горных стран на основе анализа сейсмогравитационных дислокаций, основанный на статистическом анализе полного набора сейсмогенных оползней, вызванных отдельным сейсмособытием Ранее сейсмогравитационные дислокации использовались лишь для определения эпицентральных зон и датирования землетрясений прошлого Появление новых технических возможностей регистрации современных сейсмогравитационных деформаций и развитие методов их анализа позволило пересмотреть роль сейсмогравитационных палеодислокаций в палеосейсмогеологических исследованиях Предложенный в диссертационной работе подход дает возможность численно оценивать магнитуды палеоземлетрясений по параметрам сейсмогенных палеооползней, объем смещаемых во время сильных землетрясения склоновых отложений, а также рассчитывать скорость сейсмогравита-

ционной денудации и вклад, вносимый в этот показатель афтершоковым процессом.

Все эти величины рассчитаны для бассейна реки Чаган-Узун впервые за время изучения сейсмичности Алтайского горного поднятия

Впервые получено соотношение, позволяющее оценивать вклад афтершоков в общий объем смещаемого в результате сейсмических активизаций склонового материала. Этот вклад зависит от характерной для каждой сейсмоактивной зоны разницы магнитуд основного толчка и сильнейшего афтершока

Использование численного моделирования движения ледника и его взаимодействия с днищем ледниковой долины впервые позволило оценить скорость ледниковой эрозии в условиях современного оледенения Алтая.

Полученные в диссертационной работе численные значения скоростей сейсмогравитационной денудации и ледниковой эрозии впервые позволили обоснованно сравнивать вклад каждого из основных экзогенных рельефообразующих процессов на голоценовом этапе развития высокогорной зоны Алтайского внутриконтинентального поднятия с учетом их динамики во времени и пространстве.

Апробация

Основные выводы и положения работы были представлены на следующих всероссийских и международных конференциях: III Сибирская международная конференция молодых ученых по наукам о Земле (г Новосибирск, 2006 г.), научное совещание по интеграционным программам ОНЗ СО РАН «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)» (г Иркутск, 2006 г.), XL тектоническое совещание «Фундаментальные проблемы геотектоники» (г. Москва, 2007 г.), генеральная ассамблея Европейского Союза по наукам о Земле-(У1еппа, Austria 2005,2007 гг.)

Всего по теме диссертации опубликовано 15 работ.

Практическая значимость

Полученные в работе значения скоростей ряда основных экзогенных процессов высокогорной части Алтая и установленные закономерности динамики этих процессов позволяют создавать прогнозные сценарии развития ландшафтов этой территории и учитывать их в хозяйственной деятельности. Рассчитанные магнитуды палеоземлетрясений подтверждают высокую сейсмичность юго-восточной части Горного Алтая на протяжении всего голоцена, которая должна быть учтена при строительстве в этом регионе. В целом данная методика может использоваться для обоснования определения зон ВОЗ (возможных очагов землетрясений) при детальном сейсмическом районировании

Структура и объем работы

Диссертационная работа состоит из введения и шести глав общим

объемом 205 страниц, содержит 4 таблицы, 51 рисунок и библиографию из 198 наименований

Благодарности

Автор глубоко признателен д г-м н Е В Девяткину, которого уже нет с нами, оказавшему огромное влияние на формирование его научного мировоззрения

Автор благодарен своему научному руководителю д г -м н И.С Новикову за советы и поддержку в проведении исследований, академику

РАН С.В. Гольдину |, член-корр РАН ЮН Авсюку, дг-мн В.В Ружичу, д г н В П Чичагову, дг-мн В Г Трифонову за ценные замечания и советы при рецензировании материалов и подготовленных публикаций, дтн СМ. Зеркалю за замечания, касающиеся численного моделирования физических процессов, к г -м н ЕМ Высоцкому за помощь при проведении полевых работ, к г -м н А А Еманову и Е В. Лесковой за помощь при сборе фактического материала, касающегося Чуйского землетрясения 2003 г и его афтершокового процесса, заведующему лабораторией «Геодинамики и магматизма» дг-мн ММ Буслову и всему коллективу лаборатории за творческую атмосферу и плодотворные обсуждения результатов работы, иркутским коллегам-геоморфологам - к.г -м н. А А Щетникову, к г.-м н Т.М Сковитиной за интересные дискуссии и поддержку, к г -м н. О А Луниной и к г-м н А С Гладкову, коллективу сейсмостанции «Акташ» за помощь и содействие при проведении полевых исследований.

Автор выражает особую искреннюю благодарность к.г-мн. АР Агатовой за постоянную и всестороннюю помощь и поддержку на всех этапах исследования - от постановки задач до оформления рукописи, Е.А Тарасову за неоценимую помощь при разработке программного обеспечения и к г -м.н А.В. Корсакову за ценные замечания, высказанные при обсуждении результатов, и техническую поддержку при оформлении работы.

2. Терминология

В главе «Терминология» обсуждены основные термины, используемые в работе. Особое внимание уделено терминам, имеющим неоднозначное толкование

3. Физико-географические характеристики и геолого-геоморфологическое строение района исследований

Рассмотрены физико-географическое положение района исследования, его геолого-геоморфологическое строение, климатические особенности, приведены характеристики современного оледенения.

4. Сейсмоиндуцированные склоновые процессы и скорость сейсмогравитационной денудации

В горных районах важную роль в формировании рельефа играет сейсмическая деятельность. Напряжения горных пород, сейсмические ускорения и вибрации при землетрясениях коренным образом изменяют устойчивость скальных грунтов и склоновых отложений, что приводит к возникновению грандиозных обвалов, оползней и осовов, формированию осыпных конусов аномально крупных размеров

До настоящего времени среди всех поверхностных деформаций, сопровождающих сильные землетрясения, основное внимание уделялось анализу разрывных нарушений, а сейсмогравитационные дислокации использовались лишь для определения положения эпицентральных зон и датирования древних землетрясений. В то же время на примере некоторых сейсмически активных районов Земли в последнее время был предложен целый ряд эмпирических и расчетных закономерностей, связывающих параметры сейсмогравитационных дислокаций с магнитудой вызвавшего их землетрясения (КееГег, 2002; Ма1ашис1 е! а1, 2004). Наиболее перспективным подходом к установлению таких закономерностей является использование статистических методов, позволяющих избежать детального рассмотрения всего многообразия геологических и климатических условий возникновения этих дислокаций. Такой подход позволяет выявлять корреляционные зависимости различных параметров, не углубляясь в функциональные связи между ними Он хорошо зарекомендовал себя при установлении зависимости от магнитуды землетрясений параметров разрывных нарушений.

Среди всех склоновых процессов, инициируемых сейсмической деятельностью, к настоящему моменту наиболее изученными являются оползни. - Учет только оползневых явлений дает в результате оценку минимально возможной скорости сейсмогравитационной денудации. Однако для Курайско-Чуйской сейсмоактивной зоны такой подход оправдан Оползни на ее территории являются основным проявлением сейсмоиндуцированных склоновых процессов, так как здесь в наиболее сейсмоактивных зонах на границах хребтов и межгорных впадин широко распространены рыхлые кайнозойские отложения. В пределах Чаган-Узунского бассейна сейсмогенные оползни зафиксированы в палеогеновых озерных, неогеновых озерных, аллювиально-пролювиальных и плейстоценовых моренных отложениях

В условиях горных стран, в частности, Горного Алтая, наиболее интересным объектом с точки зрения предлагаемого подхода является максимальный по размерам оползень, вызванный отдельным сейсмособытием Во-первых, именно крупнейшие из оползней дольше сохраняются в рельефе, что дает возможность охарактеризовать с их

помощью продолжительный период сейсмической активности Во-вторых, максимальный оползень зачастую характеризует собой отдельное сейсмособытие И, наконец, в-третьих, именно крупные оползни наиболее хорошо диагностируются методами дистанционного зондирования

Для оценки магнитуд палеоземлетрясений Юго-Восточного Алтая была использована зависимость между магнитудой землетрясения М и объемом тела максимального оползня VLmax (Malamud et al, 2004)

logFimax=136M-1158(±0 49) (1)

Проверка этого соотношения для сейсмотектонических условий Юго-Восточного Алтая стала возможной благодаря Чуйскому землетрясению 2003 г Точка, соответствующая параметрам максимального оползня и магнитуде землетрясения, полностью попадает в интервал стандартного отклонения функции Несмотря на то, что это единственная проверочная точка, вряд ли стоит упускать возможность такой проверки - ч период повторяемости сильных землетрясений Курайско-Чуйской сейсмоактивной зоны составляет 500-900 лет (Рогожин и др, 2007).

Соотношение (1) было получено на основе анализа полного набора сейсмогравитационных деформаций, вызванных современными сейсмособытиями В данной работе при изучении палеоземлетрясений оно было использовано для оценки минимальной возможной магнитуды, т к со временем тело оползня деградирует В качестве оценки максимальной возможной магнитуды использовалась линейная зависимость длины стенки отрыва от магнитуды сейсмособытия Это справедливо для палеосейсмооползней, расположенных на территории бассейна р Чаган-Узун, т к. они вызваны палеосейсмособытиями с магнитудами, близкими к магнитуде Чуйского землетрясения, и имеют сходные условия возникновения и развития

В работе рассчитана зависимость общего объема перемещенного в результате землетрясения оползневого материала VLT от размера максимального оползня, которая является следствием статистического распределения сейсмооползней (Malamud et al, 2004) и эмпирического соотношения, связывающего общий объем смещаемого оползневого материала и магнитуду сейсмособытия (Keefer, 1984)

log VLT = 1,04 log VLrmx + 0,83(±0,52) (2)

Соотношение (2) характеризует разрушительную силу землетрясения, приводящую к изменению рельефа, которое, в свою очередь, можно выразить через скорость сейсмогравитационной денудации

(3)

ST v '

где h - скорость денудации за счет сейсмогравитационного перемещения склонового материала, ^VLT - сумма объемов смещенного

материала по всем крупным сейсмособытиям для территории с площадью 6' за промежуток времени Т. Время Т должно быть значительно больше периода повторяемости сильных землетрясений на рассматриваемой территории. Так, для сейсмоактивной юго-восточной части Горного Алтая в качестве такого временного интервала может быть взят голоцен, т.к. период повторяемости сильных землетрясений здесь составляет 500-900 лет (Рогожин и др., 2007).

Рис.1. Сей см о гравитационные п алеод иелокаци и в плейстосейстовой зоне Чуй с ко го землетрясения 2003 г.

1 - обвалы, оползни и оеовы, стснки их отрыва (а) и сейсмооползень э п и центральной зоны Чу Некого землетрясения (б), 2 - тектонические граиицы морфоСтруктур ранга хребтов и впадин (а) и блоков в зоне их перехода (б), 3 -гребневые липии хребтов, 4 - межгорные впадины, 5 - предгорная часть Чуйской впадины, 6 - сглаженные ледником коренные выступы в днищах долин, 7 - ледники, 8 - абсолютные высоты рельефа, 9 - граница бассейна р. Чаган-Узун.

На врезке показаны оползни, рассмотренные в работе.

Оползень 1оа[км] У,.ПШ1 [ 10"3 км3] Г,7 [10*3 км3] М„и„ м,„ш

1 1,4 10,44 63,5 Мах*

2 1,20 5,44 32,25 6,9 8,2

3 1,22 9,48 57,4 7,0 8,3

Современный 1,1 27,0 169 7,5 7,5

Таблица 1. Параметры максимальных палеосейсмооползней на территории Чаган-Узунекого бассейна (¿Ди - длина стенки отрыва - объем тела оползня), объем перемещенного склонового материала (У/.г) и магнитуды землетрясений (М„„„, М„,ш). Мах* - максимально возможная магнитуда.

Апробация предлагаемого подхода была проведена на максимальных сейсмогеных палеооползнях, закартированных в бассейне р Чаган-Узун в эпицентральной зоне Чуйского землетрясения 2003 г. (рис 1) Параметры этих дислокаций позволили рассчитать магнитуды вызвавших их древних землетрясений и оценить общий объем перемещенного склонового материала (табл 1). Полученные значения магнитуд подтверждают высокую сейсмичность юго-восточной части Горного Алтая и единство сейсмотектонических условий Горного и Монгольского Алтая

Вклад афтершокового процесса в сейсмогравитационную денудацию

Объем сейсмооползней, смещенных в результате единичного толчка, может быть оценен по формуле (4) (Malamud et al, 2004)

log VIT = 1,42 M -11,26(±0,52) (4)

Афтершоки, сопровождающие сильные землетрясения, также могут приводить к образованию оползней. Афтершоковый процесс описывается распределением Гутенберга-Рихтера

\gN = -b М + с, (5)

где N - кумулятивное число событий, т е число событий с магнитудой >М, с - константа Величина Ъ зависит от региональных особенностей и изменяется в пределах 0,8 <¿><1,2 (Fröhlich, Davis, 1993) Для того чтобы рассчитать объем оползней, возникших в результате афтершоков, необходимо просуммировать объем материала, перемещенного в результате единичного толчка (формула (4)), по всем афтершокам (формула (5)) В результате интегрирования получим

VLT 142-6 w

где VA - объем материала, смещенный в ходе всего афтершокового процесса, ДМ - разница между магнитудами главного толчка и сильнейшего афтершока

Соотношение (6) показывает, какую часть от объема оползневого материала, перемещенного со склонов в результате главного толчка, составляют оползни, перемещенные в результате афтершокового процесса Таким образом, для расчета объема смещаемого в ходе сейсмической активизации оползневого материала с учетом вклада афтершоков помимо значения Vit, вычисляемого по магнитуде главного толчка для современных землетрясений (соотношение (4)) и по размеру максимального оползня в случае палеоземлетрясений (соотношение (2)), используются всего две величины ДМ - характерная для конкретной территории разность магнитуд главного толчка и сильнейшего афтершока и коэффициент Ь, относящийся к одному из основных параметров

сейсмического режима Величины b и AM позволяют учитывать региональные сейсмотектонические особенности и получать по формуле (6) показатели вклада афтершоков в сейсмогравитационную денудацию для различных сейсмоактивных территорий

Если, согласно закону Бота (Bath, 1965), магнитуду сильнейшего афтершока принять на 1 2 единицы меньше магнитуды главного толчка, то объем оползней, возникших в ходе афтершокового процесса, составит лишь 4% от объема оползневого материала, смещенного в результате главного толчка Однако если АМ = 06, как это было в случае Чуйского землетрясения 2003 г, то этот показатель составит 22% - величину, которую уже необходимо учитывать при сравнении скоростей экзогенных процессов

Особенностью Чуйского землетрясения и ряда других сильных землетрясений Алтае-Саянской горной области (Урег-Нурское 1970 г М=10; Бусингольское 1991 г. М-6 5) является их афтершоковая деятельность, которая не укладывается в рамки закона Омори, что определяется характером блоковой неотектонической структуры региона (Еманов и др, 2005). На основании пространственной близости рассмотренных в работе палеооползней и современного оползня, вызванного Чуйским землетрясением, можно предположить схожий механизм сейсмических активизаций для Курайско-Чуйской сейсмоактивной зоны в течение всего голоцена. Таким образом, учет объема оползней, смещаемых афтершоками в голоцене, является необходимым при расчете скорости сейсмогравитационной денудации. Соответственно, можно ввести региональный коэффициент а = 12, учитывающий вклад афтершоков в сейсмогравитационную денудацию рельефа за этот период, а соотношение (3) переписать в виде

ST к J

Формула (7) позволила рассчитать скорость сейсмогравитационной денудации рельефа бассейна р Чаган-Узун в голоцене - 3 10"5 м / год.

Область действия сейсмоиндуцированных склоновых процессов локализуется на границах хребтов и в зоне их перехода к межгорным впадинам, что объясняется гобийским (Флоренсов, 1965) типом горообразования в Юго-Восточном Алтае (Новиков, 2004).

5. Ледниковая деятельность и скорость ледниковой эрозии

Когда речь идет о горном оледенении и результатах эрозионной деятельности ледников, то, прежде всего, имеется в виду характерный U-образный поперечный профиль долин, возникающий в результате этой деятельности В диссертационной работе основное внимание было

уделено работе ледника по выработке продольного профиля ледниковой долины и оценке скорости ледниковой эрозии

Для этого была разработана одномерная численная модель движения идеализированного ледника и его взаимодействия с ложем ледниковой долины. При этом значения физических констант, гипсометрические характеристики ледника и другие параметры, используемые при моделировании, максимально соответствуют геоморфологическим и климатическим условиям Юго-Восточного Алтая и ледникам Чаган-Узунского бассейна. В качестве зависимости баланса массы ледника от абсолютной высоты принята зависимость, рассчитанная для ледника Софийский (Pattyn et al, 2002), расположенного в пределах бассейна р Чаган-Узун, а моделирование движения ледника и изменение продольного профиля ледниковой долины выполнено для неизменных климатических условий, соответствующих современным Модель описывает течение льда вдоль центральной линии тока ледника Двухмерная геометрия ледниковой долины неявно учитывается за счет введения дополнительного коэффициента, учитывающего влияние бортов долины, которые берут на себя часть веса ледника Скорость эрозии ледникового ложа принимается пропорциональной скорости проскальзывания (Humphrey, Raymond, 1994)

При построении модели сделан ряд существенных упрощений

• физическая модель учитывает только экзарационную деятельность движущегося льда и не принимает в расчет флювиогляциальную деятельность на ложе внутри ледника и эрозионную деятельность водных потоков ниже по долине,

• в расчетах не учитывается аккумулятивная деятельность ледника,

• модель не учитывает возможного наличия водного слоя в придонных слоях ледника."

Проверка результатов численного моделирования была проведена с использованием математического аппарата и численных экспериментов, которые показали сходимость и устойчивость численных решений, адекватность используемых теоретических представлений о пластическом течении льда (Nye, 1969) и их соответствие натурным наблюдениям.

Такой подход позволил рассчитать скорость ледниковой эрозии на временах порядка 103 - 105 лет Максимальный объем горных пород удаляется с днища ледниковой долины в районе снеговой линии (рис. 2). Соответственно, на этот участок приходится максимальная скорость ледниковой эрозии, а ее абсолютное значение - 2 10"3 м/год, полученное в результате моделирования, является нижней оценкой В настоящее время область действия ледниковой эрозии в бассейне р Чаган-Узун локализуется в приосевых частях Северо-Чуйского и Южно-Чуйского

хребтов. В голоцене, даже в периоды максимального развития долинных ледников, эта область не выходила за пределы макросклонов хребтов.

1) 2)

Рис,2. Численное моделирование движения идеализированного ледника и его взаимодействия с ложем ледниковой долилы, реализованное в интегрированной среде «Delphi 7».

В верхнем окне программы - 1) ледник на ложе и 2) характерные продольные профили с отсечкой в 2 тыс. лет, в нижнем окне - скорость ледниковой эрозии вдоль продольного профиля.

6. Сравнение скоростей основных экзогенных рельефообразующих процессов бассейна р. Чаган-Узун в голоцене и среднем скорости

денудации хребтов обрамления Курайско-Чуйской системы межгорных впадин за последние 5 млн. лет (по данным трекового датирования апатитов) В последнее время активно развиваются исследования Центральной Азии, связанные с моделированием термальной истории пород методом трекового датирования апатитов, позволяющие выявлять периоды тектонической стабилизации (пенештенизации) и активности (горообразования). Применение этого метода на Алтае (Buslov et al., 2006; De Grave et al., 2007) позволило говорить о двух этапах роста хребтов обрамления Курайско-Чуйской системы межгорных впадин: 140 - 80 млн, лет назад в в последние 5 млн. лет, при этом средняя скорость денудации во время последнего достигала 300 м/млн. лет.

Рассчитанные в данной работе скорости основных экзогенных процессов для бассейна реки Чаган-Узун показывают, что в голоцене такая скорость денудации могла быть обеспечепа уже флювиальными и сейсмоиндуцированными склоновыми процессами. С учетом того, что скорость ледниковой эрозии максимальна среди рассматриваемых экзогенных процессов и разнесена с флювиальной пространственно и во времени, можно сделать вывод, что скорость денудации рельефа бассейна

реки Чаган-Узун возрастает в голоцене по сравнению со средней скоростью денудации рельефа за последние 5 млн лет, несмотря на то, что в расчет скорости денудации за последние 5 млн лет попадает и плейстоцен - период, в котором воздействие ледниковой эрозии максимально Таким образом, в голоцене продолжается рост хребтов и их абсолютные высоты стали достаточными для развития в этот период оледенения, даже несмотря на глобальные изменения (потепление) климата Процесс интенсивного горообразования в голоцене являлся также причиной высокой сейсмической активности изучаемой территории, следствием чего и стали гигантские сейсмогенные оползни и обвалы Увеличение скорости денудации в голоцене подтверждает гипотезу о том, что продолжающаяся до сих пор конвергенция Индийского и Евразиатского континентов частично реализована в распространении стресса на север через внутриконтинентальные части Центральной Азии по унаследованной структурной сети разломов (Мо1паг, Тарропше, 1975; Добрецов и др., 1995)

7. Анализ пространственно-временной динамики и сравнение скоростей основных экзогенных рельефообразующих процессов в высокогорной части Алтая на примере бассейна реки Чаган-Узун

Сравнение скоростей основных экзогенных рельефообразующих процессов высокогорий (рассчитанных в диссертационной работе и взятых из литературных источников) показывает, что скорость сейсмогравитационной денудации рельефа Чаган-Узунского бассейна на один - два порядка меньше скорости флювиальной эрозии (ВигЬапк, 2002) и на два порядка меньше рассчитанной скорости ледниковой эрозии Таким образом, несмотря на грандиозное по объему перемещение масс на склонах, происходящее вследствие землетрясений практически моментально, на больших интервалах времени сейсмоиндуцированные склоновые процессы в меньшей степени преобразуют горный рельеф по сравнению с малозаметной на первый взгляд, но постоянной работой горно-долинных ледников и рек.

Рассчитанная скорость ледниковой эрозии позволяет выделить ледниковую деятельность среди всех экзогенных процессов как процесс, имеющий максимальную скорость При этом в таких горных системах, как Алтай, где современное оледенение сохранилось лишь в приосевых частях наиболее высоких хребтов, ледниковая эрозия моделирует лишь верхний ярус высокогорного рельефа. Основываясь на результатах геоморфологических исследований и радиоуглеродного датирования моренных отложений (Агатова и др., 2002; Назаров, 2006) можно выделить как минимум три стадии наступания горно-долинных ледников Алтая в голоцене В эти периоды ледники достигали большей мощности и

длины, что приводило к увеличению скорости ледниковой эрозии и расширению области воздействия ледников на рельеф за счет сокращения области действия флювиальных процессов. Область действия ледниковой эрозии в голоцене приурочена к долинам бассейна, не выходя за пределы макрос клонов хребтов, а в настоящее время она локализована в карах и цирках в верховьях долин (рис. 3).

В прямой зависимости от изменения размеров области действия ледниковой эрозии находится площадь воздействия флювиальной эрозии, которая в голоцене увеличивается по мере сокращения ледников в межстадиальные периоды и уменьшается с их продвижением вниз по долинам.

Рис.3. Область воздействия ледниковой эрозии и сейсмоиндуцированных склоновых процессов на территории бассейна р. Чаган Узун в голоцене.

Область действия ледниковой эрозии: 1 - в максимум развития оледенения в голоцене, 2 - в Малую ледниковую эпоху. 3 - современные ледники; 4 -область действия сейсмоиндуцированных склоновых процессов; 5 - морены Малой ледниковой эпохи; 6 - стадиальные валы в долинах, 7 - ледниково-озерные отложения разного возраста; 8 - аллювиалыю-пролювиальпые отложения; 9 - реки и озера: Ю -граница бассейна.

Роль сейсмоиндуцированных склоновых процессов в формировании горного рельефа, в целом, также возрастает в периоды отступания ледников, что связано с обнажением скальных бортов долин, при землетрясениях подвергающихся обваливанию и осыпанию, и развитием

сейсмогенных оползней в моренных отложениях При гобийском типе горообразования, реализующемся в Юго-Восточном Алтае, область действия сейсмоиндуцированных склоновых процессов локализуется на границах хребтов и в зоне их сочленения с межгорными впадинами При этом к голоцену эта область значительно сместилась к центральной части межгорных впадин, первоначальная площадь которых сокращалась по мере разрастания хребтов Наиболее принципиально возрастала роль этих процессов в период, разделявший среднеплейстоценовое и первое позднеплейстоценовые оледенения. Именно в это время в Юго-Восточном Алтае произошла значительная перестройка рельефа за счет расширения и поднятия хребтов, начавшаяся, возможно, еще в среднем плейстоцене (Агатова, 2005) В голоцене ледники, даже в максимум своего развития, хотя и могли достигать сейсмоактивной зоны сочленения Чуйской впадины и хребтов ее обрамления, но при этом уже не заполняли собой широкие долины. Как следствие, боковые морены голоценовых ледников расположены не на крутых бортах долин, а на их днищах. Соответственно, стадиальные подвижки ледников в голоцене практически не влияли на изменение размеров области действия сейсмоиндуцированных склоновых процессов. В современном виде она сформировалась уже к началу голоцена, после деградации ледников позднего плейстоцена, оставивших на бортах долин мощные толщи морен, подвергающиеся оползанию в ходе сейсмических активизаций

Список работ по теме диссертации

1 Агатова А Р , Девяткин Е В , Высоцкий Е М , Скобельцын Г А, Непоп Р.К. Результаты применения TJI-метода для датирования ледниковых отложений разреза Чаган (Юго-Восточный Алтай) // Рельефообразующие процессы теория, практика, методы исследования — Материалы XXVIII Пленума Геоморфологической комиссии РАН Новосибирск, 2004 С 7-9

2 Агатова А Р , Новиков И С, Высоцкий Е М, Деев Е В, Непоп Р.К., Фролова Т В, Скобельцын Г А Сейсмические события плейстоцена-голоцена на южной границе Курайско-Чуйской системы межгорных впадин // Рельефообразующие процессы теория, практика, методы исследования - Материалы XXVIII Пленума Геоморфологической комиссии РАН Новосибирск 2004 С 9-11

3 Agatova A R, Novikov IS , Vysotsky Е М, Nepop R К Ancient and recent seismodeformations in epicentral zone of 27 September 2003 Chuya earthquake (M=7 5) // European Geosciences Union General Assembly 2005 Volume7 http //www cosis net/abstracts/EGU05/07845 /EGU05-J-07845 pdf

4 Непоп P.K., Агатова АР Чуйское землетрясение 2003 года ключ к оценке палеосейсмичности Юго-Восточного Алтая // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту) - Мат науч сов по Прогр фунд иссл (10-14 окт 2005 г ИЗК СО РАН, г Иркутск) Иркутск, 2005 Вып 3 Т 2 С 60-62

5 Агатова АР, Непоп Р.К, Высоцкий ЕМ О сейсмической природе возникновения обнажения в долине реки Чаган (Юго-Восточный Алтай) //

Геопространственные системы структура, динамика, взаимосвязи Труды XII съезда Русского географического общества Т 2 СПб, 2005 С 209-212

6 Nepop R.K, Agatova A R Estimation of old earthquakes magnitudes in Gorny Altai region (Russia) on the basis of landslides analysis // European Geosciences Union General Assembly 2006 Volume 8 http //www cosis net/abstracts/EGU06/00193/EGU06-J-00193 pdf

7 Агатова A P, Непоп P.K. Анализ зависимости длины зоны разрывных нарушений от магнитуды сейсмособытия на примере Чуйского землетрясения 2003 года // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту) Мат Науч Совещания по интеграционным программам ОНЗ СО РАН (16-20 октября 2006 г, ИЗК СО РАН, г Иркутск) Вып 4 Иркутск ИЗК СО РАН, 2006 Т 1 С 11-14

8 Агатова А Р, Непоп Р.К. Оценка магнитуд палеоземлетрясений Юго-Восточного Алтая на основе морфологического анализа обвально-оползневых деформаций рельефа // Тектоника, глубинное строение и минерагения Востока Азии V Косыгинские чтения Материалы конференции 24-27 января 2006 г, Хабаровск / Под ред С М Родионова. Хабаровск ИТИГ им Ю А Косыгина ДВО РАН, 2006. С 198-201

9 Непоп Р.К., Агатова А Р Влияние афтершоковой деятельности на скорость сейсмогенной эрозии (на примере Чуйского землетрясения 2003 года) // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту) Мат Науч Совещания по интеграционным программам ОНЗ СО РАН (16-20 октября 2006 г, ИЗК СО РАН, г Иркутск) Вып 4 Иркутск ИЗК СО РАН, 2006 Т2 С 61-64

10 Агатова А Р, Непоп Р.К. Реконструкция оледенения Чаган-Узунского массива по геоморфологическим данным и расчетной толщине льда // Тезисы докладов Третьей Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о Земле Новосибирск Изд-во ОИГГМ СО РАН 2006 С 3-4

11 Непоп Р.К., Агатова А Р Оценка магнитуд палеоземлетрясений Горного Алтая на основе анализа обвально-оползневых сейсмодеформаций // Доклады Академии наук 2006 Т 411 №1 С 89-91

12 Агатова А Р, Непоп Р.К., Высоцкий Е М Сейсмогравитационные палеодислокации в долине реки Чаган (Юго-Восточный Алтай) // Геоморфология 2006 №4 С 53-62

13 Агатова АР, Непоп Р.К Новый подход к оценке палеосеймичности и сейсмогенных изменений рельефа горных стран // Фундаментальные проблемы геотектоники Материалы XL тектонического совещания Москва ГЕОС, 2007 Т 1 С 6-9

14 Nepop. R. Contribution of aftershock-induced landslides to erosion (by the example of Chuya earthquake (M=7 3) Gorny Altay, Russia) // European Geosciences Union General Assembly 2007 Volume 9 http //www cosis net/abstracts/EGU2007/00579/EGU2007-A-00579 pdf

15 Agatova A R, Nepop R.K Reconstruction of Late Pleistocene glaciation of Chagan-Uzun massif (SE Russian Altai) usmg geomorphological and physical methods // European Geosciences Union General Assembly 2007 Volume 9 http //www cosis net/abstracts/EGU2007/01493/EGU2007-A-01493 pdf

Технический редактор О М Вараксина

Подписано к печати 13 08 2007 Формат 60x84/16 Бумага офсет N 1 Гарнитура Тайме Офсетная печать Печ л 0,9 Тираж 100 Заказ 187

НП АИ "ГЕО", 630090, Новосибирск, пр-п ак Коптюга, 3

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Непоп, Роман Кириллович

1 Введение

2 Терминология

2.1 Эрозия.■.

2.2 Денудация.

2.3 Обвалы и оползни.

2.4 Ледниковая эрозия.

2.5 Магнитуда.

3 Физико-географические характеристики и геолого-геоморфологическое строение района исследований

3.1 Орография района.

3.2 Гидросеть.

3.3 Климат.

3.4 Геолого-геоморфологическое строение района.

4 Сейсмоиндуцированные склоновые процессы и скорость сейсмогравитациоииой денудации 50 4.1 Введение.

4.1.1 Основные этапы исследования сейсмичности Горного Алтая.

4.1.2 Палеоссйсмогеологический метод.

4.2 Новый подход к исследованию сейсмичности и ссйсмогеиных изменений рельефа на основе анализа сейсмогравитационных дислокаций.'.

4.2.1 Основные соотношения, полученные в результате изучения сейсмогравитационных дислокаций

Зависимость размеров максимального ссйсмооползпя от магнитуды землетрясения.

Зависимость длины стенки отрыва максимального оползня от магнитуды землетрясения . 64 Зависимость общего объема перемещенного в результате землетрясения материала, от размера максимального оползня.

Скорость сейсмогравитационной денудации.

4.2.2 Влияние афтершокового процесса сильных землетрясений на сейсмогравитационную денудацию.

Расчет вклада афтершокового процесса в сейсмогравитационную денудацию.

Проверка соотношения, определяющего влияние афтершокового процесса на сейсмогравитационную денудацию, на примере афтершоков

Чуйского землетрясения 2003 г.

Оценка вклада афтершокового процесса в скорость сейсмогравитационной денудации па территории бассейна р. Чагаи-Узуп в голоцене

4.3 Ограничения и трудности предлагаемого подхода к оценке магнитуд и сей см о генных изменений рельефа.

4.4 Апробация предлагаемого подхода к оценке магнитуд и сей-смогенных изменений рельефа.

4.4.1 Сейсмогравитационные дислокации на территории бассейна р. Чаган-Узуи.

4.4.2 Скорость сейсмогравитационпой денудации рельефа бассейна р. Чаган-Узун в голоцене.

4.5 Выводы.

5 Ледниковая деятельность и скорость ледниковой эрозии

5.1 Введение.

5.2 История исследования оледенений Юго-Восточного Алтая

5.3 Характеристики современных ледников Юго-Восточного Алтая

5.4 Воздействие ледника на продольный профиль ледниковой долины и оценка скорости ледниковой эрозии.

5.4.1 Простейшие физические модели, описывающие движение ледника.

5.4.2 Постановка задачи для численного моделирования

5.4.3 Разностная схема и некоторые вопросы устойчивости численного решения.

5.4.4 Результаты численного моделирования

5.5 Выводы.

6 Сравнение скоростей основных экзогенных рельефообразующих процессов на территории бассейна реки Чаган-Узун в голоцене и скорости денудации хребтов обрамления Курайско-Чуйской системы межгорных впадин за последние 5 млн. лет (по данным трекового датирования апатитов)

6.1 Методика трекового датирования апатитов.

6.2 Результаты применения трекового датирования апатитов на Алтае и сравнение скорости денудации за последние 5 млн. лет и скоростей основных экзогенных рельефообразующих процессов в голоцене.

7 Анализ пространственно-временной динамики и сравнение скоростей основных рельефообразующих процессов в высокогорной части Алтая на примере бассейна реки Чаган-Узун

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Численная оценка скоростей экзогенных рельефообразующих процессов на территории бассейна р. Чаган-Узун в голоцене"

Актуальность темы Рельеф является интегральной характеристикой различных геологических процессов, действующих как в глубинных частях Земли, так и на ее поверхности. Экзогенные процессы, моделирующие поверхность внутриконтинентальных горных систем, определяют формирование рельефа и отложений не только самих горных сооружений, но и сопредельных с ними обширных территорий. Определение скоростей экзогенного рельефообразования в горных районах позволяет получить фундаментальные знания о соотношении экзогенных и эндогенных геологических процессов в формировании земной поверхности.

Происходящие в горах оползни, обвалы скальных пород, сели, снежные лавины, прорывы подпрудных озер, пульсации ледников, резкие повышения уровня горных рек зачастую имеют катастрофические последствия для жизни и хозяйственной деятельности человека. Прогнозирование этих явлений невозможно без всестороннего изучения вызывающих их геологических процессов.

В настоящее время для различных гоных областей мира относительно хорошо изучены основные рельефообразующие экзогенные процессы (/145, 178, 91, 171/ и др.). Вместе с тем, Горный Алтай, представляющий собой расположенную па территории России северную часть Алтайского внутриконтинентального горного поднятия, является малоизученным в этом отношении. В то же время на его территории происходили и происходят гигантские сейсмоиндуцированные оползни и обвалы, а в наиболее высоких хребтах сохраняется современное оледенение - мощный рельефо-образующий фактор, к тому же определяющий водный баланс верховьев бассейна р. Обь. Поэтому изучение пространственно-временной динамики и оценка скоростей ведущих экзогенных рельефообразующих процессов в высокогорной части Алтая являются актуальными в настоящее время. Цель и задачи исследования

Для достижения этой цели были поставлены и решены следующие научные задачи:

1. провести численную оценку скорости преобразования рельефа за счет сейсмоиндуцированных склоновых процессов за голоценовый период на территории Чаган-Узунского бассейна;

2. рассчитать поправку, вносимую в скорость сейсмогравитационной денудации рельефа бассейна реки Чаган-Узун сейсмооползнями, возникшими в результате афтершоков, сопровождавших палеоземлетря-сения;

3. дать численную оценку скорости ледниковой эрозии в высокогорной части Алтая на основе физического и численного моделирования с использованием параметров современного оледенения Чаган-Узунского бассейна;

4. провести сравнительный анализ скоростей основных рельефообразующих экзогенных процессов высокогорной части Алтайского внутри-континентального поднятия (на основе данных, рассчитанных в настоящей работе и заимствованных из литературных источников) и выявить пространственно-временную динамику этих процессов.

Предмет исследований - основные рельефообразующие экзогенные процессы высокогорной зоны Алтая.

Объект исследований - бассейн р. Чаган-Узун, расположенный на северном макросклоне Южно-Чуйского хребта в юго-восточной части Горного Алтая. На территории этого бассейна широко проявлены следы ледниковой, флювиальной, сейсмической деятельности, что позволяет выявить соотношение этих рельефообразующих процессов как в прошлом, так и на современном этапе развития высокогорного рельефа и провести численную оценку скоростей ледниковой эрозии и сейсмогравитационной денудации. Защищаемые положения

1. Скорость сейсмогравитационной денудации рельефа Чаган-Узунского бассейна, расположенного в пределах Курайско-Чуйской сейсмоактивной зоны, за счет сейсмоиндуцированных оползней в течение голоцена составляет 3 • Ю-5 м/год (0.3 м за 10 тыс. лет). Область действия сейсмогравитационной денудации в хребтах гобийского типа локализована на их границах и в зоне сочленения с межгорными впадинами.

2. Вклад сейсмооползней, вызванных афтершоками, в общий объем сей-смоиндуцированных оползней, принципиальным образом зависит от разницы магнитуд основного толчка и сильнейшнго афтершока. Для голоценовых землетрясений Курайско-Чуйской сейсмоактивной зоны объем оползней, вызванных афтершоками, составляет 20 % от объема оползней, смещенных в результате главного толчка.

3. Скорость ледниковой эрозии для ледников с параметрами, близкими к параметрам современных ледников Чаган-Узунского бассейна, оценивается в 2 • 10~3 м/год (20 м за 10 тыс. лет) и является максимальной среди скоростей основных экзогенных процесов, формирующих рельеф высокогорий. Область воздействия ледников на рельеф Горного Алтая в голоцене локализуется в пределах макросклонов наиболее высоких хребтов.

Фактический материал

Необходимый фактический материал был получен в ходе полевых исследований 2000-2006 годов. При непосредственном участии автора были закартированы современные сейсмогравитационные и сейсмотектонические деформации рельефа, вызванные Чуйским землетрясением 2003 г. и палеодислокации в пределах изучаемого района. Кроме того, в работе были использованы аэрофотоснимки масштаба 1:30000, топографические карты масштаба 1:50000 и 1:25000, литературные источники. Методы исследования

1. Палеосейсмогеологический метод включал дешифрирование аэрофотоснимков на предмет выявления сейсмогравитационных палеодислокаций, полевые исследования с целью обоснования их сейсмической природы, картирование объектов исследования с помощью портативного GPS-приемника и последующее измерение параметров этих объектов с использованием программного продукта Arc View GIS 3.2а.

2. В рамках палеосейсмогеологического метода в данной работе предложен новый подход, позволяющий оценивать по параметрам сей-смогенных палеооползней магнитуды вызвавших их землетрясений, объем смещаемых во время сильиых землетрясения склоновых отложений, а также рассчитывать скорость сейсмогравитационной денудации и вклад, вносимый в этот показатель афтершоковым процессом.

3. Для расчетов ледниковой, эрозии было проведено численное моделирование движения идеализированного ледника в рамках теории пластического течения льда /182/ и его взаимодействие с ложем ледниковой долины /165/ с использованием значений физических констант, гипсометрических характеристик ледника, зависимости баланса массы ледника от абсолютной высоты и других параметров, максимально соответствующих геологическим и климатическим условиям Юго-Восточного Алтая.

Научная новизна

В рамках диссертационной работы впервые предложен и апробирован новый подход к оценке палеосейсмичности и сейсмогенпых изменений рельефа горных стран на основе анализа сейсмогравитационных дислокаций, основанный на статистическом анализе полного набора сейсмогенпых оползней, вызванных отдельным сейсмособытием. Ранее сейсмогравитаци-онные дислокации использовались лишь для определения эпицентральных зон и датирования землетрясений прошлого. В то же время появление новых технических возможностей регистрации современных сейсмогравитационных деформаций и развитие методов их анализа позволила пересмотреть роль сейсмогравитационных палеодислокаций в палеосейсмогео-логических исследованиях. Предложенный в диссертационной работе подход дает возможность численно оценивать магнитуды палеоземлетрясений по параметрам сейсмогенных палеооползней, объем смещаемых во время сильных землетрясения склоновых отложений, а также рассчитывать скорость сейсмогравитационной денудации и вклад, вносимый в этот показатель афтершоковым процессом.

Все эти величины рассчитаны для территории бассейна реки Чаган-Узун впервые за историю изучения сейсмичности Алтайского горного поднятия.

Впервые получено соотношение, позволяющее оценивать вклад аф-тершоков в общий объем смещаемого в результате сейсмических активизаций склонового материала. Этот вклад зависит от характерной для каждой сейсмоактивной зоны разницы магнитуд основного толчка и сильнейшего афтершока

Численное моделирование движения ледника и обработка данных проведена автором с использованием оригинальных методик, реализованных в интегрированной среде разработки программных продуктов "Delphi 7".

Результаты моделирования продемонстрировали более значимый, чем считалось ранее /91, 133/, вклад ледниковой эрозии в формирование продольного профиля горных долин.

Полученные в диссертационной работе численные значения скоростей сейсмогравитационной денудации и ледниковой эрозии впервые позволили обоснованно сравнивать вклад каждого из основных экзогенных рельефо-образующих процессов на голоценовом этапе развития высокогорной зоны Алтайского виутриконтинеитального поднятия с учетом их динамики во времени и пространстве.

Сравнение средней скорости денудации хребтов обрамления Курайско-Чуйской системы межгорных впадин за последние 5 млн. лет и скоростей основных экзогенных рельефообразующих процессов бассейна реки Чаган-Узун в голоцене свидетельствует о продолжающемся в голоцене на территории Алтая интенсивном горообразовании, обусловленным Индо - Евразийской коллизией. Это подтверждает гипотезу о том, что продолжающаяся до сих пор конвергенция Индийского и Евразиатского континентов частично реализована в распространении стресса на север через внутриконтинентальные части Центральной Азии по унаследованной структурной сети разломов /146, 176, 179/, о чем свидетельствуют и новые данные по трековому датированию апатитов /150, 1 17, 1 19/.

Апробация

Основные выводы и положения работы были представлены на следующих совещаниях: III Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о Земле (г. Новосибирск, 2006 г.), научном совещании по интеграционным программам ОНЗ СО РАН «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)» (г. Иркутск, 2006 г.), XL тектоническом совещании «Фундаментальные проблемы геотектоники» (г. Москва, 2007 г.), ассамблее Европейского Геологического Союза (Vienna, Austria 2005, 2007). Всего по теме диссертации опубликовано 2 статьи и 13 тезисов.

Практическая значимость

Полученные в работе значения скоростей ряда основных экзогенных рельефообразующих процессов высокогорной части Алтая и установленные закономерности динамики этих процессов позволяют создавать прогнозные сценарии развития ландшафтов этой территории (при условии сохранения современного климата) и учитывать их в хозяйственной деятельности населения. Рассчитанные по предложенной в работе методике магнитуды палеоземлетрясений подтверждают высокую сейсмичность юго-восточной части Горного Алтая на протяжении всего голоцена (лучше всего доказанную Чуйским землетрясением 2003 г.), которая должна быть учтена при строительстве жилых и общественных зданий в этой местности. В целом данная методика может служить для обоснования определения зон ВОЗ (возможных очагов землетрясений) при детальном сейсмическом районировании.

Структура и объем работы

Диссертационная работа состоит из введения и шести глав.

Заключение Диссертация по теме "Общая и региональная геология", Непоп, Роман Кириллович

5.5. Выводы

Для геоморфологических и климатических условий Юго-Восточного Алтая была разработана численная одномерная модель движения идеализированного ледника, косвенно учитывающая поперечный профиль ледниковой долины. Это дало возможность качественно рассмотреть влияние горного оледенения на формирование продольного профиля ледниковой долины и рассчитать скорость ледниковой эрозии.

Полученная скорость ледниковой эрозии принимает максимальные значения вблизи снеговой линии, а ее абсолютное значение - 2 • Ю-3 м/год (несмотря на то, что это нижняя оценка) - позволяет отнести ледниковую деятельность к экзогенным процессам, имеющим максимальную скорость преобразования рельефа. Такая скорость ледниковой эрозии соответствует выработке как минимум 20 м поверхности за весь голоцен. В таких горных системах, как Алтай, где современное оледенение сохранилось лишь в при-осевых частях наиболее высоких хребтов, ледниковая эрозия моделирует сейчас лишь верхний ярус рельефа.

Основываясь на результатах геоморфологических исследований и результатах радиоуглеродного датирования моренных и парагенетически связанных с ними отложений можно говорить о наличии в голоцене нескольких (как минимум трех) стадий наступания горно-долинных ледников. Соответственно Алтайские ледники не менее трех раз в голоцене достигали большей мощности и длины, что приводило к увеличению скорости ледниковой эрозии и расширению области воздействия ледников на рельеф за счет сокращения области действия флювиальных процессов, роль которых в формировании горного рельефа возрастает в периоды межлед-никовий и межстадиальных отсупаний ледников.

6. Сравнение скоростей основных экзогенных рельефообразующих процессов на территории бассейна реки Чаган-Узун в голоцене и скорости денудации хребтов обрамления Курайско-Чуйской системы межгорных впадин за последние 5 млн. лет (по данным трекового датирования апатитов)

6.1. Методика трекового датирования апатитов

В последнее десятилетие активно развиваются исследования Центральной Азии, связанные с моделированием термальной истории пород методом трекового датирования апатитов и позволяющие выявлять периоды тектонической стабилизации (пенепленизации) и активности (горообразования) /150, 151, 175/.

В начале 60-х годов прошлого столетия американскими исследователями был предложен новый метод определения возраста минералов, основанный на подсчете плотности треков от спонтанного деления ядер урана 238[/, накапливающихся в минерале в ходе геологической истории /189, 152, 114/. На сегодняшний день трековое датирование - это стандартный метод геохронологии и геотермических исследований. Для трекового метода могут быть использованы различные минералы (слюды, апатит, циркон и др.). Апатит является акцессорным минералом большого количества пород, что обуславливает его широкое использование при трековом датировании /194/. Нестабильные изотопы 238U в ходе кристаллизации (затвердевания) породы заключаются в кристаллическую решетку. Далее в зернах апатита происходит спонтанное деление атомов урана, при котором образуются частицы, обладающие высокой энергией. При прохождении через твердое вещество эти частицы оставляют в кристаллической решетке нарушения на атомном уровне, ориентированные вдоль траектории их движения. Эти линейные нарушения называются треками. Треки хорошо сохраняются при температурах (для апатита) ниже 120°С, а при более высоких происходит их отжиг. При постоянном градиенте температур область сохранения треков начинается с глубин 4-5 км. Для каждого минерала имеется своя характерная длина треков. Для апатита она составляет 16 микрон.

Образовавшиеся треки спонтанного деления можно наблюдать лишь при помощи электронного микроскопа, но если кристалл поместить в агрессивный химический реагент, то в первую очередь начнут растворяться зоны дефектов. Таким образом, размер треков увеличивается путем химического травления (2,5 % раствор HNO3), и они становятся видны в оптический микроскоп. После чего возможен подсчет плотности ps треков на единицу площади образца. Однако за время нахождения апатита в породе распадаются не все ядра нестабильного изотопа 238[/. Дальнейший принудительный распад оставшихся ядер изотопа в реакторе под действием нейтронного потока и подсчет соответствующей плотности треков pi дает информацию для определения «модельного» возраста породы: tu = Klln[\a{pslPi)uG^pd)u + 1] (6.1) где Aq - константа распада 238U, G - геометрический фактор, £ - калибровочный фактор, pd - плотность спонтанных треков в стеклянном дозиметре, облучаемом вместе с образцом.'

Накопление треков в минерале с течением времени - процесс, аналогичный накоплению тех или иных изотопов в результате радиоактивного распада. Количество треков пропорционально времени, формирование треков в апатите начинается при температуре ниже 120°С. Ниже этой блокирующей, или замыкающей, температуры в кристалле плотность треков увеличивается с течением времени, а их длина остается постоянной (около 16 микрон).

В дальнейшем, плотность и длина треков зависит от температуры. Если температура повышается, то в кристаллах начинается отжиг (исчезновение) треков и, как следствие, "омоложение"возраста (кажущийся возраст). На примере бассейна Отвай (Австралия) было показано /1-18/, что длина треков в апатите является хорошим индикатором палеотемпе-ратуры. Образцы, отобранные из скважин, показали, что возраст апатита уменьшается с глубиной и увеличением температуры. При изучении этих образцов было сделано еще одно важное открытие - длина треков и их распределение в кристаллах апатита изменяется в зависимости от температуры (рис. 6.1 , 6.2 ), что позволяет проследить эволюцию палеотемператур с высокой точностью.

Таким образом, трековое датирование позволяет проследить термальную историю единичного минерального зерна, горной породы и осадочного бассейна в целом.

А. Выходы пород на поверхность

30 ш о 20 и и о. 10 н о 0 м h о о

40 к ч о 30 и

10 0

Utlll

1 j iulj-rfilu

D. 80--90 C t l,ul I МгП,* 1,1 dUuJ

О 5 Ю 15 20

B. 40-50'С ft inli^ilfT.llul

E. 90-101C njjJiirtii uu hit.i,l

0 5 10 15 20 Длина треков

С. 60-70 С ишЬмАчи'Пт.! F, 102-110 С ibuilinrbud

0 5 10 15 20

Рис. 6.1. Распределение длины треков в зависимости от температуры в скважинах, пробуренных в бассейне Отвай (Австралия) по /148/. При изменении температуры варьирует длина треков и форма распределения.

Cs, %

Рис. 6.2. Зависимость длины треков в апатите от температуры в скважине, Cs - процент треков с длиной более 10 микрон. Пример из скважин в бассейне Отвай, Австралия (/148/).

6.2. Результаты применения трекового датирования апатитов на Алтае и сравнение скорости денудации за последние 5 млн. лет и скоростей основных экзогенных рельефообразующих процессов в голоцене

По результатам трекового датирования апатитов /150/ пики горообразования в Алтае - Саянской области проявились в периоды 140 - 80 млн. лет назад и в последние 5 млн. лет (рис. 6.3 ). Почти горизонтальный t-T тренд между температурами нижней границы и верхним пределом AFT устойчивости (70°С — 50°С) для позднего мела - миоцена для территории Курайско-Чуйской системы межгорных впадин и хребтов их обрамления отражает период продолжительной стабильности. В это время рассматриваемая территория находилась в тектоническом покое и мезозойские ороге-иы подверглись пенепленизации. Кайнозойская тектоническая активность, связанная с Индо - Евразийской коллизией, вызвала горизонтальные перемещения блоков земной коры к северу от коллизионной зоны на многие тысячи километров и рост горных поднятий. Начало возраста реактивации как результата продолжительного углубления Индии в Евразию омолаживается по направлению на север: 11-7 млн. лет на Тянь-Шане и 5 млн. лет на Алтае. Смена температурного режима от изотермы 60°С до 20°С за последние 3 млн. лет (рис. 6.3) связана с быстрым поднятием и денудацией пород. Скорость денудации достигала 300 м/млн. лет, что соизмеримо со скоростью денудации на Тянь-Шане /150/.

Рассчитанные в данной работе значения скоростей основных экзогенных рельефообразующих процессов для территории бассейна реки Чаган

5C15N'

North Chuya ranpt auhsK^A

TtK*Hng«tlJITl) раяг

Track M0№(jan] track toitfhiwut

Strrke-stip fault Normal fault Thrust fault

20 km

-2000 m

-1000m Kurai fault

Charyeh-Terakta fault

Рис. б.З. Геологическая схема территории Курайской и Чуйской впадин, точки отбора образцов и результаты трекового датирования: термальная история образцов и распределение длин треков (по /149/)

W45N'

Узун (Юго-Восточный Алтай) за голоцен позволяют сравнить их со средней скоростью денудации за последние 5 млн. лет (по данным трекового датирования апатитов). Уже только процессы флювиальной эрозии и сейсмогравитационной денудации на изучаемой территории могли дать суммарную скорость денудации рельефа в голоцене около 330 м/млн. лет (все скорости приведены к м/млн. лет). Эта величина является нижней оценкой, т.к. в данной работе была дана нижняя оценка скорости сейсмогравитационной денудации, а ледниковая деятельность пространственно разнесена с флювиальной и в максимум своего развития существенно превосходила последнюю по площади распространения. Учитывая тот факт, что среди основных экзогенных процессов ледниковая эрозия имеет максимальную скорость, скорость денудации рельфа изучаемой территории в голоцене в действительности еще выше, т.к. в пределах Горного Алтая за этот период установлены как минимум 3 стадии развития горно-долинных ледников /54/.

Таким образом, по результатам данной работы можно сделать вывод, что скорость денудации рельефа бассейна реки Чаган-Узун возрастает в голоцене по сравнению со средней скоростью денудации рельефа за последние 5 млн. лет (по данным трекового датирования апатитов). Это можно объяснить тем, что в результате новейшего горообразования абсолютные высоты хребтов в голоцене были достаточными для развития оледенения, несмотря на глобальные изменения (потепление) климата. К тому же процесс интенсивного горообразования в голоцене является причиной высокой сейсмической активности изучаемой территории. Ускорение денудации в голоцене также подтверждает гипотезу о том, что продолжающаяся до сих пор конвергенция Индийского и Евразиатского континентов частично реализована в распространение стресса на север через внутри-континентальные части Центральной Азии по унаследованной структурной сети разломов /146, 170, 179/, о чем свидетельствуют и новые данные по трековому датированию апатитов /150, 147, 149/

7. Анализ пространственно-временной динамики и сравнение скоростей основных рельефообразующих процессов в высокогорной части Алтая на примере бассейна реки Чаган-Узун

Появление новых технологий, развитие вычислительной техники и систем сбора и анализа геопространственных данных определяют новые возможности и подходы в исследовании земной поверхности и действующих на ней процессов.

Так, использование космических спутников позволяет регистрировать все поверхностные деформации рельефа, вызванные отдельным землетрясением /166, 172/. Это, в свою очередь, дает возможность рассчитывать различные соотношения, связывающие физические параметры таких нарушений с магнитудой вызвавшего их сейсмособытия. Все это заставляет геологов пересмотреть роль, например, сейсмогравитационных дислокаций, которые ранее считались малоинформативными для целей па-леосейсмогеологического метода. В данной работе на примере высокогорной сейсмически активной территории Горного Алтая показана принципиальная возможность использования сейсмогравитационных дислокаций не только для изучения сейсмичности, но и сейсмогенных изменений рельефа, вызванных сильными землетрясениями и их афтершоками. Таким образом, данная работа развивает и расширяет новое направление, зародившееся буквально на рубеже столетий /166, 171, 174, 173/. Безусловно, в ходе развития этого направления будет появляться новый статистический материал, уточняться характер связей и т.д. Вместе с тем, уже сейчас данный подход позволил впервые рассчитать скорость сейсмогравитационной денудации рельефа за счет сейсмогенных оползней для территории Чаган-Узунского бассейна, составивший 3 • 10"5 м/год, и на качественно новом уровне сравнивать степень влияния различных экзогенных процессов на формирование современного рельефа высокогорных областей Алтая. Достоверность проведенных расчетов основывается на корреляционных зависимостях, полученных /171, 174/.

Применение численного моделирования при изучении движения ледников и их взаимодействия с ложем ледниковой долины, не смотря на то, что на данный момент нет возможности учитывать все физические процессы, протекающие в таком сложнейшем природном комплексе, как ледник, позволяют качественно рассмотреть воздействие на рельеф ледниковой эрозии и численно оценить ее скорость. Попытка же учесть все без исключения факторы неизменно возвращает исследователя к необходимости эмпирического изучения объекта, которое неспособно привести ни к разработке теоретических представлений о движении ледника, ни к прогнозированию поведения ледника и его влияния на рельеф на длительных промежутках времени. Вполне уместными в данной ситуации являются слова У.С.Б. Патерсона, создавшего многократно переиздававшийся научный труд «Физика ледников»: «По мнению автора, те немногие физики, владеющие математикой, почти не ступавшие ногой на ледники, внесли в понимание предмета много больше, чем сотни наблюдателей за абляцией или продвижением и отступанием конечных частей ледников» (/80/ стр. 12).

В данной работе при помощи физико-математических методов было впервые рассчитано численное значение скорости ледниковой эрозии высокогорной зоны Алтая для современных условий - 2 • 10~3 м/год. Оно находится в пределах значений, полученных для современных горно-долинных ледников Северной Америки, Новой Зеландии и Исландии - 1 — 5 • 10~3 мм/год (/91/), - 1 • 10"2 м/год (/141/), - 0.1 - 10 см/год (/104, 145/). Эти результаты, будучи полученными различными методами, подтверждают реальность рассчитанного в работе значения скорости ледниковой эрозии, что, в свою очередь, позволит в дальнейшем использовать численное и физическое моделирование для различных геоморфологических и палеогеографических построений. Кроме того, численная оценка ледниковой эрозии дает возможность обоснованно сравнивать вклад различных экзогенных процессов в преобразование рельефа на рассматриваемой территории.

В работе не проводилась оценка скорости флювиальной эрозии, так как речная деятельность является на сегодняшний момент наиболее изученным процессом. Значения скорости флювиальной эрозии, оцененные с применением различных методов, приводятся в целом ряде работ (/91, 1.78, 145/). Все оценки укладываются в интервал 0.01 — 10 мм/год . При этом анализ этих значений показывает, что для горных районов максимальными скоростями эрозии характеризуются речные бассейны с относительно небольшой площадью, соответствующие горным рекам (/178,145/). Несмотря на то, что Чаган-Узун дренирует макросклон одного из наиболее высоких хребтов Алтая - Южно-Чуйского - углы наклона долин его основных притоков не превышают 3°. Поэтому, с учетом площади бассейна значение скорости флювиальной эрозии процессов было принято равное 0,1 — 0,5 мм/год.

Таким образом, для высокогорного Чаган-Узунского бассейна, территория которого характеризуется повышенной сейсмической активностью в течение всего голоцена и наличием до сих пор сохранившегося оледенения, проводится сравнение трех основных рельефообразующих экзогенных процессов - ледниковой эрозии, флювиальной эрозии и сейсмогравитационной денудации.

Анализ показывает, что скорость сейсмогравитационной денудации рельефа Чаган-Узунского бассейна за счет сейсмооползней на один - два порядка меньше скорости флювиальной эрозии (/145/) и на два порядка меньше рассчитанной скорости ледниковой эрозии. Таким образом, несмотря на грандиозное по объему перемещение масс на склонах, происходящее вследствие землетрясений практически моментально, на больших интервалах времени сейсмоиндуцированные склоновые процессы в гораздо меньшей степени преобразуют горный рельеф по сравнению с малозаметной на первый взгляд, но постоянной работой горно-долинных ледников и рек.

Рассчитанная скорость ледниковой эрозии принимает максимальные значения вблизи снеговой линии, а ее абсолютное значение - 2 • Ю-3 м/год (несмотря на то, что это нижняя оценка) позволяет выделить ледниковую деятельность среди всех экзогенных процессов, продолжающих формировать облик современных высокогорий, как процесс, имеющий максимальную скорость.

При этом в таких горных системах, как Алтай, где оледенение сохранилось лишь в приосевых частях наиболее высоких хребтов, ледниковая эрозия моделирует лишь верхний ярус высокогорного рельефа. Основываясь на результатах геоморфологических исследований и радиоуглеродном датировании моренных отложений можно выделить как минимум три стадии наступания горно-долинных ледниковАлтая в голоцене. В эти периоды ледники достигали большей мощности и длины, что приводило к увеличению скорости ледниковой эрозии и расширению области воздействия ледников на рельеф за счет сокращения области действия флювиальных процессов. В то же время распространение ледниковых отложений и форм рельефа на территории Чаган-Узунского бассейна свидетельствует о постоянном сокращении площади каждого последующего оледенения, начиная со среднего плейстоцена (рис. 3.5). В позднем плейстоцене эта тенденция была обусловлена комплексом тектонических и климатических факторов, в голоцене последовательное сокращение ледников в значительной мере явилось следствием глобальных климатических изменений (влияние новейшей тектоники на рельеф и осадконакопление на небольших интервалах времени оценить достаточно сложно, несмотря на факты, подтверждающие продолжающееся разрастание хребтов на фоне регионального поднятия). Следовательно, начиная со среднего плейстоцена, на территории Чаган-Узунского горного бассейна происходит сокращение области действия ледниковой эрозии. Если в среднем плейстоцене весь комплекс рельефообразующих процессов, сопутствующий оледенению, действовал как в долинах, так и на большой площади по периферии хребтов, то уже в позднем плейстоцене ледники Чаган-Узунского бассейна занимали лишь приводо-раздельные части долин. В голоцене область действия ледниковой эрозии была приурочена уже исключительно к долинам бассейна не выходя за пределы макросклонов хребтов, а в настоящее время она локализована в карах и цирках в верховьях долин.

В прямой зависимости от изменения размеров области действия ледниковой эрозии находится площадь воздействия флювиальной эрозии - она увеличивается по мере сокращения ледников в межстадиальные и межледниковые периоды и уменьшается с их продвижением вниз по долинам.

Роль сейсмоиндуцированных склоновых процессов в формировании горного рельефа, в целом, также возрастает в периоды межледниковий, что связано с обнажением скальных бортов долин, при землетрясениях подвергающихся обваливанию, и развитием гигантских сейсмогенных оползней в моренных отложениях. Кроме того, при гобийском типе горообразования, свойственном Алтаю, область действия сейсмоиндуцированных склоновых процессов смещается от разрастающихся хребтов к межгорным впадинам, локализуясь на границах хребтов и в зоне их сочленения с межгорными впадинами. Наиболее принципиально возрастала роль этих процессов в период, разделявший среднеплейстоценовое и первое позднеплейстоценовые оледенения. Согласно результатам геолого-геоморфологических исследований Чаган-Узунского бассейна (/2, 3, 4, б/) именно в это время в Юго-Восточном Алтае произошла значительная перестройка рельефа за счет расширения и поднятия хребтов, начавшаяся, возможно, еще в среднем плейстоцене. Повышение сейсмической активности практически совпало с деградацией долинно-полупокрбвного ледника (оно было либо вызвано эффектом гляциоизостазии, либо им усилено), что, по всей видимости, приводило к формированию оползней в значительных по мощности рыхлых моренных отложениях в наиболее сейсмоактивной зоне сочленения хребтов с впадиной - аналогично наблюдаемой в настоящее время картине. Этот же сценарий, вероятнее всего, реализовывался на территории Чаган-Узунского бассейна и в период деградации первого позднеплейстоценового оледенения. Сохранившиеся в современном рельефе этого бассейна сейсмоиндуци-рованные оползни деформируют боковые морены первого позднеплейстоценового оледенения и вложенные в них морены второго позднеплейстоценового оледенения, на основании чего они и отнесены к концу позднего плейстоцена - голоцену. Стадиальные подвижки ледников в голоцене уже не достигали сейсмоактивной зоны сочленения морфоструктур и, соответственно, практически не влияли на изменение размеров области действия сейсмоиндуцированных склоновых процессов. К сожалению, в настоящее время оползни Чаган-Узунского бассейна не датированы, и период повторяемости сильных землетрясений за голоцен в Курайско-Чуйской сейсмоактивной зоне (по последним данным это 500 - 900 лет (/112/) установлен по датировкам других палеосейсмодислокаций этой зоны. Учитывая, что голоцен является наиболее продолжительным межледниковьем за четвертичный период, и предполагая, что повторяемость сильных землетрясений в голоцене ненамного отличается от их повторяемости в другие межлед-никовья, можно утверждать, что вклад сейсмоиндуцированных склоновых процессов в развитие рельефа Чаган-Узунского бассейна возрос именно в голоцене (рис. 7.1).

Субширотное простирание и однотипность строения и механизмов формирования хребтов в обрамлении Курайско-Чуйской системы впадин позволяют распространить основные закономерности сочетания рельефо

88°00'

Рис. 7.1. Область воздействия ледниковой эрозии и сейсмоиндуцированных склоновых процессов на территории бассейна р. Чаган Узун в голоцене. 1 - область действия ледниковой эрозии в максимум развития оледенения в голоцене; 2 - область действия ледниковой эрозии в конце голоцена; 3 - область действия сейсмоиндуцированных склоновых процессов; 4 -стадиальные валы в долинах; 5 - морены Малой ледниковой эпохи; 6 - ледниково-озерные отложения разного возраста; 7 - аллювиально-пролювиальные отложения; 8 - реки и озера; 9 - ледники; 10 - граница бассейна. образующих процессов, выявленные для бассейна р. Чаган-Узун, на территорию Северо-Чуйского и Южно-Чуйского хребтов, ограничивающих впадины с юга. При этом необходимо учитывать аридизацию климата в восточном направлении, что приводит к уменьшению площади современных ледников и их полному исчезновению далее на восток от Чаган-Узунского бассейна. Подобная меридиональная климатическая зональность существует, как минимум, уже с позднего плейстоцена. Курайский хребет, несмотря на сходное строение, является границей высокогорной части Горного Алтая, и к северу от него расположена зона с иными ороклиматическими и сейсмическими характеристиками и, как следствие, с иным соотношением рельефообразующих процессов.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Непоп, Роман Кириллович, Иркутск

1. Геоморфологические эффекты землетрясений 27 сентября и 1 октября 2003 года в Горном Алтае / А. Р. Агатова, И. С. Новиков, Е. М. Высоцкий, А. С. Гибшер // Геоморфология. — 2004. — № 3. — С. 3-12.

2. Агатова А. Р. Оледенения и активная тектоника: их взаимосвязь на территории Юго-Восточного Алтая // Изв. РГО.— 2003.— Т. 135, № 5. С. 16-22.

3. Агатова А. Р. Геоморфологическое картирование бассейна реки Чаган-Узун ключ к реконструкции истории оледенений Юго-Восточного Алтая // Стратиграфия. Геологическая корреляция.— 2005.-Т. 13, №6.-С. 101-112.

4. Агатова А. Р., Непоп Р. К. Новый подход к оценке палеосейсмично-сти и сейсмогенных изменений рельефа горных стран // Фундаментальные проблемы геотектоники. Материалы XL Тектонического совещания. М: ГЕОС. 2007'. - Т. 1. - С. 6-9.

5. Агатова А. Р., Непоп Р. К., Высоцкий Е. М. Сейсмогравитацион-ные палеодислокации в долине реки Чаган (Юго-Восточный Алтай) // Геоморфология. 2006. - № 4. - С. 53-62.

6. Агатова А. Р., Хьюл В., Мистрюков А. А. Динамика ледника Софийского (Юго-Восточный Алтай): последний ледниковый максимум XX век // Геоморфология. - 2002. - № 2. - С. 92-104.

7. Адаменко М. Ф. Оледенение хребта Сумультинские Белки // Гляциология Алтая. — 1970. — № б. — С. 37-42.

8. Адаменко М. Ф., Селищев Е. Н. Новые данные о динамики ледников бассейна pp. Актру и Корумду в период малой ледниковой эпохи. Природа и экономика Кузбасса. Тезисы док. Новокузнецк, 1984. С. 58-61.

9. Адаменко О. М. Ледниково-нивальный рельеф Коргонского и Ба-щелакского хребтов в Горном Алтае // Изв. Алт. отд. геогр. о-ва СССР. 1996. - № 7. - С. 26-32.

10. Аксарин А. В. О четвертичных отложениях Чуйской степи в Юго-Восточном Алтае // Вестн. Зап.-Сиб. геол. треста. — 1937. — № 5.— С. 71-81.

11. Арефьев С. С. Эпицентральные сейсмологические исследования. М.: ИКЦ "Академкнига 2003. 375 с.

12. Атлас Алтайского края. М.-Барнаул: Главное управление геодезии и картографии при Совете Министров СССР, 1978. Т. 1. 222 с.

13. Б. Jle Меоте. Введение в гидродинамику и теорию волн на воде. Ленинград: Гидрометеоиздат, 1974. 368 с.

14. Бакланов М. С., Русанов М. Г. Россыпи вольфрамита в районе Калгу-тинского месторождения в Юго-Восточном Алтае // Вести. Зап.-Сиб. геол. упр. 1939. - № 2. - С. 31-39.

15. Богачкин Б. М. История тектонического развития Горного Алтая в кайнозое. М.: Наука, 1981. 132 с.

16. Большая Советская Энциклопедия. Гл. ред. A.M. Прохоров. Изд. 3-е. М., "Советская Энциклопедия 1974. Т.18. 632 с.

17. Большая Советская Энциклопедия. Гл. ред. A.M. Прохоров. Изд. 3-е. М., "Советская Энциклопедия 1978. Т.ЗО. 632 с.

18. Булатов В. И., Дик И. П., Ревякин В. С. О современном оледенении р. Аккол (Юго-Восточный Алтай). Гляциология Алтая. Томск, 1967. Вып. 5. С. 163-177.

19. Бутвиловский В. В. Палеогеография последнего оледенения и голоцена Алтая: событийно-катастрофическая модель. Томск: Изд-во Томск, ун-та, 1993. 252 с.

20. Важенин Б. П. Принципы, методы и результаты палеосейсмогеологи-ческих исследований на Северо-Востоке России. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2000. 205 с.

21. Варданянц Л. А. О древнем оледенении Алтая и Кавказа (сравнительный очерк) // Известия географического общества СССР. — 1938. Т. 70, № 3. - С. 386-406.

22. Воеводин А. Ф., Шугрин С. М. Численные методы расчета одномерных систем. Новосибирск: Наука, 1981. 208 с.

23. Галахов В. П., Кондратов И. В. Опыт моделирования динамики горного оледенения в голоцене (по исследованиям в бассейне Актру, Горный Алтай) // Изв. Всес. геогр. о-ва. 1991.- Т. 123, № 1. - С. 39-45.

24. Геологическая карта СССР. Масштаб 1:200 000 (серия Алтайская). Объяснительная записка. Лист M-45-XVI / Ред. Пожариский И.Ф. М.: Госгеолтехиздат, 1962. 104 с.

25. Геологическая карта СССР. Масштаб 1:200 000 (серия Алтайская). Объяснительная записка. Лист M-45-XVII / Ред. Белостоцкий И.И. М.: Госгеолтехиздат, 1961. 104 с.

26. Геологическая карта СССР. Масштаб 1:200 000 (серия ГорноАлтайская). Объяснительная записка. Лист M-45-XXIII, M-45-XXIX / Ред. Пожариский И.Ф. М.: Недра, 1965. 79 с.

27. Герасимов И. А., Марков К. К. Ледниковый период на территории СССР. Тр. Ин-та географии АН СССР. 1939. Вып. 33. 462 с.

28. Горшков Г. П. Землетрясения на территории Советского Союза. М.: Госуд. изд-во геогр. литературы, 1948. 120 с.

29. Девяткин Е. В. Кайнозойские отложения и неотектоника Юго-Восточного Алтая. М.: Наука, 1965. 244 с.

30. Еманов А. А. Сейсмические активации блоковой структуры в условиях сжатия ( на примере Алтае-Саянской области): Афтореф. дис. . канд. геол.-мин. наук. Новосибирск, 2006. 21 с.

31. Ефимцев Н. А, О характере и количестве оледенений Горного Алтая и Саян. Вопросы геологии антропогена. М., 1961. С. 175-187.

32. Ефимцев U. А. О строении и происхождении антропогеновых отложений долин рек Чуй и Катуни в Горном Алтае // Бюл. Комис. по изуч. четвертич. периода АН СССР. — 1964, — № 29. — С. 115-131.

33. Жалковский Н. Д., Кучай О. А., Мучная В. И. Сейсмичность и некоторые характеристики напряженного состояния земной коры Алтае-Саянской области // Геология и геофизика. — 1995. — Т. 36, № 10. — С. 20-30.

34. Жалковский Н. Д., Мучная В. И. Каталог сильных землетрясений Алтае-Саянской области (К>12 ; М>4.5 ). Сейсмогеология восточной части Алтае-Саянской горной области. Новосибирск: Наука, 1978. С. 15-27.

35. Жалковский Н. Д., Мучная В. И. Распределение землетрясений по энергии и сейсмическая активность Алтае-Саянской области. Сейсмичность Алтае-Саянской горной области. Новосибирск: Наука, 1975. С. 5-15.

36. Жалковский Н. Д., Чернов Г. А., Мучная В. И. Сейсмическое районирование территории Алтае-Саянской горной области. Сейсмогеология восточной части Алтае-Саянской горной области. Новосибирск: Наука, 1978. С. 79-90.

37. Зыкин В. С., Казанский А. Ю. Стратиграфия и палеомагнетизм кайнозойских (дочетвертичных) отложений Чуйской впадины Горного Алтая // Геология и геофизика. — 1995. — Т. 36, № 10. — С. 75-90.

38. Ивановский Л. Н. Вопросы сопоставления конечных морен на Алтае. Гляциология Алтая. Томск, 1965. Вып. 4. С. 49-69.

39. Ивановский Jl. Н. Формы ледникового рельефа и их палеогеографическое значение на Алтае. JL: Наука, 1967. 263 с.

40. Ивановский Л. Н. Некоторые вопросы динамики ледников на Алтае // Изв. ВГО. 1961. - Т. 93, № 5. - С. 423 - 425.

41. Ивановский Л. Н., Панычев В. А. Развитие и возраст конечных морен XVII-XIX вв. ледников Ак-Туру на Алтае. Процессы современного рельефообразования в Сибири. Иркутск.: ИЗК СО АН СССР, 1978. С. 127-138.

42. Каталог ледников СССР. Т. 15. Выпуск 1.Часть 5,6. Ленинград: ГИ-МИЗ, 1969-1977.

43. Кирнос Д. П., Харин Д. А., Шебалин Н. В. История развития инструментальных сейсмических наблюдений в СССР. Землетрясения в СССР. М: Изд-во АН СССР, 1961. С. 9-66.

44. Кузнецов Ю. А. Геологическое строение центральной части Горного Алтая. Матер, по геол. Зап. Сиб. Томск, 1939. вып. 41. 92 с.

45. Кузьмин А. М. Материалы к расчленению ледникового периода в Кузнецко-Алтайской области // Изв. Зап.-Сиб. отделения геол. ком. 1929. - Т. 2. - С. 1-62.

46. Лескова Е. В., Еманов А. А. Характер деформаций в эпицентраль-ной зоне Чуйского землетрясения (27 сентября 2003 г., К=17, Горный Алтай) по данным анализа фокальных механизмов афтершоков // Физическая мезомеханика. — 2006. — Т. 9, № 1. — С. 51-55.

47. Лунгерсгаузен Г. Ф., Раковец О. А. Некоторые новые данные о стратиграфии третичных отложений Горного Алтая. Труды ВАГТ. 1958. Вып. 4. С. 79-91.

48. Маккавеев А. Н. Динамическая классификация подледниковых форм рельефа, созданных покровными оледенениями на равнинах // Геоморфология. — 1980. — № 1.

49. Масарский С. ИМоисеенко Ф. С. О сейсмичности Алтая // Геология и геофизика. 1962. - № 8. - С. 104-106.

50. Мушкетов И. В. Физическая Геология. 1891. 328 с.

51. Мушкетов И. В., Орлов А. П. Каталог землетрясений Российской империи // Записки Русского географического общества. Петербург. 1893. Т. XXVI. 592 с.

52. Назаров А. Н. Динамика нивально-гляциального комплекса бассейна Актру во второй половине голоцена (Центральный Алтай, Северо

53. Чуйский хребет): Афтореф. дис. .канд. геогр. наук. Барнаул, 2006. -23 с.

54. Нарожный Ю. Зональные особенности ледникового климата, льдообразования и стока с ледников в Центральном Алтае // Материалы гляциологических исследований. — 1989. — № 66. — С. 99-105.

55. Нарожный Ю. К., Осипов А. В. Ороклиматические условия оледенения Центрального Алтая // Известия РГО. — 1999. — Т. 131, № 3. — С. 49-57.

56. Непоп Р. К., Агатова А. Р. Оценка магнитуд палеоземлетрясений Горного Алтая на основе анализа обвально-оползневых сейсмодефор-маций // Доклады РАН. 2006. - Т. 411, № 1.- С. 89-91.

57. Нехорошее В. П. Геологическая карта Алтая. Объяснительная записка. М.: Госгеолтехиздат. 1956.

58. Никитин С. А., Татаринов В. Н. Применение радиолокационного метода для исследования ледников Алтая // Материалы гляциологических исследований. — 1982.— № 44. — С. 156-164.

59. Никонов А. А. Определение магнитуд и повторяемости сильных землетрясений прошлого по сейсмодислокациям на примере зоны сочленения Памира и Тянь-Шаня // Доклады Академии Наук СССР.— 1980. Т. 250, № 2. - С. 336-341.

60. Никонов А. А., Баков А. В., Веселое И. А. Сейсмотектоника и землетрясения зоны сближения Памира и Тянь-Шаня. М.: Наука, 1983. 240 с.

61. Новиков И. С. Морфотектоника Алтая. Новосибирск.: Изд-во СО РАН, филиал "Гео2004. 313 с.

62. Новиков И. С. Роль тектоники в эволюции рельефа Горного Алтая // Геоморфология. 1998. - № 1,- С. 82-91.

63. Новиков И. С., Агатова А. Р., Делъво Д. Новейшая тектоника Ку-райского хребта (Горный Алтай). 1998. - Т. 39, № 7. - С. 965-972.

64. Новиков И. С., Мистрюков А. А., Трефуа Ф. Геоморфологическое строение района Чуйской межгорной впадины (Горный Алтай) // Геология и геофизика.— 1995. -Т. 36, № 10. — С. 64-74.

65. Обручев В. А. Геология Сибири. М.-Л.:АН СССР, 1938. Т. 3. С. 78 -1357.

66. Обручев В. А. Алтайские этюды (этюд первый). Заметки о следах древнего оледенения в Русском Алтае // Землеведение.— 1914.— №4.-С. 50-97.

67. Окишев П. А. Динамика оледенения Алтая в позднем плейстоцене и голоцене. Томск: Изд-во Томск, ун-та, 1982. 209 с.

68. Окишев П. А. 06 общности процесса сокращения ледников на Алтае. Вопросы географии Сибири. Томск, 1966. Вып. 6. С. 127-134.

69. Окишев П. А. Современное оледенение Северо-Чуйских гор на Алтае. Матер, гляциолог, исслед. М., 1967. Вып. 12. С.190-194.

70. Окишев П. А. Состояние изученности древнего оледенения Алтая. Гляциология Алтая. Томск, 1976. Вып. 9. С. 19-27.

71. Окишев П. А., Бородавко П. С. Новые материалы к истории Чуйско-Курайской лимносистемы. Вопросы географии Сибири. Томск: Изд-во Томск, ун-та, 2001. Вып. 24. С. 18-27.

72. Окишев П. А. Б. П. Реконструкции "флювиальных катастроф "в горах Южной Сибири и их параметры. Вестник Томского университета. Томск: Изд-во Томск, ун-та, 2001. Т. 274. С.3-12.

73. Орлова В. В. Климат СССР. Западная Сибирь. J1.: Гидрометеоиздат, 1965. вып.4. С.38- 52.

74. Открытие морского верхнего мела на Горном Алтае / В. С. Зыкин, Н. К. Лебедева, М. М. Буслов, В. А. Маринов // Докл. РАН. — 1999. — Т. 336, №05.-С. 669-671. '

75. Очаг и афтершоки Алтайского (Чуйского) землетрясения 2003 года / С. С. Арефьев, В. В. Быкова, Ж. Я. Аптекман, и др. // Физика Земли. 2006. - № 2. - С. 85-96.

76. Палеосейсмогеология Большого Кавказа. М.: Наука, 1979. 188 с. / В. С. Хромовских, В. П. Солоненко, Р. М. Семенов, В. М. Жилкин.

77. Панов Д. Г. Общая геоморфология. М.: Высшая школа, 1966. 427 с.

78. Патерсон У. Физика Ледников. Пер. с англ., М.: Мир, 1984. 472 с.

79. Платонова С. Г. Активные структуры Юго-Восточного Алтая // Известия Алт. гос. ун-та. Барнаул: Изд-во Алт. гос. ун-та. — 1998. — № 1. — С. 106-108.

80. Попов В. Е. О замкнутых системах краевых ледников в долинах юго-западной части Чуйской степи Горного Алтая. Гляциология Алтая. Томск, 1962. Вып. 1. С. 188-221.

81. Попов В. Е. К вопросу о режимах отступления древних ледников Алтая // Докл. АН СССР. 1962. - Т. 142, № 2. - С. 431-434.

82. Пространственно-временные особенности сейсмичности Алтае-Саянской складчатой зоны / А. Ф. Еманов, А. А. Еманов, А. Г. Филина, Е. В. Лескова // Физическая мезомеханика. — 2005.— Т. 8, №1.-С.49-64.

83. Пузырев Н. Н. Методы сейсмических исследований. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1992. 236с.

84. Рагозин Я. А. Террасы среднего течения реки Катуни. Труды науч. конф. по изучению и освоению производит, сил Сибири. Томск, 1942. Т.З. С.36-107.

85. Рагозин JI. А., Третичное оледенение Алтая // Природа.— 1941.— №5.-С. 70-72.

86. Рагозин Л. А. Материалы к четвертичной истории Центрального Алтая // Вопр. Геологии Сибири. — 1945. —Т. 1. —С. 146-174.

87. Рагозин Л. А. К вопросу о третичном оледенении Алтая // Тр. Томск, гос. ун-та.- 1956.-Т. 135.-С. 107-108.

88. Разрез новейших отложений Алтая. Под ред. К.К. Маркова. М.: Изд-во МГУ. 1978. 208 с.

89. Райе Р. Основы геоморфологии. М.: Прогресс, 1980.

90. Раковец О. А., Шмидт Г. А. О четвертичных оледенениях Горного Алтая // Тр. Комис. по изуч. четвертин, периода АН СССР. — 1963.-Т. 22.-С. 5-31.

91. Ревякин В. С. Некоторые замечания о современном оледенении Южно-Чуйского хребта. Гляциология Алтая. Томск, 1967. Вып. 5. С. 149-162.

92. Результаты эхолотирования алтайских ледников портативным радаром / С. А. Никитин, В. А. Меньшиков, А. В. Веснин, Г. А. Селин // Материалы гляциологических исследований. — 1986. — № 56. — С. 116-121.

93. Рейнек Г. Э., Сингх И. Б. Обстановки терригенного осадконакопле-ния. М.: Недра, 1981. 439 с.

94. Рейснер Г. И., Иогансон JI. И, / / Федеральная система сейсмологических наблюдений и прогноза землетрясений: Инф.-анал. бюл. Изд-во ОИФЗ РАН. Москва.

95. Рихтмайер Р., Мортон К. Разностные методы решения краевых задач. М.: Мир, 1972. 418 с.

96. Рогожин Е. А., Платонова С. Г. Очаговые зоны сильных землетрясений Горного Алтая в голоцене. М.: Изд-во ОИФЗ РАН, 2002. 130 с.

97. Рудой А. Н. Четвертичная гляциология гор Центральной Азии: Дис. . док. геогр. наук. Томск, 1995. 164 с.

98. Русанов В. И. Распределение среднего годового количества осадков в Центральном Алтае // Известия Всерос. Геол. Общ. — 1961. —Т. 93, №6.-С. 272-283.

99. Сапожников В. В. По Русскому и Монгольскому Алтаю. М.: Гео-графгиз, 1949. 579 с.

100. Сапожников В. В. Пути по Русскому Алтаю. Томск, 1911. 169 с.

101. Сапожников В. В. По Алтаю // Изв. Томск, ун-та. — 1897. — Т. 9. — С. 1-127.

102. Сапожников В. В. Катунь и ее истоки // Изв. Томск, ун-та.— 1901.-Т. 18.-С. 1-271.

103. Следы сильных землетрясений прошлого в рельефе Горного Алтая / Е. А. Рогожин, Б. М. Богачкин, Ю. В. Нечаев и др. // Геоморфология. 1999. - № 1. - С. 82-102.

104. Солоненко В. П. Палеосейсмогеологический метод. Живая тектоника, вулканы и сейсмичность Станового нагорья. Отв. Редактор: В.П. Солоненко. М.: Наука, 1966. С. 15-35.

105. Солоненко В. П. Землетрясения и рельеф // Геоморфология. — 1973. — №4.-С. 3-13,

106. Солоненко В. П. Палеосейсмогеология // Физика Земли,— 1973.— №9.-С. 3-16.

107. Сперанский В. Ф. Основные моменты кайнозойской истории Юго-Восточного Алтая // Вести. Зап.-Сиб. геол. треста. — 1937. — № 5. — С. 50-66.

108. Тектоническая позиция и геологические проявления Алтайского землетрясения / Е. А. Рогожин, А. Н. Овсюченко, А. В. Мараханов, Е. А. Ушанова // Геотектоника. — 2007.— № 2. — С. 3-22.

109. Тимофеев Д. А., Маккавеев А. Н. Терминология гляциальной геоморфологии. М.: Наука, 1986. 256 с. .

110. Треки осколков деления урана в мусковите // Геохимия. 1965. п 3. С. 291-301. / Ю. А. Шуколюков, И. Н. Крылов, И. Н. Толстихин, Г. В. Овчинникова. 1965.- № 3.- С. 291-301.

111. Тронов Б. В., Тронов М. В. По истокам Аргута // Землеведение.— 1916.-Т. 1-2.-С. 13-30.

112. Тронов М. В. Вопросы горной гляциологии. М.: Географгиз, 1954.

113. Тронов М. В. Вопросы связи между климатом и оледенением. Томск, 1956.

114. Тронов М. В. Очерки оледенения Алтая. М.: Географиз, 1949. 373 с.

115. Тронов М. В. Современное оледенение Алтая. Томск: Изд-во Томск, ун-та, 1948. 525 с.

116. Тронов М. В., Лунина Н. X. Основы учения о снеговой границе и хионосфере. JL: Наука. Ленингр. Отделение. 1977. 168 с.

117. Тронов М. В., Олейник И. Я. Общие результаты ледниковых исследований на Алтае в период Международного геофизического года Гляциология Алтая, 1962. вып.1. - С. 3-11. // Гляциология Алтая.— 1962. — № 1.-С. 3-11.

118. Тюменцев К. Г. Отчет о работе Алтайской ледниковой экспедиции 1933 г. // Тр. ледн.экспед. Ан. СССР.- 1936.- Т. 6.- С. 5-15.

119. Уфимцев Г. Ф. Семь слов о теории геологии. М.: Научный мир. 2006. 160 с.

120. Уфимцев Г. Ф. Центральноазиатский горный пояс // Геоморфология.— 1989.-Т. 1.-С. 5-17.

121. Филина А. Г. Землетрясения Алтая и Саян. Землетрясения в СССР в 1982 г. М.: Наука, 1985. С. 49-51.

122. Филина А. Г. Землетрясения Алтая и Саян. Землетрясения в СССР в 1984 г. М.: Наука, 1987. С. 98-101.

123. Филина А. Г. Землетрясения Алтая и Саян. Землетрясения в СССР в 1988 г. М.: Наука, 1991. С. 114-117.

124. Филина А. Г. Землетрясения Алтая и Саян. Землетрясения в СССР в 1989 г. М.: Наука, 1993. С. 89-95.

125. Филина А. Г. Землетрясения Алтая и Саян. Землетрясения в СССР в 1991 г. М.: ОИФЗ РАН, 1997. С. 38-39.

126. Филина А. Г., Кучай О. А. Землетрясения Алтая и Саян. Землетрясения в СССР в 1987 г. М.: Наука, 1990. С. 73-76.

127. Флоренсов Н. А. Очерки структурной геоморфологии. М.: Наука, 1978.238 с.

128. Чернов Г. А. К изучению сейсмогеологии и неотектоники Алтае-Саянской горной области. Сейсмогеология Восточной части Алтае-Саянской горной области. Новосибирск: Наука СО, 1978. С. 6-27.

129. Чистяков А. А., Макарова Н. В., Макаров В. И. Четвертичная геология. М.: ГЕОС, 2000. 303с.

130. Чихачев П. А. Путешествие в Восточный Алтай. М.: Наука, 1974. 364 с.

131. Чуйское землетрясение и его афтершоки / С. В. Гольдин, В. С. Селезнёв, А. Ф. Еманов и др. // Доклады РАН. — 2004. — Т. 395, № 4. — С. 534-536.

132. Шахов Ф. И. Геологическое исследование на юго-восточном Алтае в районе среднего течения р. Аргут // Мат. геол. Зап.-Сиб.— 1933.— № 5. С. 39-49.

133. Щукина Е. Н. Геология отложений кайнозоя и геоморфология Горного Алтая и его предгорий. М.гБиблиотека Отделения наук о Земле, 1953. Т.2. 118 с.

134. Щукина Е. Н. Закономерности размещения четвертичных отложений и стратиграфия их на территории Алтая. Стратиграфия четвертичных (антропогенных) отложений Азиатской части СССР и их сопоставление с Европейскими. 1960. С.127-165.

135. Aki К. Magnitude-frequency relation for small earthquakes; a clue to the origin of fmax of large earthquakes // J. Geophys. Res.— 1987. — Vol. 92.— Pp. 1349-1355.

136. Anderson R. S., Molnar P., Kessler M. A. Features of glacial valley profiles simply explained // Journal of Geophysical Research. — 2006. — Vol. Ill, no. F01004. — Pp. 1-14.

137. Bath M. Lateral inhomogeneities in upper mantle // Tectonophysics. — 1965. Vol. 2. - Pp. 483-514.

138. Bialoveski A. An ice-period in the altai moutains // Nature. — 1887. — Vol. 35, no. 909. Pp. 513-515.

139. Bommer J. J., Rodriguez С. E. Earthquake-induced landslides in Central America // Eng. Geol. 2002. - Vol. 63.-Pp. 189-220.

140. Burbank D. W. Rates of erosion and their implications for exhumation // Mineralogical Magazine. — 2002. — Vol. 66, no. 1. — Pp. 25-52.

141. Buslov M. M. Cenozoic tectonics of central asia: basement control // Himalayan Journal of Sciences. — 2004. — Vol. 21, no. 41, — Pp. 104-105.

142. Cenozoic tectonic and geodynamics in the Tian Shan: synthesis of geology and geophysical data / M. M. Buslov, J. De Grave, E. A. Bataleva, V. Y. Batalev // Journal of Asian Earth Sciences. — 2007.— Vol. 29.— Pp. 205-214.

143. Confined fission track lengths in apatite: a diagnostic tool for thermal history analysis / A. Gleadow, I. R. Duddy, P. F. Green, J. F. Lovering //

144. Contributions to Mineralogy and Petrology. — 1986. — no. 94. — Pp. 405415.

145. De Grave J., Van den Haute P. Denudation and cooling of the Lake Telet-skoye Region in the Altai Mountains (South Siberia) as revealed by apatite fission-track thermochronology // Tectonophysics. — 2002. — Vol. 349. — Pp. 145-159.

146. Fleisher R. L., Price P. В., Walker R. M. Nuclear tracks in solids. University of California Press, Berkeley, CA. 1975. 605 p.

147. Frohlich C., Davis S. D. Teleseismic b values; or, much ado about 1.0 // J. Geophys. Res. 1993. - no. 98. - Pp. 631-644.

148. Geometry and style of partitioned deformation within a late Cenozoic transpressional zone in the eastern Gobi Altai Mountains, Mongolia /

149. W. D. Cunningham, B. F. Windley, L. A. Owen, et al . // Tectono-physics. — 1997. — Vol. 277, no. 4.- Pp. 285-306.

150. Grano I. G. Das Formengebaude des Nordostlishen Altai. Turku, 1945. 362 p.

151. Greuell W. Hintereisferner, Austria: mass-balance reconstruction and numerical modeling of the historical length variations // J. Glaciol — 1992. Vol. 38, no. 129. - Pp. 233-244.

152. Gutenberg В., Richter C. F. Seismicity of the Earth and Associated Phenomenon. 2nd ed. Princeton University Press, Princeton, NJ, 1954. 310 p.

153. Hanks T., Kanamori H. A moment-magnitude scale // J. Geophys. Res.— 1979. Vol. 84. - Pp. 2348-2350.

154. Harvard Centroid-Moment Tensor Data Base http //www.seismology.harvard.edu.

155. Hoelzle M., Haeberle W. World glacier inventory. Boulder, CO, National Snow and Ice Data Center. World Data Center for Glaciology; World Glacier Monitoring Service, (http : / /nsidc.org. /data/glacier inventory/index.html) .

156. Hooke R. L. Positive feedbacks associated with erosion of glacial cirques and overdeepenings // Geological Society of American Bulletin. — 1991. — Vol. 103.-Pp. .1104-1108.

157. Hovius N., Stark C. P., Allen P. A. Sediment flux from a mountain beltderived by landslide mapping // Geology. — 1997.— Vol. 25.— Pp. 801— 804.

158. Hullet B. A theoretical model of glacial abrasion // Journal of Glaciolo-gy. 1979. - Vol. 23. - Pp. 39-50.

159. Hullet B. Glacial quarrying: A simply theoretical model // Annals of Glaciology. — 1996.- Vol. 22.- Pp. 1-8.

160. Humphrey N. F., Raymond C. Hydrology, erosion and sediment production in a surging glacier; Variegated Glacier, Alaska, 1982-1983 // Journal of Glaciology. 1994. - Vol. 40. - Pp. 539-552.

161. Hurp E. L., Jibson R. W. Landslides triggered by the 1994 Northridge, California, Earthquakes // Bulletin of the Seismological Society of America.- 1996.- Vol. 86, no. IB. Pp. S319-S332.

162. Ice dynamics and basal properties of Sofiyskiy Glacier, Altai Mountains, Russia, based on DGPS arid radio-echo sounding surveys / F. Pattyn, B. Smedt, W. Huele et al. // Annals of Glaciology.- 2003.- Vol. 37.-Pp. 286-292.

163. Jibson R. W. Use landslides for paleoseismic analysis // Engineering Geology. 1996. - Vol. 43. - Pp. 291-323.

164. Kanamori H. Magnitude scale and quantification of earthquakes // Tectonophysics. 1983. - Vol. 93. - Pp. 185-199.

165. Keefer D. K. Landslides caused by earthquakes // Geological Society of America Bulletin. 1984. - Vol. 95. - Pp. 406-421.

166. Keefer D. К. Investigating landslides caused by earthquakes a historical review // Surveys in Geophysics. — 2002. — Vol. 23.— Pp. 473-510.

167. Landslides caused by the M 7.6 Tecoman, Mexico earthquake of January 21, 2003 / D. Keefer, Navarro Ochoa C., J. Wartman et al. // Engineering Geology.- 2006. -Vol. 86, no. 2-3.- Pp. 183-197.

168. Landslides, earthquakes and erosion / B. D. Malamud, D. L. Turcotte, F. Guzzetti, P. Reichenbach // Earth and Planetary Science Letters. — 2004.-Vol. 229.-Pp. 45-59.

169. Landslides inventories and their statistical properties / B. D. Malamud, D. L. Turcotte, F. Guzzetti, P. Reichenbach // Earth Surface Processes and Landforms. 2004. - Vol.'29. - Pp. 687-711.

170. Late Jurassic-Early Cretaceous tectonics and paleogeography of northern Central Asia: a Himalayan type orogeny / M. M. Buslov, J. De Grave, C. Davies et al. // Journal of Asian Earth Sciences. — 2006.— Vol. 26, no. 2.-Pp. 128-142.

171. Meso- and Cenozoic tectonics of the Central Asian mountain belt: effects of lithospheric plate interaction and mantle plume / N. L. Dobretsov, M. M. Buslov, D. Delvaux et al. // International Geology Review.— 1996. Vol. 38. - Pp. 430-466.

172. Michaelis E. P. An ice period in the Altai mountains // Nature. — 1886. — Vol. 35, no. 894.-Pp. 149-152.

173. Milliman J. D., Syvitski J. Geomorphic/tectonic control of sediment discharge to the ocean: The importance of small mountainous rivers // Journal of Geology. 1992. - Vol. 100. - Pp. 525-544.

174. Molnar P., Tapponnie P. Cenozoic tectonics of asia: Effects of a continental collision // Science.- 1975.- no. 189.- Pp. 419-426.

175. Nye J. F. A comparison between the theoretical and the measured long profile of the unterar glacier // J. Glaciol. — 1952. — no. 2. — Pp. 103-107.

176. Nye J. F. The .flow of a glacier in a channel of rectangular, elliptic or parabolic cross-section // J. Glaciol. — 1965. — no. 5. — Pp. 661-690.

177. Nye J. F. The effect of longitudinal stress on the shear stress at the base on ice sheet // J. Glaciol. 1969. - no. 8. - Pp. 207-213.

178. Oerlemans J., 10 others. Modeling the response of glaciers to climate warming // Climate Dyn.- 1998.- Vol. 14, no. 4.- Pp. 267-274.

179. Oerlemans J. A flowline model for Nigardsbreen, Norway: Projection of future glacier length based on dynamic calibration with the historic record // Annals of Glaciology. 1997. - Vol. 24. - Pp. 382-389.

180. Pacheco J. F., Scholz С. H., Sykes L. R. Changes in frequency size relationship from small to large earthquakes // Nature. (Gr. Brit.).— 1992.- Vol. 355, no. 6355.- Pp. 71-73.

181. Paterson W. Secondary and tertiary creep of glacier ice as measured by borehole closure rates // Rev. ' Geophys. Space Phys.— 1977.— Vol. 15, no. 47-55.

182. Penk A., Brukner E. Die Alpen im Eizseitalter. Leipzig. 1909.

183. Ph. Huybrechts, P. de Nooze, H. Decleir. Numerical modeling of glacier D'Argentiere and its historic front variations. In: Glacier Fluctuations and Climatic Change. Edited by J. Oerlemans. Kluwer Academic Publisher, 1989, P. 373-389.

184. Price P. В., Walker R. M. Fossil tracks of charged particles in mica and the age of minerals // Jour. Geophys. Res. — 1963. — Vol. 68. — Pp. 4847— 4862.

185. Scholz С. H. Size distributions for large and small earthquakes // Bull. Seism. Soc. Am.- 1997.- no.'87.- Pp. 1074-1077.

186. Simonett D. S. Landslide distribution and earthquakes in the Bewani Tor-ricelli Mountains, New Guinea. Jennings J.N., Mabbutt J.A. Landform Studies from Australia and New Guinea. — Cambridge University Press: Cambridge, 1967.-Pp. 64-84.

187. Smedt В., Pattyn F. Numerical modelling of historical front variations and dynamic response of Sofiyskiy glacier, Altai mountains, Russiaannals of glaciology. v 37. p 143 149. // Annals of Glaciology. - 2003. - Vol. 37. -Pp. 143-149.

188. The encyclopedia of geomorphology. Edited by R.W. Fairbridge, Reinhold Book Corporation, New York, Amsterdam, London, 1968. 1295p.

189. Thermal annealing of fission tracks in apatite. 1. A Qualitative description / P. F. Green, I. R. Duddy, A. J. W. Gleadow et al. // Chemical Geoogy. 1986. - no. 59. - Pp. 237-253.

190. Thomas R. H. The creep of ice shelves: interpretation of observed behavior // J. Glaciol. — 1973.- Vol. 12.- Pp. 55-70.

191. Tschihatceff P. A. Vojage scientifique dans 1 Altai oriental et les parties adjacentes de la frontiere de Chine. Paris, 1845. Vol. 1. 446 p. Vol. 2. 36 P

192. Turcotte D. L. Self-organized criticality // Rep. Prog. Phys.— 1999.— Vol. 62. Pp. 1377-1429.

193. Wells D., Coppersmith K. New empirical relationships among magnitude, rupture length, rupture width, rupture area, and surface displacement // Bulletin of the Seismological Society of America. — 1994. — Vol. 48, no. 4. Pp. 974-1002.

Информация о работе

Непоп, Роман Кириллович
кандидата геолого-минералогических наук
Иркутск, 2007
ВАК 25.00.01

Диссертация

Численная оценка скоростей экзогенных рельефообразующих процессов на территории бассейна р. Чаган-Узун в голоцене - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы