Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Палеоземлетрясения в Тункинской системе рифтовых впадин

ВАК РФ 04.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Палеоземлетрясения в Тункинской системе рифтовых впадин"

На правах рукописи

РГБ ОД 2 зш

Смекалии Олег Петрович

Палеоземлетрясения в Тункинской сисгшме рифтовых впадин

Специальность 04.00.01 - общая и региональная геология

Авторе ф е рат л I г с с ерта ц и и на соискание учёной степени кандидата геолого-шшералогических наук

Иркутск - 2000

Работа выполнена в лаборатории сейсмогеологии Института земной коры Сибирского отделения Российской Академии наук

Научные руководители:

доктор геолого-минералогическнх наук ¡В. С. Хромовскнх] доктор геолого-минералогических наук В. В. Ружич ' Официальные оппоненты:

доктор геолого-минерало! п'юеких паук, профессор С. И. Шерман кандидат геолого-минералогических наук С. А. Макаров Ведущая организация: Геологический институт БНЦ СО РАН, г. Улан-Удэ

Защита состоится: 6 июня 2000 г. в 9 часов на заседании Диссертационного совета Д 003.07.01 в Институте земной коры СО РАН по адресу: 664033, г. Иркутск, ул. Лермонтова, 128.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Иркутского научного центра СО РАН (в здании ИЗК СО РАН).

Автореферат разослан 30 апреля 2000 г.

Учёный секретарь Диссертационного сс

/

Введение

Актуальность темы. С начала становления палеосейсмогеологического метода в СССР (Солоненко, 1966, 1970. 1973, 1977 и др.) в течение 60-х - 70-х голов в Прибайкалье было обнаружено и с разной степенью детальности щучено более 80 палеосейсмогенных структур (ПСС) (Сейсмическое районирование ..., 1977). При этом основными определяемыми характеристиками структур были относительный возраст, размеры (длина), тип и амплитуды смещений. Уровень изученности большинства ПСС не позволял однозначно ответить на многие вопросы и прежде всего на вопрос об их генезисе. В настоящее время на основе комплексного применения геолого-геофизических методов (греичнига, морфометрии, методов малоглубинной и изотопной геофизики) сейсмогеологамн на качественно попом уровне обосновывается сейсмогснное (или иное) происхождение ранее открытых дислокаций. Вместе с этим определяются направления и амплитуды одноактных смешений крыльев палеосейсмодислокашш и их абсолютные возраста, повторные периоды и другие параметры. Современные методы сейсмогеологических исследований позволяют параллельно решать задачи и тектонофизичсского, и геодинамического направлений.

Цель работы - изучение налеоеейсмичности юго-западного фланга Байкальской рифтоной зоны (БРЗ) на основе детальных исследований ПСС и использование подученных данных для оценки потенциальной сейсмичности территории. Для достижения основной цели были поставлены и решались следующие задачи: .

-адаптация комплекса геолого-геофизических методов исследований для решения задач еейсмогеологического направления в условиях Юго-Западного Прибайкалья;

-определение параметров ПСД, отражающих магнитуду, положение плейстосейстоаой области лалеоземлстрясения. характер напряжений в очаге и др.;

-определение абсолютного возраста и повторных периодов палеоземлетрясений как одного из основных параметров долгосрочного прогноза сильных землетрясений;

-определение положения зон вероятных очагов сильных землетрясений (ВОЗ) на основе связей современной и палеосеисмичиости с геолого-структурным развитием и напряжённым состоянием коры Тункинской системы рифтовых впадин и прилегающих территорий.

Методы исследований и использованные материалы. В полевых условиях ПСД изучались в разрезах горных выработок, детальной профильной съёмкой поверхностей сейсмогенных форм рельефа, комплексом методов детальных структурно-геофизических исследований. Определение возрастов проб из гумусосодержащих горизонтов производилось радиоуглеродным методом. Полученный фактический материал анализировался в комплексе с другими сейсмогеологическими, сейсмотектоническими и сейсмологическими данными, опубликованными в печати или находящимися на электронных носителях в виде каталогов и баз данных. Подробно методы исследований рассмотрены во второй главе диссертационной работы. .

Научная новизна. Благодаря детальному, основанному на применении новых методов изучению пачеосейсмогенных структур (ПСС) впервые получены (в некоторых случаях уточнены) возраста и повторные периоды палеоземлетрясений, а также связанные с ними протяжённость разрывов, амплитуды и генетический тип деформаций. Детальными структурно-геофизическими исследованиями подтверждена связь выраженных на поверхности сейсмогенных деформаций с активизацией сейсмогенерирующих разломов. Показана определяющая роль сдвиговой компоненты подвижек в формировании сейсмогенных деформаций Юго-Западного Прибайкалья. Данные о палеосейсмичностн использованы для сейсмотектонического анализа развития региона, построения геодинамической модели и учтены в новом варианте карты зон ВОЗ для изучаемой территории.

Автор выносит на защиту следующие положения:

1. На основе комплексного геолого-геофизичсского изучения папеосейсмогенных структур в зонах Главного Саянского и Тункинского разломов установлена превалирующая роль левосторонних сдвиговых смещений в формировании сейсмогенных деформаций, при этом знак и величина вертикальной составляющей подвижек на отдельных участках разломов зависят от приповерхностной структуры и локальных динамических обстановок.

2. Б пределах трёх крупных сейсмогенных структур выделены эиицентральные области палеоземлетрясеннй - две в пределах Аршанской, четыре в "Горской и три в Восточно-Саянской ПСС. Их установленные количественные параметры использованы для уточнения сейсмического потенциала зон вероятных очагов землетрясений в новом варианте карты зон ВОЗ.

3. Для территории, охватывающей Аршанскую, Торскую и Восточно-Саянскую структуры, выделены два этапа сейсмической активности - ранне-среднеголоцсновый и позднеголоценовый, разделённые периодом сейсмического покоя продолжительностью 1900 - 3500 лет. По расчётным данным, интервал повторяемости сильных (М=6.5-7.9) землетрясений наиболее вероятен в диапазоне от 400 до 1670 лет.

Апробация работы. Материалы по теме диссертации представлялись на XVII и XVIII Всероссийских молодежных конференциях (г. Иркутск, ¡997, 1999), на конференции "Сейсмический риск и сейсмическое районирование" (Иркутск, 1994), на международных конференциях "Байкал - часть мирового природного наследия" (Улан-Удэ, 1998), "Проблемы геодинамики, сейсмичности и мянерагенин подвижных поясов и платформенных областей литосферы" (Екатеринбург, 1998). Сведения о режиме палеосейсмичности в регионе, полученные с участием автора, были использованы при построении новой карты зон ВОЗ Восточной Сибири и Монголии (Хромовских и др., 1996). По теме диссертации автором или при его участии опубликовано 16 научных работ.

Диссертационная работа состоит из четырёх глав, введения, заключения и табличных приложений. Работа изложена на 207 страницах машинописного текста, включает 52 иллюстрации и 6 таблиц, из них 4 в виде приложений. Список литературы содержит 119 наименований.

Автор выражает глубокую признательность своим научным руководителям докторам геолого-минералогических наук B.C. Хромовскнх и В.В. Ружичу, за введение в увлекательный мир доисторических катаклизмов и выработку физически обоснованного научно-методического подхода к практике сейсмогеологических исследований. Особую благодарность автор адресует кандидату геолого-минералогических наук A.B. Чипизубову за организацию и проведение совместных работ по детальному изучению Торской и Восточно-Саянской ПСС. Автор искренне признателен кандидатам г.-м.н. М.Г. Демьяновичу, P.M. Семёнову, В.А. Санькову за скрупулёзный просмотр рукописи и ценные замечания, учтённые при подготовке окончательного варианта диссертации. Автор также весьма благодарен за оказанную помощь в проведении полевых работ и предложенные рекомендации в процессе написания диссертации кандидатам г.-м.н. С.Г. Аржанникову, С.П. Серебренникову, Л.Г. Обуховой, a Tarate'E.'A. Дельянскому, О.В. Белоусову.

Краткое содержание работы Глава 1. Геолого-геофизические особенности региона

Рассматриваемые в диссертационной работе Аршанская, Торская и Восточно-Саянская палеосейсмогенные структуры расположены в восточной части Юго-Западного фланга БРЗ. В пределах данной территории выделяется несколько крупных морфотектонических структур. Центральное место среди них занимает Тункинская ветвь рифтовых впадин, состоящая из Быстринской, Торской, Тункинской, Хойтогольской, Туранской и Мондинской кайнозойских впадин, разъединённых выступами докембрийских пород, наиболее крупными из которых являются Еловский и Ниловский отроги.

С севера по Тункинскому сбросо-сдвигу рифтовые впадины граничат с глыбовыми поднятиями хребта Тункинские Гольцы, которые вместе с поднятиями Китайских гольцов формируют юго-восточное окончание Восточного Саяна. Северо-восточный участок рассматриваемой территории включает фрагмент Шарыжапгайского выступа фундамента Сибирской платформы, отделённого от области интенсивного неоген-четвертичного орогенеза зоной Главного Саянского разлома. Часть рассматриваемой территории, расположенная южнее Тункинской системы впадин, захватывает полосу сводово-блоковых поднятий байкало-хубсугульского отрезка хребта Хамар-Дабан к северу от его осевой линии.

Среди наиболее распространённых геологических образований выделяются: 1) архей-нижнепротерозойские мрамора, гнейсы, кальцифиры, мигматиты и кристаллосланцы шарыжалгайской, слюдянской и хангарульской серий, слагающие наиболее крупные Шарыжалгайскуто, Дербинскую, Слюдянскую, Гарганскую и Хамар-Дабанскую ранпедокембринские глыбы, прорванные гранитоидами докембрийского и рамнепалеозойского возраста; 2) террнгенные, карбонатные, кремнисто-карбонатные и вулканогенные породы палеозойских формаций, заполняющих Ильчирский и Окинский синклинории и преобладающих в геологическом строении Тункинского и Китайского хребтов; 3) кайнозойские образования рифтовых впадин, представленные терригенными и вулканогенными породами, обшая мощность которых может достигать трёх километров.

В тектоническом строении территории особая роль отводится глубинным структуро-коитролируюишм разломам, среди которых основными являются Главный Саянский, Тункинский и Банкало-Мондинский разломы. Эти разломы являются и главными ссйсмогенерирующими структурами. Сейсмогенерирующими являются и некоторые из более мелких разломов (Эхс-Гольскнй. Китайский, Ихе-Ухгуиьский и др.). Среди других гсктоннческих структур высокой сейсмичностью отличаются отдельные впадины или их фрагменты, в пределах которых располагаются сейсмические пятна с Аю==0.5-1.0. (Сейсмотектоника ..., 1975; Сейсмогеология ..., 1981).

Главный Саянский разлом (ГСР) в современном структурном плане в пределах рассматриваемой территории служит границей между блоковыми поднятиями Восточного Саяна и Шарыжалгайским выступом цоколя Сибирской платформы. По геофизическим, сейсмологическим и сенсмогеологическим признакам разлом в новейшем этапе развития характеризуется как левосторонний взбросо-сдвиг. В пределах Восточно-Саянской ПСС явная сдвиговая составляющая движений по разлому фиксируется и по морфологическим признакам деформаций, и в разрезах канав. На участке разлома вне зоны Восточно-Саянской ПСС (долина р. Китойкин) следует ожидать снижения активности сдвига, так как ориентация разлома перпендикулярна оси регионального сжатия, а ось растяжения имеет субвертикальное положение (по данным о механизмах очагов землетрясений). Незначительная амплитуда вертикальных движений по разлому (юго-западное крыло приподнято относительно северо-восточного на 400-600 м в районе Тункинского я Китайского хребтов) и низкие градиенты вертикальной деформации поверхности (50, редко до 100 м/км) свидетельствуют или о незначительной средней скорости вертикальных неотектонических движений, или о возможной инверсии направления движений.

Тункинский разлом (ТР) на большей части своей протяжённости в кайнозое развивался под воздействием рифтового поля напряжений, что и предопределило значительную вертикальную амплитуду движений и градиенты вертикальной деформации до 300 м/км и более, причём вне зависимости от простирания его отдельных фрагментов и типа контролируемых им морфострукгур. Однако и здесь заметно влияние регионального сжимающего напряжения, особенно на флангах разлома и оперяющих его разрывов. На западном фланге ТР верхнеплейстоцен-голоценовые сейсмотектонические деформации взбросо-сдвигового типа осложняют широтный отрезок долины р. Ихе-Ухгунь (Аржанников, Аржанникова, 1997). Левосдвиговая деформация с суммарной амплитудой около 65 м обнаружена в зоне Тункинского разлома у восточной окраины Мондинской впадины в долине р. Хулугайма. Сдвиговая составляющая сейсмогенных подвижек фиксируется и на восточном участке разлома в морфологии и в разрезах канав Торской ПСС, в морфологии

дислокации в районе р. Серебрянка (восточный борт Торской впадины). Горизонтальные подвижки отмечены и в других местах TP: на отдельных участках Аршанской ПСС (устье долины р. Бугатай), в местах сочленения Ниловского (долина р. Эхе-Гэр), Еловского (долины рек Булук и Тубота) отрогов с Тункинским хребтом. Взбросо-сдвиговые деформации на стыке Тункинского хребта и Еловского отрога свидетельствуют о надвигании кристаллической перемычки на склон хребта по сместителю TP в северо-восточном направлении, что косвенно подтверждается наклоном вершинной поверхности отрога в сторону хребта Хамар-Дабан. Нередкое явление для юго-западного фланга БРЗ -выдавливание локальных блоков земной коры при их соответствующих позициях в зонах влияния активных разломов, особенно если в смешениях крыльев устойчиво проявляется сдвиговая компонента.

Байкало-Моидинский разлом (БМР), слабо выраженный мофологичсскн. дешифрируется по космоснимкам (Лукина, 1989) как граница между Тункинской системой рифтовых впадин и основанием северного склона хребта Хамар-Дабан, На поверхности он трассируется спрямлёнными участками речных долин, а также южной границей распространения кайнозойских осадков. Разлом активен в сейсмическом отношении. К его зоне приурочено несколько эпицентров сильных землетрясений, в том числе Туранское (1829 Г., М=6.5), Мондинс кое (1950 г., М=7.0) и Тункинское (1995 г., М=5.6). По сейсмологическим данным, для разлома характерны механизмы очагов как рифтового сдвиго-сбросового, так и регионального взбросо-сдвигового типов.

'• Глубинное строение земной коры рассматриваемой территории отличается тремя основными особенностями. Во-первых, утонением литосферного слоя под крупными рифтовыми впадинами, иногда до мощности земной коры, вследствие внедрения астеносферного диапира (Зорин и др, 1988, 1989). Во-вторых, наличием на глубинах от 12 до 18 км проводящего слоя с пониженными значениями скоростей продольных воли и удельного электрического сопротивления. Связано это с большей флюидонасыщеиностыо по сравнению с выше и ниже расположенными породами. Причём в этой зоне флюиды имеют температуру приблизительно 400°С, т.е. они находятся в диссоциированном состоянии (Барышев и др., 1989). В интерпретации Г.Ф. Уфимцева (1996), этот слой представляет собой рассредоточенный делитель-детачмент, ограничивающий снизу горизонтальные тектонические пластины. Непосредственно над этим слоем располагаются очаги большинства землетрясений БРЗ. Во внутренней части проводящего слоя трудно ожидать возникновения очагов сильных землетрясений, что объясняется пониженной вязкостью слоя и уменьшенным модулем сдвига (Ружич, 1981). Третьей особенностью глубинного строения можно считать наличие на некоторых участках у южного фаса Сибирской платформы межплитных деструктивных границ, формирующих значительные неоднородности в нижней части земной коры. Одна из таких границ, оформившаяся в результате позднепалеозойской коллизии Сибирского и Монгольского континентов, вытягивается в широтном направлении под современными поднятиями Китойских Гольцов. Приуроченное к ней землетрясение 1.12.1981 г. с фокусом на глубине 36+15 км может рассматриваться как проявление её современной сейсмической активности!

Глава 2. Новые методы в палеосейсмогеологии Южного Прибайкалья

Во второй главе рассмотрены методы, используемые в современных сейсмогеологических исследованиях (тренчинг, морфометрия, детальные структурно-геофизические исследования). Показано, как традиционные геологические и геофизические методы изучения приповерхностных структур адаптированы к решению сейсмогеологических задач в условиях Южного Прибайкалья.

Методика тренчинга в том виде, в каком она сформировалась в США и некоторых других странах (Hatheway, Leighton, 1979; Swan et al., 1980; Hanson, Schwartz, 1982; McCalpin, 1989; и др.), предполагает проведение двух категорий работ, связанных со

вскрытием разломных зон: 1) региональные изучения разломных зон или их сегментов (особое внимание уделяется большим, хорошо выраженным разломным зонам) и 2) детальное изучение конкретных мест (тех, которые обещают дать хорошую палеосейсмологическую информацию).

В конце 80-х годов по инициативе В. С. Хромовских и под его руководством в Южном Прибайкалье началось планомерное систематическое изучение в разрезах горных выработок сейсмогенных деформаций уже известных ПСС и вновь открытой в это же время Восточно-Саянской ПСС. B.C. Хромовских в русскоязычном варианте предложен термин "тренчинг" (trenching (англ.) - проходка траншей или канав) для определения всего комплекса работ, связанных со вскрытием сейсмогенных деформаций горными выработками (Хромовских и др., 1993). Применительно к палеосейсмологическим исследованиям термин используется с конца 70-х годов (Hatheway, Leighton, 1979).

В пределах ПСС Юго-Западного Прибайкалья наиболее благоприятными для нскрытия сейсмогенных деформаций, с точки зрения информативности, являются основания сбросовых уступов, основания обратных уступов (при взбросах н взбросо-сдвигах), особенно и тех местах, где они перегораживают долины временных водотоков. Все канавы пройдены »крест простирапня структур. Вскрытие производилось на максимально возможную глубину (обычно не превышающую 4-5 м). При документировании разрезов канав особое внимание уделялось отражению признаков сейсмогенного происхождения деформации (если они некрыты), реперов (желательно гумусированных слоев) возрастных границ сейсмогенных фаций осадков, кинематике движений по разрывам и др.

Одной из основных задач палеосейсмологических исследований является определение возраста палеоземлетрясеций. Принципы датирования палеоземлетрясений по данным вскрытия сейсмогенных деформаций освещены в работах (Machette, 1987; Forman et al., 1988; McCalpin, 1989; н др.). Определение возраста сейсмогенной деформации в одной канаве сводится к выделению и датированию соответствующих ей сейсмогенных фаций осадков (наиболее часто - коллювиальных клиньев). Датирование сейсмогенной деформации на различных участках разлома (по результатам опробования нескольких канав) является необходимым условием надёжного определения интервального возраста палеоземлетрясения. В основе определения лежит методический приём "fault window" (McCalpin, 1987).

Морфометрия, или профилирование уступов, широко используется для сегментации дислокаций на отрезки с различным временем их формирования (обновления). Для районов с преимущественным развитием рыхлых аллювиальных и эоловых отложений, .часто не содержащих органического материала, который может быть датирован, морфометрия позволяет делать качественную оценку возрастов тектонических уступов. Теоретические основы этого метода и полученные практические результаты отражены в ряде публикаций (Nash, 1980; Ласточкин, 1981; Andrews, Hanks, 1985; Hanks, Andrews, 1989 и др.). Под морфометрией сейсмодеформаций следует понимать не только исследование развития сейсмогенных уступов в зависимости от их возраста и начальных параметров (высоты и крутизны уступа), но и анализ всех морфологических изменений, связанных с сейсмичностью.

Среди способов замера профилей уступов и других форм сейсмогенных деформаций наиболее доступным в таёжных условиях является использование линейки (рейки) фиксированной длины (обычно 2 м) с прикреплённым на ней угломером с уровнем. Для участков уступов, поверхность которых имеет малые радиусы кривизны, использовались линейки меньшей длины.

Геофизические методы при изучении ПСС направлены на определение положения зон молодых тектонических нарушений в чехле и фундаменте, определение мощности рыхлых отложений и характера смещения слоёв в зонах нарушений, изучение на доступных глубинах рельефа кристаллического фундамента, затронутого сейсмодислокациями. Исследования проводились по профилям, расположенным перпендикулярно к простиранию ПСД, методами дипольного электропрофилирования (ДЭЛ) с использованием двух установок

(АшВзоМюН А^МгМ); вертикального электрического зондирования (ВЭЗ) (разнос электродов АВ до 1000 м); магнитной съёмки; эманационной съёмки САН (по радону); газортутной съёмки. Геофизические работы проводились комплексной геологической экспедицией № 1 ПГО "Сосновгеология". Всего в пределах трёх структур пройдено 19 геофизических профилей. '

Глава 3. Геолого-геофизические исследования палеосейсмогенных структур

Третья глава по объёму и смысловой нагрузке является основной в диссертации и посвящена результатам геолого-геофизического изучения Аршанской, Торской и Восточно-Саянской ПСС. Детальные структурно-геофизические исследования ПСС показал» спячь сейсмогенных деформаций с зонами разрывных нарушений на глубину до 100 м и более, что подтверждает тектоническую природу дислокаций. Совместное применение мстодоп ДЭП и ВЭЗ позволило оценить элементы залегання разломных зои, характер и амплитуды смещения пород. В зоне сейсмогенных деформаций Торской структуры (профиль 3) эманационной и газортутной съёмкой отмечены повышенные концентрации радона (в 4 раза превышающие фоновые) и ртути (более чем в 3 раза), что указывает на глубинное заложение разлома. Установлено, что сейсмогенные деформации представлены серией (чаще двумя-тремя) параллельных разрывов. Для Восточно-Саянской ПСС основной разрыв субвсртикален или круто падает в юго-западном направлении. Сопровождающие разрывы, как правило, осложняющие висячее крыло, имеют падение как параллельное основной плоскости сместителя, так и в его сторону. В последнем случае они прослеживаются лишь до пересечения с основным разломом. На поверхности эти разрывы трассируются рытвинами, возникшими по трещинам растяжения. Подобные разрывы зафиксированы и под буфами сжатия.

В пределах Аршанской и Торской структур параллельные в плане разрывы в одних случаях ограничивают зоны интенсивного дробления с низкими (<200 Ом м) значениями рк. Такие зоны приурочены к основанию тектонических уступов (широтный фрагмент Аршанской ПСС и восточный участок Торской ПСС). На поверхности они выражены рвами, сформированными, преимущественно, за счёт поглощения рыхлого материала. Такие рвы обычно бывают сравнительно узкими (первые десятки метров) и глубокими (первые метры). Они характерны для широтного отрезка Аршанской структуры. В других случаях параллельными разрывами в зонах разломов вычленяются небольшие линейные в плане блоки, располагающиеся как в основании сейсмогенного уступа, так и в пределах склона Тункинского хребта. При относительном погружении этих блоков образуются грабены шириной до 70 м и более и глубиной до нескольких метров. Они характерны для участка Аршанской ПСС северо-восточного простирания. При значительной горизонтальной компоненте в подвижке вычлененные блоки могут образовывать и положительные структуры (участок сочленения двух фрагментов Аршанской ПСС, фланги Торской ПСС).

Аршанская и Торская палеосейсмогенные структуры осложняют восточную часть зоны Тункинского разлома и развиваются в условиях субгоризонтального растяжения северо-западной ориентации и ориентированного в меридиональном и северо-восточном направлениях сжатия, о чём свидетельствуют механизмы очагов землетрясений (Мишарина, Солоненко, 1981; Мельникова, Радзиминович, 1998). В данном поле тектонических напряжений по зоне Тункинского разлома следует ожидать деформации, вызванные подвижками сбросо-сдвнгового типа. Сейсмотектонические деформации с горизонтальной компонентой смещения установлены на флангах Торской структуры, на отрезке Тункинского разлома между реками Цаган-Угун н Булук и на западном фрагменте Аршанской структуры.

Аршавская ПСС состоит из двух фрагментов, которые, вероятно, представляют самостоятельные эпицентральные области палеоземлетрясений. Шестикилометровый восточный фрагмент структуры от р. Артемьева до междуречья Бухоты и Буготая представлен сейсмогенными деформациями сбросового типа. В разрезах горных выработок

отчётливо прослеживаются плоскости сместителя. Опущенные привпаденные крылья разбиты серией радиальных трещин. Раскрытие трещин способствовало ориентированному залеганию попавших туда небольших плитчатых глыб, по положению которых были определены элементы залегания разрывов. Деформированные осадки перекрыты частично коллювиальным клином и делювиальной толщей. Амплитуда сброса при последнем палеособытии определена в нескольких местах. В правом борту р. Кынгарга вторая надпойменная терраса сброшена на 1.3 м (МсСа1рт, КЪ-отоузЫкЪ, 1995). В 600-х метрах западнее в разрезе зачистки А-3 она составляет 0.9 м. В западном направлении амплитуда сброса продолжает уменьшаться, и в разрезе канавы А-2 деформация проявилась в виде поглощения рыхлого материала раскрытой трещиной, над которой образовался микроров. Впоследствии деформированные осадки были частично размыты и перекрыты ненарушенными слоями.

В течение голоцена активизация сброса на широтном фрагменте Аршанской ПСС происходила трижды, Последняя подвижка связана с палеоземлетрясением, произошедшим 1024-1341 лет назад. Этот интервал установлен по результатам радиоуглеродного датирования проб из пяти горных выработок и подтверждается расчётами, основанными на данных о скоростях осадконакопления в разрезах канав А-3 и А-2. Предпоследнее палеоземлетрясение имеет возраст 6733-7867 лет (МсСа1рт, КЪгогаоУзЫкЬ, 1995) и амплитуду вертикального смещения (по единственному замеру) 0.7 м (там же). Следы третьего палеоземлетрясения вскрыты лишь в одной горной выработке, и его количественные характеристики достаточно условны. '

Западный фрагмент Аршанской структуры длиной почти 11 км от междуречья Бухоты н Буготая до долины р. Зун-Хандагайка характеризуется голоценовьши ссйсмодеформациями сбросо-сдвигового типа. Амплитуда левостороннего сдвига, определённая в трёх местах по горизонтальному смещению террас Буготая и его притока, достигает 8 м. По плоскости сбросо-сдвиговой подвижки амплитуда вертикального смещения составляет 4 метра.

На стыке двух фрагментов структуры, дислокации которых обладают разными простиранием и типом сейсмогенных деформаций, участок склона длиной около 350". м, выдвинутый к югу от генеральной линии позднечетвертичного сброса, был взброшен на 4-5 м по вертикали. Причиной локальной взбросовой деформации стали подвижки висячего крыла разлома западного фрагмента структуры в восточном направлении и отсутствие сдвиговых смещений по разлому в пределах восточного (широтного) фрагмента структуры. Поднятие подгорного крыла генетически связано со структурами растяжения в нагорном крыле разлома, выраженными в виде плоскодонного грабена и и-образной ложбины проседания. Проявлению сдвиговых деформаций на восточном фрагменте- структуры, вероятно, препятствует рост Еловского отрога и увеличение его площади, в том числе и в западном направлении. Воздымание кристаллической перемычки по сместителю Тункинского разлома подтверждается взбросо-сдвиговыми деформациями на границе её сочленения с Тункинским хребтом (в долинах рек Булук и Тубота).

Сейсмический потенциал Аршанской ПСС определяется максимальной мапштудой землетрясений, чьи эпицентральные области связаны с дислокациями фрагментов структуры широтного и северо-восточного простирания. Для первой из них магнитуда последнего палеоземлетрясения, определённая по протяжённости дислокации (6 км) и по амплитуде смещения (1.3 м), составила Ммах= 6.9 (табл.). Для эпицентральной области западного участка структуры, протяжённостью около И км, магнитуда возможного землетрясения может достигнуть 7.2 (по уравнению зависимости М от Ь, Хромовских, Обухова, 1989).

Торская ПСС состоит из двух ветвей дислокаций: северной, протяжённостью около четырёх километров, и южной, протяжённостью не менее 10 км. Западный фланг южной ветви дислокаций представлен серией субпараллельных разрывов, которыми склон Тункинского хребта разбит на продолговатые блоки шириной в десятки и первые сотни метров. С юга эти блоки ограничены сбросами, сместители которых совпадают с уступами в основании склона хребта. С севера блоки маркируются на склонах обратными уступами

взбросо-сдвигового генезиса высотой до б м. Горизонтальная амплитуда левостороннего смещения водораздельных мысов достигает 30 м. Протяжённость отдельных отрезков взбросо-сдвиговых дислокаций не превышает одного км. В разрезе одной из канав (рис. I), пройденной в тальвеге сухой долины, зафиксированы следы как минимум двух палеоземлетрясений с явными признаками сдвиговых деформаций (резкое изменение мощностей, характера залегания и состава осадков слоёв относительно плоскости смещения).

В центральной и восточной частях Торской ПСС два субпараллельных разлома, расположенных на расстоянии около 500 м друг от друга несут черты индивидуального развития, их последние обновления происходили при разных по времени и типу остаточных деформаций от палеоземлетрясений. Центральный фрагмент южной дислокации представлен сбросовым уступом высотой от 3 до 6 м с опущенным привпадинным крылом. На восточном фланге Торской ПСС на фоне опускания северной окраины впадины, под воздействием левосдвиговых подвижек выдавливается отторгнутый от Тункинского хребта кристаллический останец размерами 1.8x0.6 км. За среднеплейстоцеи-голоценовое время он на 120 м приподнялся над днищем впадины. В данном месте взбросо-сдвиговые деформации устанавливаются и по морфологии структуры в основании северного склона холма, и по их строению в разрезе канавы Т-15. Тектоническая природа деформации отражена на геолого-геофизическом разрезе профиля б.

Сбросовый уступ северной ветви дислокаций Торской структуры имеет незначительную крутизну (около 15") и возраст последней активизации около 8-9 тысяч лет. Следы двух более поздних событий, имевших место в южной ветви дислокаций, здесь не отмечены. Наличие в канаве Т-7 трёх коллювиальных клиньев свидетельствует о неоднократном обновленки сброса.

На основании изучения сейсмотектонических деформаций в разрезах более 20 канав, в пределах Торской ПСС выделено четыре эпицентральных области голоценовых палеоземлетрясений. Деформации последнего палеоземлетрясения охватывают всю протяженность южной ветви дислокаций (не менее 10 км) и укладываются в возрастной диапазон 2178 - 3220 лет. Деформации на флангах структуры носили взбросовый характер, возможно, с горизонтальной составляющей. Вертикальная амплитуда могла превышать 0.35 м - амплитуду деформации в канаве ЗТ-2. В центральной части структуры было сброшено привпадинное крыло по сместителю южной ветви Тункинского сброса. Магнитуда данного

Рис. I. Разрез западной стенки канавы ЗТ-2. Документировали О.П.Смекалин, А.В.Чипизубов, Е.А.Дельянский, 1997 г. Условные обозначения: 1 - современные и ^погребённые почвенно-растительные слои, гумусированные суглинки и супеси .преимущественно тёмно-серого и чёрного цветов; 2 - суглинки; 3 - супесь, песок; 4 - дресва, мелкий щебень; 5 - щебень; 6 - глыбы, отдельные крупные обломки пород; 7-места отбора проб на радиоуглерод

Таблица

Основные параметры палеоземлетрясений Юго-Западного Прибайкалья

Возраст, лет Координаты эпицентрапьной области Тип ПОДВИЖКИ Ампл смещ р я туда ения, м Длина разрыва, и, км Магнитуда Ммах Уравнение регрессии Структура

V верт. гориз.

457-1006 51.76 103.56 взбросо-сдвиг 3.8 23 7.6 7.9 7.5 1 2 4 Восточно-Саянская

1024- 1341 51.91 102.43 сброс 1.3 6 6.9 6.9 1 3 Аршанская

1984-2313 51.82 103.39 взбросо-сдвиг 1.2 50 8.2 7.3 7.9 1 2 4 Восточно-Саянская

2178-3220 51.85 103.04 взбросо-сдвиг +(?) сброс >0.35 >10 7.2 6.6 7.0 1 2 4 Торская

5170-5660 51.84 103.10 взбросо-сдвиг >3 >6.4 >6.4 1 4 Торская

5838 - 7762 51.81 103.32 взбросо-сдвиг 0.8 59 8.3 7.9 1 4 Восточно-Саянская

6733 - 7867 51.91 102.43 сброс 0.7 6 6.9 1 Аршанская

8034 - 8895 51.85 103.08 сброс 2.1 . 4 6.6 7.2 1 3 Торская

9059-9151 51.86 102.99 взбросо-сдвиг >0.67 5 7.0 6.7 2 4 Торская

9214-12724 51.91 102.43 сброс 6 6.9 1 Аршанская

Уравнения регрессии: 1. М=(5.45±0.28)+< 1 -25±0.19)-- для активизированных в кайнозое платформ и зон байкальской складчатости (Хромовских, Обухова, 1989); 2. М=(7.0±0.17)+( 1.1 ±0.23)1ц0 - для взбросо-сдвигов активизированных платформ (Чипизубов,1998); 3. М=(6.7±0.09)+{0.96±0.17) ^0 - для сбросов (Чипизубов, 1998); 4. М=(5.65+0.21)+(1.07±0Л1)^1, - для взбросо-сдвигов активизированных платформ (Чипизубов, 1998).

события определяется по корреляционным зависимостям между магнитудой землетрясения и длиной разрыва и оценивается значением 7.2.

Дислокации, возникшие от другого палсоземлетряесния, вскрыты канавой Т-15 (восточный фланг южной ветви дислокаций). Подвижки интерпретируются как взбросо-сдвиги по нескольким '' субпараллельным сместителям, крутопадающим в южном направлении. Календарный возраст папеоземлетрясения определяется датировками проб канавы Т-15 и заключён в интервале 5170-5660 лет. К этому же времени относится незначительная активизация на западном участке структуры, проявившаяся в прогибании среднего погребённого почвенного слоя н формировании песчаного прослоя (разрез канавы ЗТ-2). В других канавах близкие по возрасту деформации не обнаружены. Максимальная длина дислокаций данного землетрясения, вероятнее всего, не могла быть меньше 3-х километровой суммарной протяжённости взбросо-сдвиговых деформаций, выраженных в рельефе на восточном участке Торской структуры.

Хорошо выраженными сбросовыми деформациями в разрезах канав характеризуется палеособытие, произошедшее во временном интервале 8034 - 8895 лет (календарный возраст по датировкам канавы Т-11). Данное событие фиксируется в разрезах практически всех семи канав, вскрывших северную ветвь уступов Торской дислокации. Дислоцированные погребённые почвенные горизонты датированы в канавах Т-1, Т-6, Т-18. Протяженность дислокаций, по данным тренчинга, составляет не менее 4-х километров. Более точными можно считать данные по амплитуде вертикального смещения из разрезов канав: 2.1 м в разрезе канавы Т-11, в канаве Т-7 -1.55 м. При использовании уравнения зависимости М от амплитуды сброса (Чипизубов, 1998) магнитуда данного события определяется равной 7.15.

Эпицентральная область четвёртого голоценового землетрясения, участвовавшего в формировании Торских дислокаций, расположена на западном участке структуры в районе г. Белый Камень. Данным событием деформированы погребённые почвы, вскрытые канавами ЗТ-1, ЗТ-2, ЗТ-З. Календарный возраст папеоземлетрясения заключён в интервале 9059 - 9151 лет. Характер подвижки взбросо-сдвиговый, амплитуда вертикального смещения, определённая в разрезе канавы ЗТ-2, равна 0.67 м. Кроме взбросо-сдвиговых деформаций наблюдается также раскрытие трещин в пределах сбросовых уступов, что отражено в разрезе канавы ЗТ-1. Длина дислокаций этого землетрясения, вероятно, охватывает всю протяжённость обратных уступов, прослеженных нами от г. Белый Камень до левого борта р. Цаган-Угун, и составляет около 5 км, Магнитуда, определённая по уравнению М от Ь (Чипизубов, 1998), равна 7.02.

Восточно-Саянская ПСС развивается в условиях регионального поля тектонических напряжений, для которого характерно субгоризонтальное сжатие преимущественно северовосточного простирания, отражённое в механизмах очагов землетрясений, в том числе и приуроченных к разрывам северо-западного простирания. Дислокации Восточно-Саянской структуры осложняют зону Главного Саянского разлома на протяжении не менее 60 км. Отдельные участки структуры суммарной протяжённостью около 30 км сохранены в рельефе в виде обратных уступов, валов сжатия и рвов растяжения. Сдвиговая природа дислокаций прослеживается на всём протяжении структуры. О преобладании горизонтальных компонент в амплитудах движений свидетельствуют многочисленные замеры смещений молодых форм рельефа. Амплитуды горизонтальной и вертикальной компонент одноактных смещений обычно относятся как 3:1. Суммарные горизонтальные амплитуды многократных смещений изменяются от 30 до 70 м, в то время как максимальная высота подавляющего большинства уступов не превышает шести метров (из-за значительной по амплитуде горизонтальной компоненты смещений затруднена оценка амплитуд вертикальной составляющей).

В пределах структуры пройдено более 80 топографических профилей. На поверхности уступов наиболее часто встречаются площадки с углами наклонов от 12 до 23° (минимальные), от 30 до 37° (средние) и около 43° (максимальные). Уменьшение крутизны уступов связано с увеличением их возраста. Наиболее молодые уступы, имеющие площадки с максимальными углами наклона, характерны для восточного участка структуры - от излучины р. Иркут до пос. Култук. Их обновление произошло при позднем

палеоземлетрясенни. Площадки со средними углами наклонов характерны для уступов, расположенных восточнее реки Бельчир. Обратные уступы с минимальными уклонами встречаются на всём протяжении структуры.

Предположение о неоднократном обновлении сейсмодислокаций по зоне Главного Саянского разлома и о последовательном перемещении эпицентральных областей палеоземлетрясенш! в восточном направлении подтверждается вскрытием деформаций и их датированием по ,4С. В канавах, расположенных восточнее излучины Иркута (ВС-8, ВС-6, ВС-5. ВС-2, ВС-4), зафиксированы следы как минимум трах палеособытий, включая последнее, которое укладывается в возрастной интервал 457-1006 лег. В шестой канаве, пройденной в левом борту падн Тёмная, по зоне основного сместителя развиты дезинтегрированные породы линейной коры выветривания шириной около 1 метра. Кроме гого, имеется и несколько разрывов, возникших в голоцене. По ним формируются лалоамплитудные сдвиги и' микрограбены. Протяжённость дислокаций последнего ктлеоземлетрясения составляет не менее 23 км, а горизонтальная амплитуда левостороннего ¡мощения составляет 3.8 м (район п. Култук), что соответствует магнитуде 7.5-7.9 (табл.).

Западнее излучины Иркута деформации, вызванные последним палеособытием, >тсутствуют. В канаве ВС-9, единственной, где нет дизъюнктивных нарушений, по изложению крыльев в надразломной складке устанавливается амплитуда смещения при |редпоследнем палеоземлетрясенни - 1.2 м. Характер залегания крыльев складки видстельствуст, что она была сформирована в результате, как минимум, двух подвижек с бщей амплитудой взброса два метра. В разрезе канавы ВС-11 показано, что в результате збросовых подвижек по зоне сместителя возможно растаскивание некогда погребённых оризонтов вплоть до вывода их на дневную поверхность. Возраст предпоследнего алеоземлетряссния составляет 1984-2313 лет, а протяжённость связанных с ним дислокаций остигает 50 км, что соответствует магнитуде 7.9, Такую же магнитуду имело и третье адеоземлетрясение Восточно-Саянской ПСС с длиной дислокаций около 60 км.

Глава 4. Потенциальная сейсмичность Тункинской системы впадин и прилегающей территории

Сейсмическая опасность территории определяется не только магнитудой возможных :млетрясений, но и тем, как часто они повторяются. Для данных о возрастах сильных /1>6.5) палеоземлетрясений (табл.) была сделана статистическая оценка повторных :риодов. В выборку были включены значения повторных периодов для двух из четырёх >зможных вариантов последовательностей сейсмических событий. Среднее значение :риода повторяемости землетрясений с М>6,5 для территории, охватывающей три ПС6, кггавило 1039 лет (при модальных значениях - 700-800 лет), среднее квадратическое клонение равно 632 годам. По распределению палеоземлетрясений на временной шкале оделяются два этапа с повышенной частотой повторяемости сильных землетрясений, ответствующие периодам высокой сейсмической активности. Разделяющие их временные 1тервалы соответствуют сейсмическим затишьям. Такое затишье для названных структур ¡блюдалось в среднем голоцене, когда в течение двух - трёх тысяч лет не зафиксировано ни ;ного сильного землетрясения, при котором могла бы обновиться любая из трёх структур, -о затишье разделяет позднеголоценовый и ранне-среднеголоцеяовый периоды йсмической активизации.

Ранне-среднеголоценовый период располагается на временной шкале в интервале 5.2 -тыс. лет, а его продолжительность составляет 3.5 - 4 тыс. лет. Этот период начался с ух землетрясений, произошедших на флангах Торской структуры около 9 тыс. лет назад, дё одно торское землетрясение во временном интервале около 5.2-5.7 тыс. лет завершило нный период. Кроме трёх торских землетрясений, по одному землетрясению произошло в еделах Аршанской и Восточно-Саянской ПСС. Позднеголоценовый период сейсмической гивизации начался чуть больше трёх тысяч лет назад. До настоящего времени произошло

по одному землетрясению с магнитудами 6.5 ■ 7.5 в пределах Аршанской и Торской структ; и два в зоне Главного Саянского разлома с магнитудами 7.6 и 7.9.

Исходя из представленных оценок среднего значения интервалов повторяемости щ палеоземлетрясений в периоды сейсмической активизации 400 - 1600 лет и зная, что одно 1 последних палеоземлетрясений произошло порядка 500-1000 лет назад, можно сдела следующее предположение. Период позднеголоценовой сейсмической активизации еще I завершился, и не началась очередная эпоха сейсмического затишья. Поэтому есть высок; вероятность возникновения сильного (М>6.5) землетрясения в ближайшие десятки - сот! лет с эпицентром в юго-восточном окончании Главного Саянского разлома или в предел: Торского сегмента Тункинского разлома.

По максимальным значениям мапштуд, определённым для палеоземлетрясений, бь уточнён сейсмический потенциал зон вероятных очагов землетрясений и построена Кар зон ВОЗ Юго-Западного Прибайкалья. В основе построения нового варианта карты зон ВС лежит методика, опубликованная В.С.Хромовских и др. (1996). При построении карты так>: были использованы сведения об исторических и инструментально зарегистрированных уходящем столетии землетрясениях, а также сейсмологические данные о напряжение состоянии коры, о максимальных магнитудах землетрясений по размерам ссйсмичсск> пятен. На карте (рис. 2) выделены следующие зоны ВОЗ.

1. Зона ВОЗ с М=7.9, приуроченная к Главному Саянскому разлому. Её сейсмичесм потенциал определяется максимальной магнитудой палеоземлетрясений Восточно-Саянсм ПСС. Осевая часть зоны смещена относительно линии разлома в сторону висячего крыл т.к. на этом крыле сгруппированы проекции фокусов практически всех зарегистрнроваши землетрясений, приуроченных к Главному Саянскому разлому (вследствие падения зог сместителя в юго-западном направлении). Здесь же наблюдаются и сейсмодеформации например, в районе р. Серебрянка, - по своему типу близкие деформациям Восточн Саянской ПСС. В контуры данной зоны ВОЗ попадают деформации Торской ПСС и взброс сдвиговые дислокации на участке Тункинского разлома между Аршанской и Торской ПСС.

2. Зона ВОЗ с М-7.2, приуроченная к центральному участку Тункинского разлом Сейсмический потенциал определяется магнитудами палеоземлетрясений Торской Аршанской (западный фрагмент) ПСС.

3. Зона ВОЗ с М=6.5. Она приурочена к участку пересечения зон Китайского и Эх Гольского разломов. В пределах зоны ВОЗ расположены Шумакская и Китойск сейсмотектонические структуры (Сейсмотектоника ..., 1975). Сейсмическая активное Китайского разлома подтверждается современным эпицентральным полем. К зоне разло1 тяготеют эпицентры нескольких землетрясений, в том числе и землетрясение 18.02.1928 г М=5.0.

4. Зоны ВОЗ Байкало-Мондинского разлома. Зона ВОЗ центрального участка разло! имеет сейсмический потенциал М=6.1, согласно значению магнитуды (с учётом ошибк Тункинского (29.06.1995) землетрясения и магнитуды (Ммах=5.8-6.5), рассчитанной 1 площади сейсмического пятна в юго-западном замыкании Тункинской впадины по методи (Садовский, Писаренко, 1991). Зона ВОЗ, приуроченная к западному участку разло (южное обрамление Туранской впадины и Харадабан-Мондинской перемычки), име потенциал М=б.7. Данное значение потенциала основывается на анализе историческ сведений о Туранском землетрясении 1829 года, сделанном С.И. Голенецким (1997), подтверждается расчётами Мми для сейсмического пятна Хойтогольской впадины, южн часть которого входит в пределы границ зоны ВОЗ. Согласно методике построения карт з ВОЗ (Хромовских и др., 1996), северные границы зон ВОЗ скорректированы с учёл расположения областей высокой сейсмической активности Аю=0.5-1.0 (Сейсмогеология . 1?81).

5. Зона ВОЗ с М=7.6, приуроченная к западному флангу Тункинского разлома оперяющих его разрывов. Высокий сейсмотектонический потенциал западного фла* Тункинского разлома и параллельных ему оперяющих разрывов подтверждав! Мондинским землетрясением (1950, М=7.0), серией позднечетвертичных сдвиговых

Рис. 2. Корта зон вероятных очагов землетрясений Юго-Западного Прибайкалья. Условные обозначения: 1 - косейсмичные разломы; 2 - сейсмогенные структуры; 3 - контуры сейсмических пятен; 4 - северные границы зон ВОЗ без учёта сейсмических пятен; 5 - область возможных эпицентров землетрясений с магнитудой до 5.5 и глубиной очагов Н>20 км. Цифрами в кружках обозначены зоны ВОЗ, приуроченные к: 1 - Главному Саянскому разлому; 2-Тункинскому разлому; З-Китойскому и Эхе-Гольскому разломам; 4-Байкало-Мондинскому разлому; 5-субпараллельным разломам западного окончания Тункинскойдепрессии

взбросо-сдвиговых деформаций в долинах рек Хулугайма н Ихе-Ухгунь. При опредглешп значения Мгагц для зон ВОЗ западного окончания Тункинского хребта необходимо учитыват: общность напряжённого состояния среды (региональное поле напряжений), близост) направлений простирания западного окончания зоны Тункинского разлома и юго-восточноп фланга ГСР и протяжённость возможных разрывов по разломам, ограничивающим с севера 1 юга малый блок восточного фланга Туикинских гольцов. Максимальные мапштуды рассчитанные для взбросо-сдвигов с учётом длин харадабан-мондинского .участка ТР 1 разлома, трассируемого долиной р. Ихе-Ухгунь имеют значения 7.6 и 7.4 соответственно Таким образом, для субпараллельных разломов западного окончания Тункинскон депрсссш будет рациональным снижение сейсмотектонического потенциала до 7.6. в отличие о~ потенциала зоны ВОЗ восточного фланга Главного Саянского разлома.

Отдельно на карте представлена область возможных эпицентров землетрясений приуроченная к погребённому надвигу северо-восточной границы Тувино-Монгольскогс микроконтинента. Согласно схематической тектонической карте Прибайкалья, Забайкалья I Центральной Монголии (Зорин и др., 1997), данный надвиг в пределах Кнтойскнх гольцо! имеет субширотное простирание и к нему тяготеет эпицентр землетрясения 1.12.1981 М=5.0±0.5, глубина очага 36±15 км (Землетрясения в СССР, 1984). Этот эпицентр попадает г пределы площади Центрального Сибирско-Монгольского трансскта шириной около 100 км Ширина зоны вероятных эпицентров (22 км) определяется из наклона плоскости надвига 3035° и диапазона глубин (мощности) залегания нижней части земной коры (под проводящим слоем), представленным на разрезе трансскта (Зорин и др., ¡993). Сейсмический потсициа-этой области может определяться только магннтудой сильнейшего из произошедших в ней землетрясений (1.12.1981) и составляет М>5.5. Данная область не считается зоной ВОЗ в том смысле, который вкладывают в понятие «зоны ВОЗ» В.С. Хромовскнх и др. (1996). На возможность генерации землетрясений в нижней части земной коры БРЗ и, в частности, о зонах глубинных неоднородностей указывалось и прежде (Ружич, 1981).

Заключение

Собранный автором за 8 лет полевых работ фактический материал и результаты его обработки, представленные в диссертации, раскрывают суть тренчинга - одного из новых методов изучения следов падеоземлетрясений. Полученный автором опыт и результаты убеждают в эффективности более широкого освоения и применения этого метода в сейсмогеологической обстановке на территории Восточной Сибири. Тем не менее очевидно также и то, что необходимо дальнейшее совершенствование данного метода, и это одна из главных задач в планах исследований автора.

Сделанный автором акцент на комплексное применение геолого-геофизических методов исследований позволил более существенным образом подтвердить собранными и обработанными материалами сейсмотектоническую природу приразломных деформаций в виде Аршанской, Торской и Восточно-Саянской палеосейсмодислокаций, дать обоснованную количественную оценку их параметров (возраст, повторные периоды, протяжённость, амплитуды, тип и направление смещений)." Комплексное геолого-геофизическое изучение выявленных эпицентральных областей падеоземлетрясений ещё раз подтвердило многоактность формирования сейсмогенных структур и стало основой для сегментации разломов на отрезки с различным сейсмотектоническим потенциалом.

Одним из главных результатов, представленных в работе, можно считать получение интервальных оценок абсолютного возраста палеоземлетрясений. Оценка возрастов палеоземлетрясений в виде интервалов является следствием методики, применяемой для датирования сейсмогенных деформаций. Анализ возрастов палеоземлетрясений показал непостоянство повторных периодов сильных (М>6.5) землетрясений на отдельных фрагментах сейсмогенерируюших разломов, что, вероятно, обусловлено относительной нестабильностью механизмов подготовки очагов землетрясений, генерируемых зонами

активных разломов. Для значительного участка территории Юго-Западного Прибайкалья, включающей три исследованные ПСС, установлены общие этапы сейсмической активизации, обусловленные повышением активности геодинамических процессов на юго-западном фланге Байкальской рифтовой зоны. Интересным представляется выделение сейсмических циклов миграции, согласно которым близко расположенные эпицентральные области палеоземлетрясенин последовательно во времени перемещаются с запада на восток (наиболее характерно для палеоземлетрясенин Восточно-Саянской ПСС).

На основе полученных' данных о протяжённости и амплитудах деформаций для отдельных палсоземлетрясений автором с большей обоснованностью определён энергетический потенциал вероятных в будущем очаговых зон сильных землетрясений. Это позволяет уточнить сейсмическую опасность для Тункинской системы рифтовых впадин и прилегающих территорий. Приведённый в работе вариант карты зон ВОЗ отличается от предшествующих прежде всего тем, что в его основе лежит принципиально новый фактический материал. При выделении зон ВОЗ вне. эпицентральных областей палсоземлетрясений особое внимание было уделено анализу тектонической структуры, современной сейсмичности и напряжённому состоянию среды.

Таким образом, в заключение можно отметить, что задачи, поставленные в данной работе, были выполнены в полной мере. Дальнейший пути исследований в выбранном направлении заключаются в продолжении планомерного использования совокупности всех палеосейсмогеологических методов исследований с целью уточнения полученных результатов и расширения географии исследований (изучение известных сейсмогенных структур Прибайкалья и поиск новых). В перспективе одной из очередных задач могло бы стать построение стратиграфических колонок для голоценового времени существования активизированных участков разломов, что явилось бы значительным подспорьем в датировании доисторических землетрясений и спровоцированных ими селей, обвалов и зругих ландшафтных элементов. По интенсивности накопления осадочных отложений и характеру их деформаций в результате землетрясений можно было бы достаточно >пределённо судить об активности отдельных сегментов разломов за последние тысячи лет. 3 современной геотектонике еще во многом остаются малопонятными природа и механизмы шижений по активным разломам. Для решения этой проблемы при участии автора начаты >егулярные инструментальные наблюдения за режимом смещений в зонах разломов Южного 1рибайкалья (Ружич и др., 1999). Это также одна из актуальных задач, решение которых ¡еобходимо для разработки фундаментальной теории сейсмического процесса.

По теме диссертации опубликованы следующие работы:

Хромовских B.C., Чипизубов A.B., Курушин P.A., Смекалин О.П., Дельянский Е.А. 1овые данные о палеосейсмодислокациях Байкальской рифтовой зоны // Сейсмичность и ейсмическое районирование Северной Евразии. Вып. 1. - М., 1993. - С. 256-264.

Чипизубов A.B., Смекалин О.П., Белоусов О.В., Дельянский Е.А., Щеголев Ю.В. 1збросо-сдвиговые палеосейсмодислокации по зоне Главного Саянского разлома. // Доклады АН, 1994. - Т. 338, X» 5. - С. 672-674.

Смекалин О.П. Картирование сейсмической опасности в зоне Тункинского разлома // ейсмический риск и сейсмическое районирование: Сб. тез. - Иркутск, 1994. - С. 69-70.

Чипизубов A.B., Смекалин О.П. Периодичность сейсмогенного вскрытия Главного аянского разлома по палеосейсмогеологическим данным // Всеросийского совещания по ¡учению четвертичного периода: Тез. докл. - М., 1994. - С, 254.

Хромовских B.C., Дельянский Е.А., Смекалин О.П. Палеосейсмогеология на новом апе развития // Геофизические исследования в Восточной Сибири на рубеже XXI века. -овосибирск: Наука, 1996. - С. 99-101.

Хромовских B.C., Николаев В.В., Демьянович М.Г., Чипизубов A.B., Семенов P.M., гребренников С.П., Аржанников С.Г., Смекалин О.П., Дельянский Е.А. Новая карта

сейсмического районирования территории Северной Евразии // Геофизические исследован) в Восточной Сибири на рубеже XXI века. - Новосибирск: Наука, 1996. - С. 94-99.

Смекалин О.П. О кинематике и фрагментарности Аршаиской палеосейсмогенпс : структуры // Строение литосферы и геодинамика: Материалы XVII молодежной научш конференции. - Иркутск: ЦАФГИ, 1997. - С. 51 -52.

Ружич В.В., Леви К.Г., Дельянскнй Е.А., Смекалин О.П. Оценки повторяемое сильных землетрясений Прибайкалья по материалам сейсмогеологических исследований Геологическая среда и сейсмический процесс: Материалы Всероссийской межрегиопалык конференции. - Иркутск, 1997. - С. 144-147.

Смекалин О.П., Обухова Л.Г. Изучение геолого-геофизичсской модели оча сильного землетрясения с использованием математического аппарата планироваш эксперимента Н Геологическая среда и сейсмический процесс: Материалы Вссроссинскс межрегиональной конференции. - Иркутск, 1997. - С. 206-208,

Смекалин О.П., Обухова Л.Г. Комплексный подход к изучению геолог геофизических признаков очаговых зон сильных землетрясений // Закономерности стросш и эволюции геосфер. - Хабаровск, 1998. - С. 156-157.

Смекалин О.П. Возраст и деформации Аршанского палеозсмлстряссшгя // Проблем геодинамики, сейсмичности и минерагении подвижных поясов и платформенных облает« литосферы: Материалы международной конференции. - Екатеринбург, 1998. - С. 161-163.

Смекалин О.П., Чшшзубов A.B., Делышский Е.А. Взбросы и сдвиги в разрезах кап: Торской сейсмогенной структуры // Проблемы геодинамики, сейсмичности и минерагсш подвижных поясов и платформенных областей литосферы: Материалы международш конференции. - Екатеринбург, 1998. - С. 163-165.

Смекалин О.П. Механизм землетрясения в Китайских гольцах (1.12.1981 г.; М=5.0) позиции тектоники плит // Геология и геодинамика Евразии: Материалы XVI Всероссийской молодёжной конференции. - Иркутск, 1999, - С. 60-61.

Смекалин О.П. Выделение периодов сейсмической активизации в голоцене в Юг Западном Прибайкалье // Геология и геодинамика Евразии: Материалы XVIII Всероссийскс молодёжной конференции. - Иркутск, 1999. - С. 61.

Ружич В.В., Трусков В.А., Черных E.H., Смекалин О.П. Современные движения зонах разломов Прибайкалья и механизмы их инициирования // Геология и геофизика. 199 -КгЗ,-С. 360-372.

Чипизубов A.B., Смекалин О.П. Палеосейсмодислокации и связанные с ни.\ палеоземлетрясения по зоне Главного Саянского разлома // Геология и геофизика, 1999. -40,Ks 6.-С. 936-947.

Подписано к печати 16.04.2000, Формат 1/16. Печать офсетная. Усл. печатных листов 1.125. Отпечатано в ИЗК СО РАН. Заказ № 13. Тираж 100 экз.

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Смекалин, Олег Петрович

Введение

Глава 1. Геолого-геофизические особенности региона

1.1. Геология докайнозойских образований и история геологического развития Юго-Западного Прибайкалья

1.2. Кайнозойский рифтогенез и глубинное строение

Глава 2. Новые методы в палеосейсмогеологии Южного Прибайкалья

2.1. Тренчинг и его применение в Южном Прибайкалье

2.2. Основные типы сейсмогенных деформаций в разрезах канав и способы их датирования

2.3. Морфометрия сейсмодеформаций

2.4. Геофизические исследования сейсмодислокаций

Глава 3. Геолого-геофизические исследования палеосейсмогенных структур

3.1. Палеосейсмогенные дислокации в новейшей структуре Юго-Западного Прибайкалья

3.2. Аршанская палеосейсмогенная структура

Морфология и кинематика Аршанской ПСС

Тренчинг Аршанской ПСС

Возраст Аршанских палеоземлетрясений

Структурно-геофизические исследования Аршанской ПСС

3.3. Торская палеосейсмогенная структура

Тренчинг Торской ПСС

Возраст и магнитуда Торских палеоземлетрясений

Структурно - геофизические исследования Торской ПСС

3.4. Голоценовая активизация Тункинского разлома

3.4. Восточно-Саянская палеосейсмогенная структура

Тренчинг Восточно-Саянской ПСС

Морфометрия Восточно-Саянской ПСС 137 Возраст и магнитуды палеоземлетрясений

Восточно-Саянской ПСС

Глава 4. Потенциальная сейсмичность Тункинской системы рифтовых впадин и прилегающей территории

4.1. Сейсмичность

Анализ механизмов очагов землетрясений 148 Пространственно-временные особенности сейсмического режима в голоцене

4.2. Сейсмоактивные морфоструктуры и глубинные разломы

4.3. Эпицентральные зоны вероятных сильных землетрясений

Введение Диссертация по геологии, на тему "Палеоземлетрясения в Тункинской системе рифтовых впадин"

Актуальность проблемы. Одним из основных критериев точности прогноза сейсмической опасности являются современная и историческая сейсмичность, а также данные о палеоземлетрясениях, т.е. вся имеющаяся сейсмостатистика. Стабильность режимов геологических процессов в течение длительного времени предполагает повторение землетрясений в пределах тех геологических пространств, где они уже происходили. С этой точки зрения оправдано использование сейсмостатистического метода прогноза сильных землетрясений. Сейсмостатистика сильных исторических и палеоземлетрясений является основой другого метода прогнозирования потенциальной сейсмичности - сейсмотектонического, базирующегося на связи сейсмичности с развитием морфоструктур.

Методы прогноза сейсмичности и сейсмического потенциала предполагают использование сведений о сильных землетрясениях. В некоторых районах землетрясения максимальной силы происходили в доисторический период и повторяются через несколько сотен и даже тысяч лет (Bucknam, Anderson, 1979; Гоюй, 1982; McCalpin, Kliromovskikh, 1995; Ружич и др., 1997; и др.). Естественно, что многие из подобных событий не зарегистрированы инструментально, и лишь сведения о некоторых из них обнаруживаются в исторических летописях. Социальную важность изучения доисторических землетрясений показывает тот факт, что общим критерием оценки потенциальной сейсмической активности разлома в значимом для общества будущем (принято в США) является обнаружение, по крайней мере, двух сейсмогенных смещений за последние 500 тысяч лет (Hankock, 1988).

Созданный в СССР в начале 60-х годов палеосейсмогеологический метод (Солоненко, 1966, 1970, 1973, 1977 и др.) позволяет расширить временные рамки сейсмостатистики и учесть большую часть наиболее сильных голоценовых землетрясений, сопровождавшихся вспарыванием земной поверхности. В течение 60-х - 80-х годов в Прибайкалье было обнаружено и с различной детальностью изучено около 80 палеосейсмогеных структур (ПСС) (Сейсмическое районирование ., 1977). При этом основными определяемыми характеристиками структур были их размеры (длина), тип и амплитуды смещений (чаще суммарные), относительный возраст и число активизаций (обычно "одноактные" или "многоактные"). Уровень изученности многих тектонических дислокаций не позволял однозначно решать многие вопросы и, прежде всего вопрос их генезиса, вследствие чего, в последнем опубликованном каталоге ПСС Байкальской рифтовой зоны (БРЗ) насчитывается 26 структур (Хромовских и др., 1993).

Развитие палеосейсмогеологического метода у нас в стране и за рубежом, накопление обширного фактического материала по доисторическим и современным сейсмодислокациям, а главное, применение новых методических приёмов в изучении палеосейсмодислокаций (ПСД), позволили вывести палеосейсмогеологический метод на новый этап. В настоящее время с применением тренчинга, морфометрии, методов малоглубинной и изотопной геофизики сейсмогеологами на качественно новом уровне подтверждается сейсмогенное происхождение ранее открытых дислокаций, определяются амплитуды разовых смещений, абсолютные возраста палеоземлетрясений1, их повторные интервалы и другие параметры. Методы современных сейсмогеологических исследований позволяют решать не только палеосейсмологические задачи, но и задачи сейсмотектонического, тектонофизического и геодинамического направлений.

Представленная работа рассматривается автором как опыт адаптации и применения новых методических и теоретических подходов к изучению палеосейсмичности Юго-Западного Прибайкалья и использование полученных данных для оценки сейсмического потенциала территории. В этом автор видит основную цель работы, для достижения которой были поставлены и решены следующие основные задачи.

1 Речь идёт о сильных (М>6.5) землетрясениях, при которых могут образовываться сейсмотектонические деформации.

-адаптация комплекса геолого-геофизических методов исследований для решения задач сейсмогеологического направления в условиях Юго-Западного Прибайкалья;

-определение параметров ПСД, отражающих магнитуду, положение плейстосейстовой области палеоземлетрясения, характер напряжений в очаге и др.;

-определение абсолютного возраста и повторяемости палеоземлетрясений, как одного из основных параметров долгосрочного прогноза сильных землетрясений;

-определение положения зон вероятных очагов сильных землетрясений (ВОЗ) на основе связей современной и палеосейсмичности с геолого-структурным развитием и напряжённым состоянием коры Тункинской системы рифтовых впадин и прилегающих территорий.

Методы исследований и использованные материалы. В полевых условиях ПСД изучались в разрезах горных выработок, детальной профильной съёмкой поверхностей сейсмогенных форм рельефа, комплексом методов детальных структурно-геофизических исследований. Определение возрастов проб из гумусосодержащих горизонтов производилось радиоуглеродным методом. Полученный фактический материал анализировался в комплексе с другими сейсмогеологическими, сейсмотектоническими и сейсмологическими данными, опубликованными в печати или находящихся на электронных носителях в виде каталогов и баз данных. Подробно методы исследований рассмотрены во второй главе диссертационной работы.

Научная новизна. Благодаря более детальному, основанному на применении новых методов, исследованию ПСС впервые получены (в некоторых случаях уточнены) время активизаций, периоды повторяемости, амплитуды и тип деформаций во время отдельных событий. Детальными структурно-геофизическими исследованиями подтверждена связь выраженных на поверхности сейсмогенных деформаций с активизацией сейсмогенерирующих разломов. Показана определяющая роль сдвиговой компоненты подвижек в формировании сейсмогенных деформаций Юго-Западного Прибайкалья. Данные о палеосейсмичности использованы для сейсмотектонического анализа территории, построения её геодинамической модели и учтены в новом варианте карты зон ВОЗ для изучаемой территории.

Автор выносит на защиту следующие положения:

1. На основе комплексного геолого-геофизического изучения палеосейсмогенных структур в зонах Главного Саянского и Тункинского разломов установлена превалирующая роль левосторонних сдвиговых смещений в формировании сейсмогенных деформаций, при этом знак и величина вертикальной составляющей подвижек на отдельных участках разломов зависят от приповерхностной структуры и локальных динамических обстановок.

2. В пределах трёх крупных сейсмогенных структур выделены эпицентральные области палеоземлетрясений - две в пределах Аршанской, четыре в Торской и три в Восточно-Саянской ПСС. Их установленные количественные параметры использованы для уточнения сейсмического потенциала зон вероятных очагов землетрясений в новом варианте карты зон ВОЗ.

3. Для территории, охватывающей Аршанскую, Торскую и Восточно-Саянскую структуры, выделены два этапа сейсмической активности - ранне-среднеголоценовый и позднеголоценовый, разделённые периодом сейсмического покоя продолжительностью 1900 - 3500 лет. По расчётным данным интервал повторяемости сильных (М=6.5-7.9) землетрясений наиболее вероятен в диапазоне от 400 до 1670 лет.

Апробация работы. Материалы по теме диссертации представлялись на XVII и XVIII Всероссийских молодёжных конференциях (г. Иркутск, 1997,

1999), на конференции "Сейсмический риск и сейсмическое районирование" (Иркутск, 1994), на международных конференциях "Байкал - часть мирового природного наследия" (Улан-Удэ, 1998), "Проблемы геодинамики, сейсмичности и минерагении подвижных поясов и платформенных областей литосферы" (Екатеринбург, 1998). Материалы о режиме палеосейсмичности в регионе, полученные с участием автора, были использованы при построении новой карты зон ВОЗ Восточной Сибири и Монголии (Хромовских и др., 1996). Результаты работ неоднократно включались в отчёты по хоздоговорным заданиям. По теме диссертации автором или при его участии опубликовано 16 научных работ.

Диссертационная работа состоит из четырёх глав, введения, заключения и табличных приложений. Работа изложена на 207 страницах машинописного текста, включает 52 иллюстрации и 6 таблиц, из них 4 в приложении. Список литературы содержит 119 наименований.

Автор выражает глубокую признательность научным руководителям докторам геолого-минералогических наук [B.C. Хромовских) и В.В. Ружичу за введение в увлекательный мир доисторических катаклизмов и выработку физически обоснованного научно-методического подхода к практике сейсмогеологических исследований. Особую благодарность автор адресует кандидату геолого-минералогических наук A.B. Чипизубову за организацию и проведение совместных работ по детальному изучению Торской и Восточно-Саянской ПСС. Автор искренне признателен кандидатам г.-м.н. М.Г. Демьяновичу, P.M. Семёнову, В.А. Санькову за скрупулёзный просмотр рукописи и ценные замечания, учтённые при подготовке окончательного варианта диссертации. Автор также весьма благодарен за оказанную помощь в проведении полевых работ и предложенные рекомендации в процессе написания диссертации кандидатам г.-м.н. С.Г. Аржанникову, С.П. Серебренникову, Л.Г. Обуховой, а также Е.А. Дельянскому, О.В. Белоусову.

Основная направленность работы заключается в более детальном изучении палеосейсмогенных структур и использовании новых палеосейсмогеологических данных при определении уровня сейсмичности Юго-Западного фланга Байкальской рифтовой зоны. Последние крупные работы по сейсмичности этого региона были опубликованы в 1975 и 1981 годах (Сейсмотектоника ., 1975; Сейсмогеология ., 1981). За прошедшие годы получены новые фактические материалы о палеосейсмичности, в основном по результатам тренчинга, детального полевого обследования с применением методов морфометрии и малоглубинной геофизики уже известных палеосейсмогенных структур и вновь открытой - Восточно-Саянской (а также, мест несущих на себе следы новейшей тектонической активизации).

Исследуемый регион охватывает часть территории Шелеховского и Слюдянского районов юга Иркутской области и Тункинский район республики Бурятия. В орографическом отношении он представлен рифтовыми впадинами широтной Юго-Западной ветви БРЗ и обрамляющих их массивами Тункинского, Китойского хребтов и хребта Хамар-Дабан, а также вовлечённые в поднятие южные окраины Сибирской платформы. В плане район представляет собой трапецию, ограниченную меридианами 100° и 104° в.д. и параллелями 51°20' и 52°20' с.ш. (рис. 1.1 на стр 13).

В пределах изучаемой территории большинство населённых пунктов расположены непосредственно в зонах сейсмогенерирующих разломов. Это - г. Слюдянка, пгт. Култук, Кырен (районный центр), Аршан, Монды и др. В исторических летописях имеются сведения о разрушении многих зданий Тункинской крепости в результате 8-9 бального землетрясения 22 августа 1814 года (Солоненко, 1950), о горном обвале, перекрывшем на несколько минут течение реки Иркут в районе п.Туран при землетрясении 7 марта 1829 года (Мушкетов, Орлов, 1893). В уходящем столетии наиболее сильные землетрясения были зарегистрированы 4 апреля 1950 г. (п. Монды - 9 баллов),

10

30 июня 1995 г. (Тункинское землетрясение, до 7 баллов). Короткий период сейсмостатистических наблюдений не позволяет судить об истинном потенциале сейсмогенерирующих зон Юго-Западного Прибайкалья. Неизвестно, к каким последствиям приведут более сильные толчки, чем те, которые произошли в 1950 и 1995 годах. О том, что они могут быть значительно сильнее, и их магнитуда может превысить 7, свидетельствуют следы былых катастроф - палеосейсмодислокации (Хромовских, 1965; Сейсмотектоника ., 1975; Сейсмогеология ., 1981; Чипизубов и др., 1994; и др.). Расшифровка записанных природой данных в виде сейсмодислокаций о силе и повторяемости разрушительных землетрясений Юго-Западного Прибайкалья является основной задачей настоящей работы и этому посвящены вторая и третья её главы. Во второй главе делается краткий обзор современных методов палеосейсмологических исследований, приводятся примеры их применения в некоторых районах Мира, и история их использования в Байкальском регионе. В третьей главе представлены основные результаты тренчинговых, морфометрических и структурно-геофизических работ, проведённых на Аршанской, Торской и Восточно-Саянской палеосейсмогенных структурах. В четвёртой главе на основе анализа палеосейсмогеологических, сейсмологических и данных и данных о геолого-тектоническом строении территории выделены основные зоны ВОЗ (вероятных очагов землетрясений).

Заключение Диссертация по теме "Общая и региональная геология", Смекалин, Олег Петрович

Заключение

Собранный автором за 8 лет полевых работ фактический материал и результаты его обработки, представленные в диссертации, раскрывают суть тренчинга - одного из новых методов изучения следов палеоземлетрясений. Полученный автором опыт и результаты убеждают в эффективности более широкого освоения и применения этого метода в сейсмогеологической обстановке на территории Восточной Сибири. Тем не менее очевидно также и то, что необходимо дальнейшее совершенствование данного метода и это одна из главных задач в планах дальнейших исследований автора.

Сделанный в работе акцент на комплексное применение геолого-геофизических методов исследований позволил более существенным образом подтвердить собранными и обработанными материалами сейсмотектоническую природу приразломных деформаций в виде Аршанской, Торской и Восточно-Саянской палеосейсмодислокаций, дать обоснованную количественную оценку их параметров (возраст, повторные периоды, протяжённость, амплитуды, тип и направление смещений). Комплексное геолого-геофизическое изучение выявленных эпицентральных областей палеоземлетрясений ещё раз подтвердило многоактность формирования сейсмогенных структур и стало основой для сегментации разломов на отрезки с различным сейсмотектоническим потенциалом.

Детальными структурно-геофизическими исследованиями остаточных деформаций плестосейстовых областей палеоземлетрясений разрывные нарушения прослежены на глубину до 100 метров и более, что в совокупности с данными газортутной и эманационной съёмок позволило подтвердить генетическую связь выраженных на поверхности деформаций с глубинными разломами. Комплексом методов малоглубинной геофизики и морфометрией изучена приповерхностная структура зон глубинных разломов - установлена природа «сейсмогенных рвов» в основании тектонических уступов, ступенчатых дислокаций в пределах горных склонов и др.

Детальные морфометрические исследования дислокаций совместно с интерпретацией разрезов канав (включая датирование сейсмогенных деформаций) позволили определить протяжённость одновозрастных ПСД и их кинематические характеристики (направление и амплитуды смещений). Многократные замеры разовых и суммарных амплитуд подвижек на участках дислокаций со сдвиговой природой показало превышение горизонтальной составляющей движений над вертикальной составляющей в соотношении приблизительно 3:1. Значительная сдвиговая компонента в движениях становится причиной образования как положительных, так и отрицательных микроструктур вдоль узкой полосы зоны разлома, вне зависимости от знака общего направления вертикальной составляющей сейсмогенной подвижки.

Одним из главных результатов, представленных в работе, можно считать получение интервальных оценок абсолютного возраста палеоземлетрясений. Оценка возрастов палеоземлетрясений в виде интервалов является следствием методики, применяемой для датирования сейсмогенных деформаций. Анализ возрастов палеоземлетрясений показал непостоянство повторных периодов сильных (М>6.5) землетрясений на отдельных фрагментах сейсмогенерирующих разломов, что, вероятно, обусловлено относительной нестабильностью механизмов подготовки очагов землетрясений, генерируемых зонами активных разломов. Для значительного участка территории Юго-Западного Прибайкалья, включающей три исследованных ПСС, установлены общие этапы сейсмической активизации (ранне-среднеголоценовый и позднеголоценовый), обусловленные повышением активности геодинамических процессов на юго-западном фланге Байкальской рифтовой зоны. Первый период охватывает интервал времени приблизительно 9.5-5 тыс лет назад, за который произошло пять палеоземлетрясений. Во время второго периода четыре палеоземлетрясения произошли в интервале 0.5 - 3 тыс. лет назад. Два этапа активизации разделены 2-3.5 тысячелетним сейсмическим затишьем, во время которого не происходило обновления ПСД.

Интересным представляется выделение сейсмических циклов миграции, согласно которым близко расположенные эпицентральные области палеоземлетрясений последовательно во времени перемещаются с запада на восток (наиболее характерно для палеоземлетрясений Восточно-Саянской ПСС). Некоторые проявления пространственно-временной упорядоченности сейсмических событий можно проследить на примере современных землетрясений (К=9 и выше) в районах повышенной сейсмической активности (ГСР, Хойтогольская впадина, юго-западная часть Тункинской впадины).

На основе полученных данных о протяжённости и амплитудах деформаций для отдельных палеоземлетрясений автором с большей обоснованностью определён энергетический потенциал вероятных в будущем очаговых зон сильных землетрясений. Это позволяет уточнить сейсмическую опасность для Тункинской системы рифтовых впадин и прилегающих территорий. Приведённый в работе вариант карты зон ВОЗ отличается от предшествующих прежде всего тем, что в его основе лежит принципиально новый фактический материал. При выделении зон ВОЗ вне эпицентральных областей палеоземлетрясений особое внимание было уделено анализу тектонической структуры, современной сейсмичности и напряжённому состоянию среды.

Таким образом, в заключение можно отметить, что задачи, поставленные в данной работе, были выполнены в полной мере. Дальнейшие пути исследований в выбранном направлении заключаются в продолжении планомерного использования совокупности всех палеосейсмогеологических методов исследований с целью уточнения полученных результатов и расширения географии исследований (изучение известных сейсмогенных структур Прибайкалья и поиск новых). В перспективе одной из очередных задач могло бы стать построение стратиграфических колонок для голоценового времени существования активизированных участков разломов, что явилось бы значительным подспорьем в датировании доисторических землетрясений и спровоцированных ими селей, обвалов и других ландшафтных элементов. По интенсивности накопления осадочных отложений и характеру их деформаций в результате землетрясений можно

185 было бы достаточно определённо судить об активности отдельных сегментов разломов за последние тысячи лет. В современной геотектонике еще во многом остаются малопонятными природа и механизмы движений по активным разломам. Для решения этой проблемы при участии автора начаты регулярные инструментальные наблюдения за режимом смещений в зонах разломов Южного Прибайкалья (Ружич и др., 1999). Это также одна из актуальных задач, решение которых необходимо для разработки фундаментальной теории сейсмического процесса.

Библиография Диссертация по геологии, кандидата геолого-минералогических наук, Смекалин, Олег Петрович, Иркутск

1. Барышев A.C. и др. Глубинное строение Саяно-Байкальской складчатой области и зоны ее сочленения с Сибирской платформой. // Глубинные исследования недр в СССР / Отв. ред. Е.А. Козловский. JL, 1989. -С. 163-173.

2. Берзин H.A. Зона Главного разлома Восточного Саяна. М.: Наука, 1967. - 147 с.

3. Боос Р.Г. Палеозой Тункинских гольцов Восточного Саяна. -Новосибирск: Наука, 1991. 144 с.

4. Бутов Ю.П., Далматов Б.А., Воронцова Г.А. К стратиграфии верхнего докембрия-кембрия Восточного Саяна // Советская геология, 1979. № 6. - С. 44-56.

5. Геология и метаморфизм Восточного Саяна / В.Г.Беличенко, Ю.П.Бутов, Р.Г.Боос и др. Новосибирск: Наука, 1988. - 192 с.

6. Голенецкий С.И. Землетрясения Прибайкалья и Забайкалья // Землетрясения в СССР в 1981 году. М.: Наука, 1984. - С. 57-65.

7. Голенецкий С.И. Землетрясения в Иркутске. Иркутск: Имя, 1997.94 с.

8. Гоюй Д. Краткий обзор последних исследований в палеосейсмологии (перевод с китайского) // Шицянь дичжень юй дисыцзы дичжи вэньцзи. Сб. ст.- 1982.-С. 3-7.

9. Губерман Ш.А., Ротвайн И.М. Проверка результатов прогноза мест возникновения сильных землетрясений (1974-1984) // Физика Земли, 1986. -№ 12. С. 72-74.

10. Дельянский Е.А., Макаров С.А., Белоусов О.В. Сейсмичность Приморского разлома по результатам тренчинга // Геология и геофизика Восточной Сибири: Тез.докл. Иркутск, 1992. - С. 16-17.

11. Дельянский Е.А. Следы сейсмогенных деформаций в рыхлых отложениях плейстосейстовой зоны Цаганского землетрясения // Геология и полезные ископаемые Восточной Сибири: Тез. докл. науч. конф. Иркутск: изд. Иркутского университета, 1993. - С. 7-8.

12. Дельянский Е.А., Хромовских В.С. Повторяемость сильных землетрясений по данным вскрытия разломов как необходимый элемент определения сейсмического риска // Сейсмический риск и сейсмическое районирование: Сб. тез. Иркутск, 1994. - С. 68-69.

13. Дислокации Гоби-Алтайского (Монголия) землетрясения 1957 г. / П.Молнар, Р.А.Курушин, А.Баясгалан, К.В.Хаднат. Новосибирск: Издательство СО РАН, 1998. - 148 с.

14. Землетрясения в СССР в 1981 году. -М.: Наука, 1984. 256 с.

15. Зоненшайн Л.П. Исчезнувший океан Тетис // Вестник Академии наук СССР, 1988. №4. - С. 59-70.

16. Зорин Ю.А. Об аномальной мантии и температурном режиме земной коры в БРЗ // Изв. АН, Физика Земли, 1979. № 9. - С. 37-43.

17. Зорин Ю.А., Балк Т.В., Новоселова М.Р., Турутанов Е.Х. Толщина литосферы под Монголо-Сибирской горной страной и сопредельными регионами (по геофизическим данным) // Изв. АН, Физика Земли, 1988. -№ 7. С. 33-42.

18. Зорин Ю.А., Турутанов Е.Х., Новоселова М.Р., Балк Т.В. Объемная модель литосферы южной части Восточной Сибири // Геотектоника, 1989. -№ 1.-С. 96-106.

19. Зорин Ю.А., Беличенко В.Г., Турутанов Е.Х., Кожевников В.М., Руженцев C.B., Дергунов А.Б., Филиппова И.Б., Томуртогоо О., Арвисбаатар Н., Баясгалан Ц., Бямба Ч., Хосбаяр П. Центральный Сибирско-Монгольский трансект // Геотектоника, 1993. № 2. - С. 3-19.

20. Зорин Ю.А., Беличенко В.Г., Логачёв H.A., Турутанов Е.Х., Мазукабзов A.M., Скляров Е.В. Палеогеодинамика Центральной Азии // Литосфера Центральной Азии. Новосибирск: Наука, 1997. - С. 9-16.

21. Информационный отчет о научно-исследовательской работе по теме "Уточнение исходного балла сейсмической опасности с учетом грунтовых условий южных районов Иркутской области". В.С.Хромовских,

22. A.В.Чипизубов, В.В.Ружич, Л.Г.Обухова, А.В.Солоненко, Н.В.Солоненко, С.И.Голенецкий, Е.А.Штейман, В.И.Мельникова, О.П.Смекалин, С.А.Шотт,

23. B.И.Чечельницкая, В.М.Демьянович, Л.С.Горбунова. Иркутск, 1993. - 128 с. Коновалов И.В. Этапы развития складчатого обрамления юга

24. Сибирской платформы по результатам определения абсолютного возраста пород // Геология и геофизика, 1990. № 2. - С. 3-7.

25. Крылов C.B., Мишенькин Б.П., Петрик Г.В., Селезнев B.C. О сейсмической модели верхов мантии в БРЗ. // Геология и геофизика, 1979. -№5. -С. 117-129.

26. Кучай В.К. Использование палеосейсмодислокаций при изучении сейсмического режима (на примере плейстосейстовой области Чаткальского землетрясения 1946 г.) //Геология и геофизика, 1971. №4. - С. 124-129.

27. Ламакин В.В. Неотектоника Байкальской впадины. М.: Наука, 1968.247 с.

28. Ласточкин C.B. Определение возраста палеосейсмогенных структур по морфометрическим показателям //Геоморфология, 1981. №1. - С. 91-94.

29. Ласточкин C.B., Кузнецов М.Ф., Черных А.Л., Днепровский Ю.И. Природа Торской дислокации. // Геология и полезные ископаемые Восточной Сибири. Иркутск: изд. Иркутского университета, 1993. - С. 5-7.

30. Лещиков Ф.Н., Литвин В.М., Ружич В.В. Пространственно-временное и морфогенетическое соотношение сейсмогенных палеоструктур и криогенеза в Торской впадине // География и природные ресурсы, 1998. -№2.-С. 118-122.

31. Литология третичных отложений впадин юго-западной части Байкальской рифтовой зоны / Отв. ред. А.Н.Логачев. М.: Наука, 1972.

32. Логачёв H.A., Рассказов C.B., Иванов A.B., Леви К.Г., Бухаров A.A., Кашик С.А., Шерман С.И. Кайнозойский рифтогенез в континентальной литосфере // Литосфера Центральной Азии / Под. ред. Н.А.Логачёва. -Новосибирск: Наука, 1997. С. 57-80.

33. Лукина Н.В. Четвертичные движения по разломам юго-западного фланга Байкальской рифтовой зоны // Геотектоника, 1989. № 2. - С. 89-100.

34. Мишенькин Б.П., Мишенькина З.Р., Селезнев B.C. Строение земной коры и верхов мантии на юго-западном фланге Байкальского рифта. // Геология и геофизика, 1978. № 12. - С. 3-13

35. Моисеенко Ф.С. О глубинном строении средней части Восточного Саяна // Геология и геофизика, 1965 № 11.

36. Мушкетов И.В., Орлов А.П. Каталог землетрясений Российской империи // Записки ИРГО по общей географии, 1893. №26.

37. Нагорья Прибайкалья и Забайкалья / Н.А.Логачев, И.В.Антощенко-Оленев, Д.Б.Базаров и др. М.: Наука, 1974. - 360 с.

38. Новиков В.Н., Косых И.А. Отчёт по результатам детальных структурно-геофизических исследований сейсмогенных структур Южного Прибайкалья. Иркутск, 1991.

39. Новиков В.Н., Косых И.А. Отчёт о результатах структурно-геофизических исследований на сейсмогенных зонах в районах посёлков Посольска, Култук и Анчук. Иркутск, 1992.

40. Оллиер К. Тектоника и рельеф. М.: Недра, 1984. - 460 с.

41. Очиров Ц.О., Шерман С.И., Ерхов В.Х. Разломная тектоника Саяно-Байкальской горной области и некоторые проблемы её изучения. Тектоника Сибири, т. VII. М.: Наука, 1976. - С. 107-111.

42. Парфёнов Л.М. Основные черты докембрийской структуры Восточного Саяна. М.: Наука, 1967. - 142 с.

43. Плоскогорья и низменности Восточной Сибири / О.М.Адаменко, И.Ю.Долгушин, В.В.Ермолов и др. М.: Наука, 1971. - 320 с.

44. Рогожина В.А., Кожевников В.М. Область аномальной мантии под Байкальским рифтом. Новосибирск: Наука, 1979. - 104 с.

45. Ружич В.В. О динамике тектонического развития Прибайкалья в кайнозое // Геология и геофизика, 1972. № 4. - С. 122-126.

46. Ружич В.В. Глубинная анизотропия земной коры северо-восточного фланга Байкальского рифта и некоторые особенности сейсмичности // Проблемы разломной тектоники / Отв. ред. Н.А.Логачёв, С.И.Шерман. -Новосибирск: Наука, 1981. С. 101-112.

47. Ружич В.В. Сейсмотектоническая деструкция в земной коре Байкальской рифтовой зоны. Новосибирск: Издательство СО РАН, 1997. -145 с.

48. Ружич В.В., Трусков В.А., Черных E.H., Смекалин О.П. Современные движения в зонах разломов Прибайкалья и механизмы их инициирования // Геология и геофизика, 1999. № 3. - С. 360-372.

49. Садовский М.А., Писаренко В.Ф. Сейсмический процесс в блоковой среде М.: Наука, 1991. - 96 с.

50. Сезько А.И. Основные этапы формирования континентальной коры Присаянья // Эволюция земной коры в докембрии и палеозое / В.Г.Беличенко и др. Новосибирск: Наука, 1988. - С. 7-41.

51. Сейсмическое районирование Восточной Сибири и его геолого-геофизические основы / Отв. ред. В.П.Солоненко.- Новосибирск: Наука, 1977. 303 с.

52. Сейсмогеология и детальное сейсмическое районирование Прибайкалья / Отв. ред. В.П. Солоненко. Новосибирск: Наука, 1981. - 169 с.

53. Сейсмотектоника и сейсмичность юго-восточной части Восточного Саяна/ Отв. ред. В.П. Солоненко. Новосибирск, 1975. - 134 с.

54. Скляров Е.В., Беличенко В.Г., Васильев В.П. и др. Палеогеодинамика Центрально-Азиатского складчатого пояса и зон его сочленения с Сибирским кратоном // Литосфера Центральной Азии / Отв. ред. Н.А.Логачёв. -Новосибирск: Наука, 1997. С. 16-26.

55. Смекалин О.П. Картирование сейсмической опасности в зоне Тункинского разлома. // Сейсмический риск и сейсмическое районирование: Сб. тез. Иркутск, 1994. - С. 69-70.

56. Смекалин О.П. О кинематике и фрагментарности Аршанской палеосейсмогенной структуры. // Строение литосферы и геодинамика: Материалы XVII молодежной научной конференции. Иркутск: ЦАФГИ, 1997.-С. 51-52.

57. Смекалин О.П. Возраст и деформации Аршанского палеоземлетрясения // Проблемы геодинамики, сейсмичности и минерагении подвижных поясов и платформенных областей литосферы: Материалы международной конференции. Екатеринбург, 1998. - С.161-163.

58. Смекалин О.П. Механизм землетрясения в Китойских гольцах (1.12.1981 г.; М=5.0) с позиции тектоники плит // Геология и геодинамика Евразии: Материалы XVIII Всероссийской молодёжной конференции. -Иркутск, 1999. С. 60-61.

59. Смекалин О.П. Выделение периодов сейсмической активизации в голоцене в Юго-Западном Прибайкалье // Геология и геодинамика Евразии: Материалы XVIII Всероссийской молодёжной конференции. Иркутск, 1999. -С.61.

60. Современная динамика литосферы континентов. Подвижные пояса / Н.А.Логачёв, В.С.Хромовских, А.А.Никонов и др.; под ред. H.A. Логачёва, B.C. Хромовских. М.: Недра, 1995. - 560 с.

61. Солоненко В.П. Землетрясения Восточной Сибири. // Труды Иркутского государственного университета, т. 3, серия геологическая, вып. 3. -Иркутск, 1950.

62. Солоненко В.П. Сейсмическое районирование Восточной Сибири. (Краткая объяснительная записка к карте 1962 г.). Иркутск, 1963а. - 30 с.

63. Солоненко В.П. Селевая деятельность в плейстосейстовых областях катастрофических землетрясений // Бюллитень Московского общества испытателей природы, отдел геологический, 19636 № 2. - С. 133-140.

64. Соотношение древней и кайнозойской структур в Байкальской рифтовой зоне. С.М.Замараев, Е.П.Васильев, А.М.Мазукабзов, В.В.Ружич, Г.В.Рязанов. Новосибирск: Наука, 1979. - 125 с.

65. Стром А.Л. Сопоставление параметров современных и палеосейсмо-тектонических дислокаций // Физика Земли, 1993. № 9. - С. 38-42.

66. Тектоника и эволюция земной коры Сибири. К.В. Боголепов, А.К. Башарин, H.A. Берзин и др. Новосибирск: Наука, 1988. - 176 с.

67. Тресков A.A., Флоренсов H.A. Мондинское землетрясение 1950 г. // Бюлл. Совета по сейсмол. АН СССР, 1952. № 2. - С. 6-18.

68. Уфимцев Г.Ф. Структура и сейсмичность Байкальской рифтовой зоны. // Земная кора-1996. / Ред. Ф.А. Летников. Иркутск, 1996. - С. 110-112.

69. Флоренсов H.A. Мезозойские и кайнозойские впадины Прибайкалья. -М-Л. 1960. 257 с.

70. Херасков H.H., Моссаковский A.A., Добрецов Н.Л. История тектонического развития Алтае-Саянской области. // Актуальные проблемы тектоники СССР. Сб. научн. тр / Отв. ред. Ю.М.Пущаровский. М.: Наука, 1988.-С. 97-103.

71. Хренов П.М., Шерман С.И. Ротация Земли и сетка разрывов юга Восточной Сибири: VI совещ. по проблемам планетологии. Вып. 1. Л.: изд. геогр. об-ва СССР, 1968.

72. Хромовских B.C. Сейсмогеология Южного Прибайкалья. М.: Наука, 1965,- 122 с.

73. Хромовских B.C., Чипизубов A.B., Курушин P.A., Смекалин О.П., Дельянский Е.А. Новые данные о палеосейсмодислокациях Байкальской рифтовой зоны // Сейсмичность и сейсмическое районирование Северной Евразии. Вып. 1. М., 1993. - С. 256-265.

74. Хромовских B.C. Основные требования к изучению палеосейсмодислокаций // Сейсмичность и сейсмическое районирование Северной Евразии. Вып. 1. М., 1993. - С. 251-255.

75. Хромовских B.C., Дельянский Е.А., Смекалин О.П. Палеосейсмогеология на новом этапе развития. // Геофизические исследования в Восточной Сибири на рубеже XXI века. Новосибирск: Наука, 1996.- С. 99-101.

76. Чипизубов A.B., Смекалин О.П. Периодичность сейсмогенного вскрытия Главного Саянского разлома по палеосейсмогеологическим данным: Тез. докл. Всеросийского совещания по изучению четвертичного периода. М., 1994. - С. 254.

77. Чипизубов A.B., Смекалин О.П., Белоусов О.В., Дельянский Е.А., Щеголев Ю.В. Взбросо-сдвиговые палеосейсмодислокации по зоне Главного Саянского разлома // Доклады РАН, 1994. Т. 338, № 5. - С. 672-674.

78. Чипизубов A.B., Смекалин О.П. Палеосейсмодислокации и связанные с ними палеоземлетрясения по зоне Главного Саянского разлома // Геология и геофизика, 1999. Т. 40, № 6. - С. 936-947.

79. Чипизубов A.B. Выделение одноактных и одновозрастных палеосейсмо-дислокаций и определение по их масштабам магнитуд палеоземлетрясений // Геология и геофизика, 1998. Т. 39, № 3. - С. 386-398.

80. Чипизубов A.B., Семёнов P.M., Аржанников С.Г., Смекалин О.П. Новые данные о палеосейсмодислокациях в зоне Баргузинского разлома (Байкальская рифтовая система) // Доклады РАН, в печати.

81. Черемисинова Е.А. К вопросу о возрасте озера Байкал (результаты диатомового анализа отложений Тункинской котловины) // Доклады АН СССР, 1966. Т. 171, № 4. - С. 948-951.

82. Шерман С.И., Медведев М.Е., Ружич В.В., Киселёв А.И., Шмотов А.П. Тектоника и вулканизм юго-западной части Байкальской рифтовой зоны. -Новосибирск: Наука, 1973.

83. Шерман С.И., Днепровский Ю.И. Поля напряжений земной коры и геолого-структурные методы их изучения. Новосибирск: Наука, 1989. -158 с.

84. Эволюция земной коры в докембрии и палеозое. В.Г. Беличенко и др. -Новосибирск: Наука, 1988. 161 с.

85. Ян Ц., Го Ч., Цао Ц. Исследование голоценовой активности передового разлома хребта Хэланьшань с использованием геоморфологических методов (перевод с китайского) // Дичжэнь дичжи (Seism, and Geol.), 1985. Т. 7, № 4. -С. 23-31.

86. Andrews D.J., Hanks Т.С. Scarp degreded by linear diffusion: inverse solution for age. J. Geophys. Res., 1985, 90: 10193-10208.

87. Bucknam R.C. and Anderson R.E. Estimation of fault scarp ages from a scarp height-slope angle relationship. Geology, 1979, 7: 11-14.

88. Clark M.M., Grantz, Arthur, and Rubin, Meyer. Holocen activity of the Coyote Creek fault as recorded in sediments of lake Cahuilla, in the Borrego Mountain earthquake of april 9, 1968: U.S. Geological Survey Professional Paper, 1972, 787, p. 112-130.

89. Engelder J.T. Microscopic wear grooves on slicken-sides-Indicators of Paleoseismology: Journal of Geophysical Research, 1974, v. 79, no. 29, p. 43874392.

90. Forman S.L., Jackson M.E., McCalpin J. and Maat P. The potential of using thermoluminescence to date buried soils in colluvial and fluvial sediments from Utah and Colorado, U.S.A. Quaternary Science Reviews, 1988.

91. Hanks, T.C. and Andrews D.J., 1989. Effect of far-field slope on morphologic dating of scarplike landforms. Jour. Geoph. Res., 1989, v. 94, № Bl, january 10, p. 565-573.

92. Hanson, K.L. and Schwartz, D.P. Guidebook to late Pleistocene and Holocene faulting along the Wastch Front and vicinity, Little Cottonwood Canyon to Scipio, Utah. Amer. Geophys. Union, Chapman Conference, 1982.

93. Hatheway, A.W. and Leighton F.B. Trenching as an exploratory method. In: A.W. Hatheway and C.R. McClure, Jr. (Editors), Geology in the Siting of Nuclear Power Plants. Geol. Soc. Am. Rev. Eng. Geol., 1979, IV: 169-196.

94. Hull, A.G. Paleoseismic slip at reverse faults. U. S. Geol. Survey Open-File Report, 1987,87-673:262-270.

95. Machette M.N. Changes in longterm versus short-term slip rates in an extensional environment. U.S. Geol. Survey Open-File Report, 1987, 87-673: 228238.

96. McCalpin J.P., Khromovskikh V.S. Holocene paleoseismicity of the Tunka fault, Baikal rift, Russia. //Tectonics, 1995, vol. 14, №. 3, p. 594-605.

97. McCalpin J.P. Current investigative techniques and interpretive models for trenching active dip-slip faults. Engineering Geology and Geotecnical Ingineering. Watters (ed). 1989 Balkema,Rotterdam. ISBN 90 6191 8782, p. 249-258.

98. McCalpin J.P., Forman S.L. Chronology of paleoearthquakes on the Wasatch fault zone by thermolluminescence (TL) dating. U.S. Geol. Survey Open-File Report 1988-434: 506-511.

99. McCalpin J.P., Forman S.L. Late quaternary faulting and thermoluminescence dating of the East Cache fault zone, North-central Utah. Seism. Soc. Am. Bull., 1991, Vol. 81, No. 1, pp. 139-161, February.

100. Molnar P., Tapponier P. Cenozoic tectonics of Asia: Effects of a continental collision// Science,1975, v. 189, №4201. P. 419-425.

101. Nash D.B. Morfological dating of degraded normal fault scarps. J. Geol., 1980, 88: 353-360.

102. Sieh K. E. Prehistoric large earthquakes produced by slip on the San Andreas fault at Pallet Creek, California. Jour. Geophys. Research, 1978, vol. 83.

103. Sieh K. E. A review of geological evidence for recurrence times of large earthquakes, Am. Geophys.Union, Maurice Ewing Ser. 1981, 4.

104. Sims, J.D. Earthquake-induced structures in sediments of Van Norman Lake, San Fernando, California. Science, 1973, 182: 161-163.197

105. Sims, J.D. Determining earthquakes recurrence intervals from deformation structures in young lacustrine sediments. Tectonophysics, 1975, 29: 141-152.

106. Tsutsumi H., Okada A. Segmentation and Holocene surfase faulting on the Median Tectonic Line, southwest Japan. Journal of Geophysical Research, 1996, march 10, v. 101, no. B3, p. 5855-5871.

107. Wallace R. E. Profils and ages of young fault scarp, north-central Nevada. Geol. Soc. Am. Bull, 1977, 88, 1267-1281.

108. Wallace R. E. A respektive of paleoseismology // Directions in paleoseismology, 1987, pp. 7-16.