Содержание к диссертации
Введение
Глава 1 История и проблемы изучения разломов юга Восточной Сибири : 13
1.1 История изучения разломов 13
1.2 Региональные проблемы и постановка задач исследований 20
Глава 2 Геологическое строение юга Восточной Сибири 25
2.1 Этапы становления крупнейших структурных элементов 25
2.2 Общие черты геологии кайнозойских впадин и их горных поднятий 27
2.3 Общие черты геологии мезозойских впадин и их горных поднятий 36
2.4 Общие черты геологии юга Сибирской платформы 41
Глава 3 Научно-методические основы изучения и картирования разломов плиоцен- 99999 четвертичной активизации 43
3.1 Основы картирования и исходный материал 43
3.2 Особенности изучения и картирования разломов в рыхлых и слабосцементиро- 99999 ванных отложениях 47
3.3 Информационная система для визуализации и анализа результатов геокартирования 60
3.4 Выводы 70
Глава 4 Разломы плиоцен-четвертичной активизации во впадинах и горных подняти- ях юга Восточной Сибири 71
4.1 Тункинская впадина и сопредельные территории 71
4.1.1 Тункинский разлом 71
4.1.2 Южно-Тункинский разлом 77
4.1.3 Мондинский разлом 84
4.1.4 Хойтогольский разлом 92
4.1.5 Борьско-Иркутный разлом 96
4.1.6 Гужирский разлом 98
4.1.7 Кыренский разлом .100
4.1.8 Жемчужный разлом .103
4.1.9 Другие разломы района Тункинской впадины 107
4.1.10 Основные закономерности строения разломной сети района Тункинской ВПА-Баргузинская впадина и сопредельные территории 113
4.2.1 Баргузинский разлом 116
4.2.1.1 Улюнская кулиса 116
4.2.1.2 Саранхурская кулиса .119
4.2.1.3 Шаманская кулиса 125
4.2.2 Особенности проявления других разломов северо-восточного простирания 127
4.2.3 Субширотные разломы 129
4.2.4 Северо-западные разломы 132
4.2.5 Субмеридиональные разломы .133
4.2.6 Основные закономерности строения разломной сети района Баргузинской впа- дины 137
4.3 Северо-восточный фланг Байкальской рифтовой зоны 138
4.3.1 Северо-Байкальская и Кичерская впадины 140
4.3.2 Верхнеангарская впадина 146
4.3.3 Муяканская и Улан-Макитская впадины 152
4.3.4 Муйская впадина 155
4.3.5 Основные закономерности строения разломной сети северо-восточного фланга Байкальской рифтовой зоны 163
4.4 Восточное побережье озера Байкал в районе дельты р. Селенги 164
4.5 Селенгино-Итанцинская впадина и сопредельные территории 174
4.5.1 Результаты изучения и картирования разломов 174
4.5.2 Основные закономерности строения разломной сети района Селенгино- Итанцинской впадины 182
4.6 Гусиноозерская впадина и сопредельные территории .183
4.6.1 Разломы северо-западного борта впадины 185
4.6.2 Разломы юго-восточного борта впадины 189
4.6.3 К вопросу о кайнозойской активности разломов 193
4.6.4 Основные закономерности строения разломной сети района Гусиноозерской впадины 195
4.7 Создание карты и базы данных активных в плиоцен-четвертичное время разломов 196
4.8 Выводы 200
Глава 5 Закономерности распространения и активизации разломов юга Восточной Сибири в плиоцен-четвертичное время 202
5.1 Активность разломов по комплексу геолого-геофизических данных 202
5.1.1 Входные параметры и обоснование баллов для расчета степени активности раз ломов 203
5.1.2 Результаты оценки степени активности разломов 206
5.2 Кинематика разломов и их ориентировка 213
5.3 Возраст активизации разломов 216
5.4 Сейсмоактивные разломы 217
5.5 Выводы 220
Глава 6 Роль разломов в развитии сейсмически индуцированных геологических про- цессов на юге Восточной Сибири и сопредельных территориях 223
6.1 База данных косейсмических эффектов как фактологическая основа 224
6.2 Сейсмическое разжижение 227
6.3 Проседание грунтов 236
6.4 Разрывообразование при сейсмических сотрясениях 239
6.5 Сейсмогравитационные процессы 240
6.6 Модели локализации сейсмически индуцированных геологических процессов с учетом разломов земной коры .243
6.7 Выводы 247
Заключение .249
Список сокращений .252
Список терминов 253
Список литературы. 257
- Общие черты геологии кайнозойских впадин и их горных поднятий
- Информационная система для визуализации и анализа результатов геокартирования
- Основные закономерности строения разломной сети района Тункинской ВПА-Баргузинская впадина и сопредельные территории
- Входные параметры и обоснование баллов для расчета степени активности раз ломов
Общие черты геологии кайнозойских впадин и их горных поднятий
После выхода в свет широко известной монографии Н.А. Флоренсова (1960), в которой всесторонне охарактеризованы мезозойские и кайнозойские впадины Прибайкалья, наступил период накопления нового материала и последующих обобщений. Производственные организации начали сплошное полистное геологическое картирование 1: 200 000 масштаба, а в академических институтах огромное значение приобрели работы, связанные с исследованиями Байкала, который, был признан одним из мировых тектонотипов континентальных рифтов. Именно тогда под руководством Н.А. Флоренсова и В.П. Солоненко начались первые сейсмогеологиче-ские исследования, итогами которых явились описания палеосейсмодислокаций, характеристика сильных сейсмических событий, а также методика сейсмического районирования, апробированная для отдельных территорий Прибайкалья, включающих рифтовые структуры (Сейсмотектоника.., 1968). Таким образом, была показана высокая потенциальная сейсмическая активность региона.
Многие труды, опубликованные в 70-е годы XX века, стали фундаментом для будущих исследований и дискуссий, касающихся тектонического строения и геодинамического развития БРЗ (Зорин, 1971; Ружич, 1972, 1978; Ружич и др., 1972; Шерман и др., 1973; Логачев и др., 1974; Павлов и др., 1976; Замараев и др., 1976; 1979; Грачев, 1977; Зорин и др., 1977; Роль рифтогенеза…, 1977; Шерман, 1977; Рязанов, 1978; Шерман, Леви, 1978; Рогожина, Кожевников, 1979; и др.). Среди них первой специализированной монографией, посвященной исследованию разломной тектоники на основе количественного анализа данных, стала работа С.И. Шермана (1977). На примере БРЗ он рассмотрел процессы формирования крупных разломов земной коры, показал соотношения между главными их параметрами и предложил модель строения дизъюнктива, базирующейся на изменении физических свойств коры с глубиной. Тогда была опубликована схема разломов БРЗ, карта их плотности и обобщены характерные черты динамики генеральных (длиной 80 км) и региональных (длиной 34–80 км) дизъюнктивов, которые представляют собой докайнозойские структуры с ярко выраженной кайнозойской активизацией. На основе суммы фактов С.И. Шерманом впервые была выделена современная Бай-кало-Чарская зона разлома.
Одним из важных открытий 70-х годов были находки миоценовых базальтовых даек, деформированных и разорванных надвигами в Тункинских гольцах (Ружич и др., 1972). Авторы предложили два возможных варианта для объяснения данного явления. Первый заключался в сложном механизме развития рифтовой зоны, когда под сводом из-за влияния конвекции в верхней мантии начинают действовать растягивающие напряжения, вызывающие оседание свода и формирование на его крыльях структур сжатия. Второй объяснял наличие постсреднемио-ценовых надвигов воздействием регионального силового поля на локальное, собственно рифто-вое. Среди фундаментальных трудов 70-х годов следует также отметить монографию С.И. Шермана с соавторами (1973), которые описали тектонику и вулканизм юго-западного фланга БРЗ, а также книгу С.М. Замараева с коллегами (1979), наиболее полно охарактеризовавшие соотношение древней и кайнозойской структур БРЗ.
Переломным моментом в развитии концепций геодинамики Азии стал 1975 г. П. Молнар и П. Таппонье (Molnar, Tapponier, 1975) выдвинули идею ее неотектонического развития под воздействием Индо-Евразийской коллизии. При этом согласно модели, раскрытие БРЗ было обязано трансформации напряжений сжатия в области коллизии в напряжения растяжения у южного края Сибирской платформы. Развивая идею пассивного рифтогенеза, Л.П. Зоненшайн с соавторами (1979) предложили гипотезу микроплит, которая, по их мнению, лучше всех могла объяснить позднекайнозойскую структуру региона. Н.А. Логачев и Н.А. Флоренсов в работе по неотектонике БРЗ (1977) показали, что ее образование не связанно с коллизией Индостана и Евразии, а обусловлено мантийным источником, обнаруженным геофизическими исследованиями.
В 1978 г. С.И. Шерман и К.Г. Леви высказали новое воззрение на структуру флангов БРЗ, рассмотрев их как трансформные разломы с левосторонним знаком горизонтальных смещений. В том же году Г.В. Рязанов предложил модель формирования структур юго-западного фланга в условиях левого сдвига.
В 70-е годы вышли обобщающие работы по мезозойской тектонике региона (Булнаев и др., 1975; Булгатов и др., 1978). Были описаны крупные дизъюнктивные разломы ЗЗРЗ, проведен анализ их возрастных, морфологических и кинематических особенностей, рассмотрена роль разрывных нарушений в формировании геологических структур, проявлении процессов осад-конакопления, магматизма и метаморфизма, а также их связь с оруденением. Авторы упомянутых работ пришли к выводу о том, что развитие и формирование структуры Забайкалья в мезозое представляет собой результат дифференцированных блоковых движений кристаллического фундамента, которые происходили на разных стадиях мезозойского тектогенеза по зонам глубинных и региональных разломов, а периоды тектонической активизации часто сопровождались интенсивной вулканической деятельностью. Верхнемезозойские межгорные впадины между разломами представлены грабенами, а разделяющие их поднятия – горстами (Булнаев и др., 1975). Таким образом, идеи В.А. Обручева спустя десятилетия получили широкое развитие и подтверждение. Значительным событием 80-х годов стал выход в свет восьмитомного издания «Геология и сейсмичность зоны БАМ», которое обобщало многолетние разноплановые исследования северо-восточного фланга БРЗ и сопредельной территории Станового нагорья, выполненные в связи со строительством Байкало-Амурской железнодорожной магистрали. В томе, посвященном неотектонике (Шерман и др., 1984), представлены материалы о геологии региона в доне-отектонический этап, структурах, вовлеченных в последующую активизацию, четвертичных отложениях, поверхностях выравнивания и вулканизме. Особое место при описаниях структур уделено впадинам, поднятиям и наиболее крупным разломам. Весьма интересным с точки зрения развития гипотез явились рассуждения об автономности процессов рифтогенеза и коллизии. Авторы пришли к заключению, что рифтогенез в БРЗ начал проявляться примерно на 20– 25 млн лет раньше столкновения Индии и Евразии (Шерман и др., 1984). В томах, посвященных сейсмогеологии (Солоненко и др., 1985) и сейсмичности (Голенецкий и др., 1985) приводится богатый материал по палеоземлетрясениям, сейсмическим событиям инструментального периода и сопровождавших их проявлениях опасных геологических процессов. По этой же теме в 1981 г. вышла монография, в которой подробно характеризуются сейсмотектоника, глубинное строение и сейсмичность Прибайкалья, включая Тункинскую, Баргузинскую и Селенгинскую впадины (Сейсмогеология.., 1981).
В 1984 г. в Москве состоялся международный геологический конгресс, где Н.А. Логачев и Ю.А. Зорин (Logatchev, Zorin, 1987) предложили геологическому обществу модель, согласно которой БРЗ развивалась в две стадии – медленного и быстрого рифтинга, – обусловленные внедрением астеносферного выступа, который привел к формированию изостатического сводового поднятия. Доказательства двухстадийного развития были столь очевидны, что эта модель сразу получила широкое одобрение.
В 1989 г. вышла монография С.И. Шермана и Ю.И. Днепровского, в которой впервые представлялся обширный материал по полям напряжений БРЗ, полученный по геолого-структурным данным. Авторы выделили три иерархических уровня кайнозойских полей тектонических напряжений и показали большое разнообразие ориентировок главных осей локальных напряжений, как по простиранию, так и по углу наклона к горизонту (Шерман, Днепровский, 1989). При этом они установили, что на флангах БРЗ преобладают субгоризонтальные оси растяжения, ориентированные на СЗ–ЮВ, и субгоризонтальные или наклонные оси сжатия, простирающиеся на СВ–ЮЗ, что свидетельствует о сдвиговой и сдвиго-раздвиговой геодинамической обстановке. Центральной же части БРЗ свойственно СЗ–ЮВ положение субгоризонтальных осей растяжения и субвертикальное или наклонное положение осей сжатия, характеризующих сбросовый режим деформирования земной коры. В конце XX века резко возросло количество публикаций, затрагивающих проблемы раз-ломной тектоники, морфологии, напряженного состояния, сейсмичности и в целом геодинамики БРЗ (Саньков и др., 1991; Леви, 1991; Logatchev, Zorin, 1992; Солоненко и др., 1993; Sherman, 1992; Шерман и др., 1992; Уфимцев, 1992; Hutchinson et al., 1992; McCalpin, Khromov-skikh, 1995; Рассказов, Иванов, 1996; Геофизические исследования в Восточной Сибири на рубеже XXI века.., 1996; Голенецкий и др., 1996, 1998; Delvaux et al., 1997; San kov et al., 1997; Ружич, 1997; Голенецкий, 1998; Мельникова, Радзиминович, 1998; Sherman, Gladkov, 1999; Рундквист и др., 1999). Среди них особо следует отметить результаты многолетних исследований В.В. Ружича (1997) в области структурной геологии, сейсмотектоники, геодинамики и физического эксперимента для сейсмотектонических приложений к процессам разломообразова-ния в земной коре БРЗ. Полученные выводы об иерархической упорядоченности и самоподобии ее деструкции подтвердили и дополнили выводы других исследователей, изучавших процесс разрушения (Садовский, 1987; Садовский, Писаренко, 1991; Соболев, 1993). В 1995 г. впервые была опубликована карта главных активных тектонических элементов Байкальской котловины и прилегающих территорий (Леви и др., 1995), составленная на основе геоморфологических, структурно-геологических и сейсмоакустических исследований, а в 1996 г. – карта активных разломов Восточной Сибири и Монголии (Леви и др., 1996). Это были, пожалуй, первые карты, отражающие целостно именно позднекайнозойскую структуру региона.
В работах 90-х годов исследователи вновь вернулись к дискуссии «пассивного» и «активного» происхождения зоны. Новый импульс был дан Д. Дельво с соавторами (Delvaux et al., 1997), сделавшими вывод о том, что оба механизма могли иметь место при рифтогенезе, но в различные стадии развития БРЗ. Ее формирование, по мнению цитируемых авторов, началось при «пассивном» механизме в позднем олигоцене под воздействием Индо-Евразийской коллизии и Западно-Тихоокеанской субдукции, а в позднем миоцене – раннем плиоцене продолжилось при «активном».
Информационная система для визуализации и анализа результатов геокартирования
В результате геолого-структурных исследований установлено, что разломно-блоковое строение Тункинской впадины и ее горного обрамления определяется разрывными нарушениями четырех направлений: субширотного 80–100, СВ–ЮЗ 30–70, СЗ–ЮВ 290–330 и субмеридионального 350–10 (рисунок 4.2, А). Среди них наименее распространены субмеридиональные разломы. Внутри рифтового бассейна главную роль играют СВ–ЮЗ и субширотные дизъюктивы (рисунок 4.2, Б), несущие следы голоценовых подвижек, что подтверждается радиоуглеродными датировками деформированных осадков. За пределами Тункинской впадины СЗ–ЮВ разломы приобретают основное значение, субширотные структуры распространены повсюду, а СВ–ЮЗ прослеживаются только в хребте Хамар-Дабан и вблизи озера Байкал.
Установленные закономерности в разломно-блоковом строении территории отчетливо указывают на наложенность Тункинской впадины на более древнюю структуру, определяющими звеньями которой являются субширотный Тункинско-Хамардабанский и северо-западный
Саянский сегменты Центрально-Азиатского складчатого пояса (рисунок 1.1). Следовательно, в Юго-Западном Прибайкалье в позднем кайнозое образовывались, главным образом, дизъюнк-тивы СВ–ЮЗ простирания, интенсивно активизировались субширотные и в меньшей степени СЗ–ЮВ разрывы. Наибольшая плотность разломов отмечается в межвпадинных перемычках Тункинской впадины, где сохранилась предшествующая разрывная структура, и возникли новые дизъюнктивы (рисунок 4.2). В результате эти участки земной коры оказались наиболее раздробленными.
Приведенная на карте (рисунок 4.2) кинематика указана только для тех разломов или их сегментов, для которых она установлена однозначно на основе прямых наблюдений за штрихами скольжения и смещениями маркеров, анализа трещиноватости и механизмов очагов землетрясений (Лунина и др., 2009б). В некоторых случаях определенно установлена только сдвиговая компонента смещений, хотя вертикальная также могла иметь место. В целом, для СВ–ЮЗ разломов характерны сбросовые смещения, для субширотных – левосторонние сдвиго-сбросовые и сбросо-сдвиговые; для СЗ–ЮВ и субмеридиональных – преимущественно сдвиговые с вертикальной компонентой смещений.
В зонах субширотных и северо-восточных разломов Тункинской впадины, а также в узлах их пересечения с разломами других направлений, в приповерхностных условиях наряду с разрывами широко проявлены пластические и хрупко-пластические структуры – сейсмиты, сформированные в результате развития процессов разжижения и флюидизации горизонтально залегающих осадочных толщ под воздействием сейсмических волн. На тектоническую природу изученных деформаций указывают критерии обнаружения сейсмитов (Sims, 1975; Корженков и др., 2007), наличие следов вертикально направленных к земной поверхности гидравлических сил (Obermeier, 1996), сопутствующие им сколовые трещины со смещениями, пространственное положение линейно-ориентированных структурных элементов (Гладков, Лунина, 2010, см. рисунок 7), горизонтальная поверхность местности в районе изученных разрезов и корреляция полученных возрастов деформированных слоев с опубликованными датировками сейсмоде-формаций (Чипизубов и др., 2003; Чипизубов, 2007). На инъекционные структуры сейсмоген-ной природы часто накладываются криогенные деформации, о чем свидетельствуют фрагменты песчаных даек, разбитых и растащенных в процессе последующих криотурбаций (рисунок 4.28), а также наложение на них мерзлотных клиньев (рисунок 4.29). Таким образом, узлы активных разломов представляют собой ослабленные участки, благоприятные для широкого развития в рыхлых отложениях деформационных структур различного генетического типа.
Совместный анализ геолого-структурных и геоэлектрических данных (рисунки 4.35–4.36) показал, что разрывные нарушения, картируемые на земной поверхности по тектоническим деформациям в молодых осадках, хорошо коррелируются с изменениями на глубине, проявляясь изгибами кровли и подошвы геоэлектрических слоёв, а также зонами пониженных значений УЭС.
Обнаруженные нами палеосейсмогенные деформации в Тункинской впадине, а также результаты исследований современных сейсмотектонических деформаций земной коры в ЮжноБайкальской котловине (Радзиминович, 2006), позволяют констатировать, что при оценке сейсмической опасности в регионах с рифтовым режимом развития следует учитывать внутривпа-динные разломы.
Для картирования разломов в пределах Баргузинской впадины и сопредельной территории создана сеть точек геолого-структурных наблюдений на площади от р. Турка на юго-западе до места выхода р. Баргузин из гор на северо-востоке (рисунок 4.37, приложение А, таблица А.2). Всего задокументировано 111 т. н., из которых 59 – в четвертичных отложениях, 52 – в коренных породах докайнозойского возраста. На основе собранных данных с учетом методического подхода, изложенного в разделах 3.1 и 3.2, была составлена карта разломно-блокового строения земной коры данного района (рисунок 4.38). На ней нашли отражение только те разрывные нарушения, которые в дополнение к другим признакам их существования выражены в рельефе и/или в тектонических деформациях позднекайнозойских отложений. Важно отметить, что осадочные разрезы, в которых документировались точки наблюдения, имели видимую мощность в первые метры и были представлены в основном песками, суглинками, супесями, гравийными и реже галечными отложениями, которые в Баргузинской впадине относятся к отложениям голоцена (Сейсмогеология…, 1981). Это дает основание считать, что деформационные структуры и трещиноватость, измеренные в слабосцементированных и рыхлых осадках, сформировались не ранее 10 тыс. лет назад.
Анализ простираний откартированных разломов показывает, что в Баргузинском рифте доминируют дизъюнктивы СВ–ЮЗ направления (рисунок 4.38, А). Их преобладающая ориентировка во впадинах (включая разломы на границах с хребтами) – 40–60 (рисунок 4.38, Б), в обрамляющих горных поднятиях – 30–70 (рисунок 4.38, В). Северо-восточные разломы ограничивают борта крупных впадин и впадин-сателлитов, контролируя их заложение и развитие. Именно с ними связаны известные палеосейсмогенные структуры в Баргузинской депрессии (Сейсмотектоника…, 1968; Чипизубов и др., 2000). Некоторые дизъюнктивы прослеживаются во внутренних частях осадочных бассейнов.
Основные закономерности строения разломной сети района Тункинской ВПА-Баргузинская впадина и сопредельные территории
Верхняя граница фундамента в юго-западной и центральной частях профиля прослеживается нечетко, ее глубина составляет более 3127 м. В СВ части (пункты ВЭЗ 83–84, 51, 55), отделенной одним из разломов, толщина осадочного чехла сокращается до 1100–1200 м. Значение УЭС фундамента составляет 1000–5000 Омм. Все откартированные по морфо- и геолого-структурным данным разрывные нарушения (рисунки 4.80 и 4.81, В) маркируются резкими перегибами геоэлектрических слоев и пониженным сопротивлением пород в одном из крыльев разломов.
Профиль IV длиной 17 км проходит по южной окраине Парамской котловины (рисунки 4.80 и 4.81, Г). В пунктах ВЭЗ 53–54 мощность осадочного чехла составляет 1100 м. К юго-востоку идет ее плавное увеличение до 2000–2400 м. Три из четырех откартированных нами разломов (рис. 4.80 и 4.81, Г) также как и на профиле III, проявляются в виде субвертикальных или наклонных границ между геоэлектрическими слоями с разным сопротивлением.
Профиль V расположен в ЮВ части Муйской впадины (рисунки 4.80 и 4.81, Д). За исключением верхней части разреза многолетнемерзлых пород, на большей своей части он отличается пониженным УЭС пород. Особенно это характерно для ЮВ части профиля, где он проходит вдоль регионального разлома. В пункте ВЭЗ 87 этот дизъюнктив пересекается еще одним протяженным разрывным нарушением. Именно в указанном месте происходит изгиб слоев и увеличение мощности высокоомных, скорее всего, мерзлых пород, что может быть связано с первоначальной обводненностью разлома.
В заключении следует отметить довольно сложное глубинное строение Муйской впадины, обусловленное повсеместным наличием слоев мерзлотных пород различной мощности и многочисленными разрывными нарушениями, осложняющими геоэлектрический разрез. Мощность осадочного чехла неоднородна и в среднем составляет 2000 м. Вблизи горного обрамления она снижается до нескольких сотен метров. В центральной части Муйско-Куандинской котловины мощность осадков, по-видимому, значительно больше, чем 3127 м. Такое увеличение толщи вызвано, по-видимому, крупными сбросовыми движениями по разломам (Лунина и др., 2009б).
В целом проведенные исследования показывают, что на северо-восточном фланге БРЗ в позднем кайнозое формировались и активизировались разрывные нарушения различных направлений, среди которых преобладают СВ–ЮЗ и ВСВ–ЗЮЗ. В горном обрамлении наблюдается более широкое распространение СЗ–ЮВ разломов. Тип смещений по тектоническим нарушениям аналогичен кинематике разрывов других районов БРЗ. Дизъюнктивы СВ–ЮЗ, ВСВ–ЗЮЗ и субширотного простираний являются в основном сбросами, левосторонними сдви 164 го-сбросами или, реже, сбросо-сдвигами. Субмеридиональные, СЗ–ЮВ и ССЗ–ЮЮВ разломы несут следы преимущественно правосторонних сдвигов, а ЗСЗ–ВЮВ – левосторонних. Для многих из них типична сбросовая компонента.
Позднекайнозойская активность разломов доказывается наличием в четвертичных осадках разрывов, образующих структурные парагенезы в виде поясов трещиноватости. По сравнению с сейсмитами они распространены значительно шире, что обусловлено преимущественно псе-фитовым составом отложений, в которых изучались деформации и, вероятно, геокриологическими условиями территории северо-восточного фланга БРЗ, которые не способствуют интенсивному разжижжению грунта во время землетрясений.
Сопоставление результатов картирования разломно-блоковой структуры с данными геоэлектрических исследований показало, что практически все выявленные с поверхности разломы в Муйской впадине проявляются на глубине, маркируя границы между блоками с разным удельным электрическим сопротивлением.
В ходе исследований разрывной тектоники северо-восточного фланга БРЗ показано влияние разломов на проявление склоновых движений, инициированных землетрясениями умеренных магнитуд (Лунина и др., 2007б). Этот факт подчеркивает необходимость знаний о разлом-но-блоковом строении земной коры при оценке сейсмической и других геологических опасностей, так как в зонах тектонических нарушений при определенном положении очага землетрясения усиливаются природные макросейсмические эффекты.
На восточном побережье озера Байкал проводились специальные исследования деформаций в рыхлых отложениях, инициированных Цаганским (1862 г., М 7,5) и Среднебайкальским (1959 г., М = 6,8) землетрясениями (Лунина и др., 2012б). Их косейсмические эффекты на поверхности были достаточно подробно описаны в литературе (Фитингоф, 1865; Демин, 2005; Солоненко, Тресков, 1960; Рустанович, 1961). Оба события примечательны тем, что в их эпи-центральных зонах интенсивно проявились процессы разжижения грунта, места локализации которых оказались приуроченными к Дельтовому разлому.
В результате проведенных исследований на сегментах с. Красный Яр – с. Заречье и с. Ку-дара — с. Шергино были созданы два геолого-структурных профиля (рисунок 4.82, приложение А, таблица А.4), в пределах которых канавами и зачистками вскрыты четвертичные отложения, содержащие различные типы сейсмитов (рисунки 3.10, В, 4.83–4.84) и разрывные деформации, представленные зонами трещиноватости, системами трещин и/или разрывами со смещениями (рисунок 3.4, А–Б). Всего было изучено 32 разреза, в которых преобладают пески, суглинки и супеси с прослоями и вкраплениями палеопочв, а также с редкими делювиальными обломками. Осадки визуально отличаются по цветовой гамме и гранулометрическому составу, имеют хорошую сортировку и изменяющуюся мощность, что позволило отчетливо видеть деформации (при их наличии) в стенках выработок. Радиоуглеродное датирование отобранных на разных глубинах образцов (таблица 4.3) показало голоценовый возраст изученных толщ и свидетельствует о том, что большинство наблюденных структур вполне могло образоваться при Цаганском и Среднебайкальском землетрясениях. Более того, изученные сейсмиты полностью соответствуют критериям (Sims, 1975, Гладков, Лунина, 2010; Корженков и др., 2014), указывающим на их сейсмогенный генезис. Их морфологические аналоги отвечают типам сейсмитов, описанным в публикациях (Montenat et al., 2007; Деев и др., 2009 и мн. др.), а процессы разжи-жжения и флюидизации, при которых они могли образоваться, зафиксированы в исторических сводках
Входные параметры и обоснование баллов для расчета степени активности раз ломов
Электронная карта (рисунок 4.109) включает 1334 разлома, состоящих из 1801 сегментов, которые выделяются на основании изменения простирания разлома или его разделения на отдельные фрагменты. Среди разломных сегментов 797 являются достоверными, 1004 – предполагаемыми. Критерием для выделения разлома служила его отчетливая выраженность в рельефе уступом, линейной долиной или линеаментом гидросети (серией мелких подобных элементов). Достоверный класс присваивался структурам, которые подтверждались как минимум одним из ниже перечисленных прямых признаков: зонами разрывных нарушений и/или хорошо выраженными системами трещин определенного направления в коренных, слабосцементи-рованных и/или рыхлых породах; сейсмогенными деформациями; линейным выстраиванием вдоль предполагаемого разлома группы эпицентров землетрясений с Kp 10; разломными сме-стителями, наблюденными с подводных аппаратов; сейсмоакустическими данными о смещении осадков. В исключительных случаях активный разлом, выявленный по геолого-структурным наблюдениям, в рельефе и гидросети мог быть почти не выражен. Для обоснования предполагаемого разлома в качестве дополнительного критерия учитывались косвенные инженерно-геологические, гидрологические и геофизические признаки активности. Таким образом, учитывая опыт предыдущих составлений схем разломно-блокового строения отдельных районов юга Восточной Сибири, при создании новой обобщающей карты были применены более жесткие требования для обоснования активного в позднем кайнозое разлома. Это не повлияло на изменение конфигурации ранее откартированной разломной сети. Однако некоторые из разломов, отнесенные нами ранее к достоверным, на новой карте отражены как предполагаемые. Важным методологическим отличием от всех предыдущих построений было то, что нанесение разломов на карту проводилось сразу в ГИС-проекте, что обеспечило точную географическую привязку разрывных нарушений и абсолютную пространственную взаимосвязь со всеми другими слоями проекта. Это позволило существенно уточнить положение некоторых ранее выделенных дизъюнктивов.
Доминирующее простирание разрывных нарушений на карте 40–70 (рис. 4.110, А). Видно, что присутствуют и другие направления, но большинство тектонических деформаций в отложениях четвертичного возраста приурочено к СВ и субширотным разломам (рис. 4.110, Б). Минимальная длина сегмента на карте – 1 км, максимальная – 329 км. Протяженность большинства из них менее 50 км (рис. 4.111). В настоящее время электронная карта активных разломов и ее фрагменты в растровом изображении, а также заархивированные файлы, содержащие разрывные нарушения в цифровом виде размещены на сайте http://www.crust.irk.ru/spp2/pages/maps.htm.
Следует напомнить, что для данного региона карты активных разломов составлялись и ранее (Леви и др., 1995; 1996), в том числе и в электронном виде (Трифонов и др., 2002; 199 Шерман, 2009). Так, на одной из них (Леви и др., 1995) показаны активные тектонические элементы Байкальской котловины и прилегающей территории, установленные по геоморфологическим, сейсмоакустическим и структурно-геологическим данным, собранным на берегах оз. Байкал. На другой (Леви и др., 1996) отражены только главнейшие зоны разломов Восточной Сибири и Монголии, активизированные в кайнозое. Карта активных разломов С.И. Шермана (2009) содержит сводку всех известных по геологическим данным разрывных нарушений, разделенных по количественному индексу сейсмичности на базе сейсмических данных за 1960–2000 гг. Главные дизъюнктивы юга Восточной Сибири нашли свое место и в базе данных активных разломов Евразии (Трифонов и др., 2002).
Розы-диаграммы простираний всех разломных сегментов (А) и только тех, для которых в четвертичных отложениях установлены геолого-структурные признаки активности, представленные закономерно ориентированными сколовыми трещинами (со смещениями и без них), зонами разрывов, кластическими дайками и сейсмогенными конволюциями (по данным автора), а также смещениями осадков по сейсмоакустическим данным в озере Байкал (по данным (Казьмин и др., 1995)): на А – количество сегментов – 1801, шаг – 10%, макс. % – 12; на Б – количество сегментов - 176, шаг – 10%, макс. % – Рисунок 4.111 – Гистограмма распределения длин активных разломных сегментов
Принципиальным отличием новой электронной карты активных в плиоцен-четвертичное время разломов юга Восточной Сибири (Лунина и др., 2010б; Лунина и др., 2012в; Lunina et a., 2014) от разработок других авторов является ее комплексная основа, в которой важное место принадлежит прямым геолого-структурным наблюдениям о разрывных нарушениях различного иерархического уровня и сопутствующих им деформациях в разновозрастных породах. Кроме того, она была выполнена на основе среднего 1:200000 масштаба с использованием самых последних достижений геоинформационных технологий, т.е. сопровождается базой данных, оформленной в информационной системе, которая удобна для визуализации на html-страницах всех известных взаимосвязанных с конкретным разломом материалов. Благодаря детальной проработке различных материалов, на карте удалось обосновано показать разломы внутри рифтовых впадин и в то же время критически пересмотреть ту структурную сеть, которая была выделена ранее для изученной территории юга Восточной Сибири. Важно отметить, что база данных, благодаря специальному блоку редактирования в информационной системе, может легко пополнятся новыми данными.
Таким образом, электронная карта и база данных активных в плиоцен-четвертичное время разломов является принципиально новой разработкой для региона юга Восточной Сибири и может быть использована в различных геологических и сейсмотектонических построениях, в том числе и прикладного характера для прогнозирования опасных природных процессов, связанных с деструкцией земной коры и, в особенности, инициированных землетрясениями.