Палеосейсмодислокации южной части Кольского полуострова

С.Б.Николаева

ПАЛЕОСЕЙСМОДИСЛОКАЦИИ ЮЖНОЙ ЧАСТИ КОЛЬСКОГО ПОЛУОСТРОВА

На карте сейсмического районирования территории бывшего СССР [СП-78] Кольский п-ов помещен в область, характеризующуюся низкой интенсивностью землетрясений, очаги которых имеют магнитуду менее 5 [1]. Исследователи сейсмичности восточной части Балтийского щита, несмотря на недостаточную ее изученность, относят данный регион к слабоактивным в сейсмическом плане зонам [2]. По сведениям из историко-литературных источников происходившие здесь землетрясения имели максимальную магнитуду порядка 5. Магнитуда определялась весьма приближенно: по площади ареала распространения ощутимых сотрясений почвы, очерченной по описаниям очевидцев. Некоторые из землетрясений являлись разрушительными. Это землетрясение 4 мая 1626 г. с эпицентром в зоне Кандалакшского залива [3], 6 декабря 1758 г. с эпицентром в пос. Кола [4] и другие. Максимальная магни-туда зафиксированного инструментально землетрясения составила 5.7 [5]. О палеосейсмических признаках сильных землетрясений на Балтийском щите, в том числе и на Кольском п-ове, упоминает Н.И.Николаев [6]. Кроме того, исследования сотрудников Карельского филиала РАН, завершенные в 1989 г., показали, что в Карелии имеются следы разрушительных землетрясений прошлого, магнитуда которых более 6.1, но менее 7.5.
На Кольском п-ове в 1990-1992 гг. была проведена работа по выявлению и изучению палеосейсмодислокаций - остаточных деформаций кристаллических пород и грунтов, вызванных сильными землетрясениями прошлого. В результате дешифрования аэрофотоснимков и проверки его результатов полевыми работами были обнаружены своеобразные структуры земной коры, неравномерно распределенные по территории Кольского п-ова. Одно из их скоплений находится в районе, расположенном в южной части Кольского п-ова, в полосе от оз. Чунозеро до оз. Вадозеро, в непосредственной близости от площадки строительства третьего блока Кольской АЭС. Район, в котором сосредоточены такого рода образования, имеет вытянутую в плане форму и простирается с юго-запада на северо-восток на расстояние порядка 65 км (рис.1 - 22 Kb). Все исследованные дислокации находятся в пределах Беломорской структурной зоны, представленной в основной массе амфиболсодержащими гнейсами и гнейсо-гранитами архея. Породы испытали интенсивные деформации в условиях амфиболитовой фации метаморфизма посредством вязкого сдвигового течения. Простирание пород зоны от северо-западного (300°) до субширотного.
Наблюдаемые деформации выражены в рельефе в виде зияющих рвов с остроугольным обомочным материалом на дне, трещин-ущелий с оторвавшимися от бортов кусками скал и нишами выбивания в бортах, уступами со свежими стенками отрыва блоков.
Одно из скоплений таких форм находится в северо-восточной части выявленной зоны, в районе озера Воче-Ламбина, входящего в систему озер Экостровская Имандра (рис.1 , участок 4). Здесь наблюдаются хорошо выраженные в рельефе три ущелья и сбросовый уступ, расположенные на склоне сопки с высотной отметкой 330.3 м. Простирание форм северо-восточное (аз.30°, 40°); протяженность их составляет 25-250 м, а высота уступов, ограничивающих ущелья, - 5-6 м. Стенки их неровные, свежие, днища заполнены не всегда равномерно распределенным глыбовым материалом. Отдельные глыбы достигают 3-5 м в поперечном сечении. По бортам ущелий и в основании сбросового уступа отмечаются многочисленные осыпи и обвалы скальных пород, имеющие в плане форму удлиненного конуса. Длинная ось такого конуса соразмерна с высотой уступа или превышает ее. Коллювиальные осыпи, в отличие от подобного рода обвалов, расположены параллельно склону и имеют ширину не более 0.2-0.7 высоты уступа. Иными словами, наблюдаемые обвалы резко отличаются от коллювиальных образований и происхождение их связано с сейсмогравитационными процессами. Была определена величина возможного гравитационного перемещения обломков пород из отвесных стенок на горизонтальную площадку [7].

X=(a+45/450)*H

где Н - высота уступа, м; a - угол наклона уступа; X - расчетное расстояние при гравитационном перемещении обломка, м;

XI - фактическое расстояние отлетевшего обломка в обвале. При значениях Н от 2.6 до 5м, a = 80-90°, значения X равны 0.78-1.35, а значения XI составили 2.25-4 м.
Таким образом, фактическое расстояние на которое были перемещены обломки, почти в два раза превышает расчетное, получаемое при гравитационных процессах. Следовательно, обломки получили дополнительный импульс, вызванный сейсмическими колебаниями.
В 15 км на юго-запад от вышеописанного узла дислокаций находятся еще несколько подобного рода образований (рис.1 , участок I). Одним из них является ущелье, расположенное южнее Чунозера, юго-западнее горы Мертьявр-Туйплынч. Оно рассекает вершину водораздела и простирается в северо-восточном направлении (10°) на расстояние 0.3 км. Высота бортов его составляет 27 м, ширина ущелья достигает 42.5 м, у концов оно сужается до 3-7 м. Юго-восточный борт опущен на 6 м относительно северо-западного. Ущелье имеет острые незаглаженные бровки бортов, стенки их представляют собой неровные поверхности отрыва. Наряду с ними фиксируются зеркала скольжения площадью до 4 м2. Дно ущелья покрыто обломочным материалом разных размеров - от первых десятков сантиметров до кусков скал, достигающих в поперечном сечении 3.5-4 м. По бортам ущелья наблюдаются столбы отседания, обвалы обрушения, выбитые ниши. Столбы отседания (рис.2 - 128 Kb) представлены блоками скальных пород, отчленившихся от уступа, но сохранившие близкое к вертикальному положение. Тыловые трещины отрыва, отчленявшие столб от скального массива, обычно расширяются кверху. Ширина этих трещин от 0.75 до 3.5 м, глубина - 8 м. Иногда верхние блоки столбов отседания, не имеющие прочной связи с телом столба, отрываются и сваливаются к подножию склона, где они возвышаются над обвально-осыпной массой в виде скальных призм больших объемов. Отличие описываемых столбов от подобных форм, образованных селективной денудацией, заключается в том, что первые являются совершенно свежими образованиями и представляют собой остроугольные блоки, на гранях и ребрах которых отсутствуют признаки достаточно глубокого или интенсивного физического выветривания. Некоторые исследователи связывают образование столбов отседания с расклинивающим действием делювия. В нашем случае это исключается ввиду отсутствия делювия на склонах, да и трещины отрыва обычно открытые, зияющие. Факторы денудации лишь способствуют ослаблению связей отчленившегося блока со скальным массивом. Отметим, что сами столбы часто трещиноваты. Тем не менее, разрушение породы происходит не посредством отчленения мелких обломков, как это должно происходить в случае морозного выветривания, а путем отделения целого блока. Напрашивается вывод о гравитационно-сейсмотектоническом происхождении таких форм.
Обвалы обрушения пород, как и на предыдущем участке, в плане имеют языкообразную форму, чем резко отличаются от коллювиальных осыпей, расположенных неровной полосой вдоль склона. Материал в обвалах обрушения представлен хаотично нагроможденными обломками пород разного размера (рис.3 - 132 Kb). Обломки нередко несут в себе трещины отдельности, сланцеватости, следы отрыва массивной породы на гранях. Выбитая ниша (рис.4 - 118 Kb) была зафиксирована в северо-восточном борту ущелья, расположена на высоте 2 м от дна ущелья, размеры ее 0.36x0.55x0.48x0.63 м; представляет собой пустую полость, ограниченную субвертикальными и субгоризонтальными стенками.
Глубина ее составляет 0.49 м, образование такой ниши не могло произойти только вследствие процессов гравитации, так как нижняя площадка полости горизонтальна. Такого рода формы являются несомненным свидетельством бокового сейсмического удара. В районе губы Тупой озера Бабинская Имандра, северо-восточнее ст.Уполокша было обследовано еще одно разрывное нарушение, протяженностью 0.5 км простирающееся по азимуту 40°. Это клиновидный ступенчатый грабен, рассекающий склон сопки. Наиболее широкая часть его достигает 100 м и приурочена к вершине сопки. Здесь же отмечается нарушение моренных отложений поперечными северо-западными сбросами. Сужаясь к юго-западу, разрывное нарушение приобретает вид зияющего рва. На северо-западной стенке рва, высотой 30-40 м, наблюдаются зеркала скольжения, чередующиеся с неровными поверхностями отрыва. Юго-восточный борт опущен, видимая амплитуда вертикального смещения составляет 10 м. Этот же борт насчитывает четыре сбросовые ступени. Ров заполнен остроугольным глыбовым материалом. Юго-восточнее грабена, в гольцовой части водораздела на высоте порядка 400 м (гора Пасма) зафиксированы три сбросовых рва (рис.1 , участок 3). Они рассекают нижнеархейские гнейсы в северо-восточном направлении (аз.35°, 60°), имеют протяженность от 0.15 до 74 0.4 км, высота бортов достигает 5-12 м, ширина их - 0-7 гл. Рвы имеют отвесные стенки, поверхность которых обычно неровная, со следами отрыва, иногда стенки полуразрушены. Днища рвов выстилает обломочный материал. 3 одном из рвов юго-восточный борт опущен относительно северозападного. Величина вертикального смещения составляет 3.5 м. Все три рва имеют сбросовый характер и приурочены к зоне одного раз-лома. Итак, изученные дислокации имеют северо-восточное простирание, рассекают метаморфические толщи, иногда под острыми углами или же вкрест простирания пород, располагаясь на водоразделах или в верхних частях склонов. Отличительной особенностью вышеперечисленных разрывных нарушений является приуроченность к ним таких проявлений как столбы отседшшя, скальные оползни, обвалы обрушения скальных пород, выбитые ниши, т.е. явления, которые обычно возникают вследствие землетрясений и характерны для сейсмоопасных районов. Структуры, сходные по форме с вышеописанными, наблюдаются в районах Южного Прибайкалья и СЗ Кавказа [8, 9], относящихся к зонам с 9-10-балльными землетрясениями. Несмотря на сделанное заключение, целесообразно рассмотреть иные возможности образования охарактеризованных выше форм, как крип или экзогенные процессы. Если допустить, что эти формы обязаны своим возникновением медленным движениям по разломам, то очень трудно объяснить их незначительную протяженность. При крипе обычно образуются довольно протяженные зоны в сотни и тысячи километров. Кроме того, эрозионные формы не приспосабливаются к дислокациям, как это имело бы место в случае генетической связи последних с медленными движениями. Безусловно, окончательное заключение о наличии или отсутствии медленных перемещении по разломам может быть получено только посредством специальных инструментальных измерений.
Из экзогенных агентов наиболее действенными являются ледниковые покровы и их талые воды. При перемещении ледника могли быть разработаны углубления в виде рвов и ущелий, но только в случае совпадения их ориентировки с направлением движения льда. При ином расположении углублений они заполняются мореной и как бы "пломбируются". Тем не менее, на дне рвов и ущелий отсутствует моренный материал, покрывающий поверхность водоразделов, и нет следов воздействия ледника на борта образований. Движение ледника в районе происходило в юго-восточном направлении (120-130°), Дислокации же простираются перпендикулярно или под острым углом к направлению движения ледника. Иными словами, ледниковое происхождение этих дислокаций представляется невозможным.
Талые ледниковые воды также не могли сформировать рассматриваемые образования, так как при воздействии потоков на выходе ущелий возникли бы конуса выноса, а они отсутствуют. Кроме того, дислокации не несут следов обработки водой.
Таким образом, анализ результатов исследований приводит нас к выводу, что наблюдаемые формы рельефа могли возникнуть лишь в результате проявления мощных сейсмических процессов и являются типичными палеосейсмодислокациями. Любая попытка найти объяснение их генетической связи с другими явлениями, кроме сейсмотектонических, наталкивается на неразрешимые противоречия с геоморфологическими, геологическими и геодинамическими данными.
Проведение исследований на очень ограниченной площади не позволяет решить вопрос о приуроченности палеосейсмодислокаций к определенным геоструктурам. Можно только констатировать, что локальные узлы развития палеосейсмодислокаций, изученных в этом районе, расположены в зоне пересечения глубинных разломов субширотного и северо-восточного простирания (участок I); к внутренним частям блоков - Уполокшского и Пиренгского [10], сопряженных с блоком более высокого порядка (участки 2 и 3); находятся в подвижной зоне на границе Беломорского и Кольского мегаблоков (участок 4). Вероятно, все эти локальные зоны обладают специфическими особенностями тектонического режима, определившими активизацию движений по ним в новейшее время.
Большинство изученных форм имеет северо-восточную ориентировку и относятся к сбросовым структурам. Видимые амплитуды вертикального смещения варьируют от 3.5 до 10 м. Одной из главных задач при изучении палеосейсмодислокаций является определение магнитуды, балльности и повторяемости породивших их землетрясений. Для расчета магнитуд по выявленным палеосейсмодислокациям использованы формулы - по протяженности зоны единичного разлома (I) и по площади развития локальных палеосейсмодислокаций (2) [9, II]:

6.18 + 1*1 = М(1.01±0.02), (I)
М = 0.516З + 5.9. (2)

Полученные оценки магнитуд в изучаемой зоне варьируют от 5.7 до 7.5. Эти значения носят ориентировочный характер, их приближенность в значительной мере обусловлена тем, что не решен вопрос об одно- или многоактности формирования палеосейсмодислокаций. В результате, исследований сейсмических процессов в разных регионах установлено, что сейсмотектонические разрывы на поверхности начинают появляться при землетрясениях с 5.5*6, а смещения по таким разрывам происходят при землетрясениях с М?6.5* [II]. Полученные оценки магнитуд землетрясений (5).7*М<7.5), имевших место в районе, близком к строительству третьего блока Кольской АЭС, свидетельствуют о том, что землетрясения прошлого были сильными.

*Прим.ред. Имеются сведения, что разрыв сплошности пород имел место и при землетрясениях с меньшей магнитудой [14].
Вероятная балльность землетрясений определялась по формулам Н.В .Шебалина (1),по расчетной формуле для Фенноскандии (2) [II, 12]:
I =М-2/0.48 (1)
I=M-1,81/0.52 (2)
При полученных магнитудах от 5.7 до 7.5 балльность варьирует в пределах от 7.5 до 11.
Полученные оценки магнитуд и балльности древних землетрясений близки таким же данным для палеосейсмодислокаций Карелии - региона, близкого и Кольскому п-ову по истории геологического развития и строению земной коры. Палеосейсмодислокаций Карелии отвечают землетрясениям интенсивностью 8 баллов и более с магнитудой более 6.1, но менее 7.5 [13].
Важной характеристикой является повторяемость сильных землетрясений. Исследователями уже были сделаны попытки получения соотношения "магнитуда - повторяемость". Согласно заключению.С.Миямуры, полученному на основе материалов по инструментально зафиксированным землетрясениям Балтийского щита, в пределах последнего возможны землетрясения с магнитудой 6.5 и периодичностью 100-1000 лет [14]. При изучении палеосейсмодислокаций Карелии периодичность возникающих здесь сильных землетрясений определена примерно в 2 тыс. лет. Как видно, значения периодичности, полученные по расчетам и установленные в результате определения времени возникновения палеосейсмодислокаций, вполне сопоставимы. К сожалению, наши данные не позволяют подойти к оценке периодичности сильных землетрясений. Пока можно говорить лишь о том, что изученные дислокации были образованы после отложения покрова ледниковых осадков, завершившегося 9-10 тыс.лет тому назад. Эти формы, как отмечалось, разрывают скальные породы и лежащие на них ледниковые осадки, поэтому они, несомненно, моложе последних. Однако характер и форма обломочного материала позволяет предполагать еще более молодой их возраст.
Природу землетрясений Фенноскандии связывают с двумя факторами: плитной тектоникой и гляцио-изостатическим поднятием территории. В последние годы все больше исследователей обосновывают именно тектоническую природу землетрясений [14-16]. С получением данных о наличии современных горизонтальных напряжений в земной коре, превышающих в несколько раз вертикальные геостатические давления [17], доминирующая роль последних в разрядке напряжений земной коры в связи с землетрясениями ставится под сомнение. Изучение механизма землетрясений в докембрии Финмаркена и смежных областях Швеции и Финляндии показало, что разрядка напряжений вызвана сжимающими горизонтальными усилиями. Азимут направления максимальных напряжений С-Ю и величина их составляет 10-15 МПа на поверхности [18]. Кроме того, были получены данные о неравномерном распространении участков повышенных горизонтальных напряжений, порождаемых плотностными неоднородностями земной коры [19]. Пространственное положение систем неотектонических разломов достаточно хорошо совпадает с ориентировкой площадок максимальных касательных напряжений. Выявленная нами зона развития палеосейсмодислокаций также попадает в область повышенных касательных напряжений и совпадает с ориентировкой действующих напряжений в верхней части земной коры.
Данные о неравномерном распространении участков повышенных горизонтальных напряжений, порождаемых неровностями земной поверхности, определенным образом согласуются с результатами структурно-геоморфологических исследований, направленных на выявление напряжений, которые возникают под влиянием динамических воздействий [20]. Сформированные в олигоцен-четвертичное время грабены на смежных с Кольским п-овом шельфах обеспечивают дополнительное горизонтальное сжатие в направлении, перпендикулярном их простиранию. При этом разрядка напряжений осуществляется в наиболее ослабленных зонах земной коры (межблоковых неоднородностях и шовных зонах), возможно наследующих пространственное положение древних разломов. Эпицентры известных землетрясений совпадают с выделенными зонами разрядки. Поэтому связь землетрясений Фенноскандии именно с тектоникой плит, на наш взгляд, является наиболее предпочтительной гипотезой.
Выводы :
В районе озер Экостровская-Бабинская Имандра выявлена активная в тектоническом плане зона северо-восточного простирания. Изучение деформаций в пределах указанной зоны показало, что они являются типичными палеосейсмодислокациями, образованными не ранее 9-10 тыс.лет назад. Обнаруженные палеосейсмодислокации (приближенные оценки магнитуд 5.7*М=7.5, балльность более 7.5) свидетельствуют о сильных землетрясениях прошлого, приводящих к разрыву сплошности пород. Полученные результаты заставляют сомневаться в общепринятом взгляде на данный регион как на спокойный в тектоническом (сейсмическом) плане.
В дальнейшем должны быть детально изучены палеосейсмодислокации других территорий региона, прежде всего экономически развитых районов.

ЛИТЕРАТУРА
1. Сейсмическое районирование территории СССР, М., 1980. - 308 с.
2.. Панасенко Г.Д. Сейсмичность восточной части Балтийского щита // Сейсмичность и современные движения земной коры восточной части Балтийского щита. - Апатиты, 1980. -С.7-21.
3. Яковлева О.А. Летописное известие о землетрясении на севере Московского государства 1926 года // Изв.АН СССР, сер.геогр. - 1958. - # 3. - С.423.
4. Мушкетов И.В., Орлов А.П. Каталог землетрясений Российской империи // Зап. Русск.географ.общ. - 1893. - Т.26, СПб. - 457 с.
5. Панасенко Г.Д. Землетрясение в Кандалакшском зализе Белого моря 20 мая 1967 года // Новейшие и современные движения Восточной части Балтийского щита. Петрозаводск, 1974. - С.47-57.
6. Николаев Н.И. Некоторые итоги изучения новейшей геологической истории Фенноскандии // Бюлл.МОИП, отд.геол. -Л 3, 1966. - С.139.
7. Ломтадзе В.Д. Инженерная геология. Инженерная геодинамика. -Л.: Недра, 1977. - с.340-354.
8. Солоненко В.П. Палеосейсмология Большого Кавказа. -М.: Наука. - 1978. - С.139.
9. Хромовских В.С., Никонов А.А. По следам сильных землетрясений. - М.: Наука, 1984. - 144 с.
10. Тектоника Восточной части Балтийского щита. Под ред.В.А.Перевозчиковой. - Л.: Недра, 1974. - 288 с.
11. Никонов А.А. Голоценовые и современные движения земной коры. - М.: Наука, 1977. - 240 с.
12. Шебалин Н.В. О предельной магнитуде и предельной : землетрясений 7/ Изв.АН СССР, сер.Физика Земли. -6. - с.12.
13. Лукашсв А.Д., Ильин В.А. и др. Палеосейсмология Карелии. Отчет. Петрозаводск, 1990, - 100 с.
14. Панасенко Г.Д. Сейсмические особенности СВ Балтийского щита. - Л.: Наука, 1969. - 184 с.
15. Кропоткин П.Н., Макеев В.М. Современное напряженное состояние земной коры. Современная тектоническая активность Земли и сейсмичность. - М.; Наука, 1987. - С.192-200.
16. Николаев Я.И. Новейшая тектоника и геодинамика литосферы. - М.: Недра, 1988. - 491 с.
17. Марков Г.А. О происхождении и закономерностях проявления горизонтального сжатия в массивах горных пород в верхней части земной коры // Геотектоника. - № 3, 1§83. -С.32-41.
18. Olsen O. The Stuoragurra Fault, evidens of neotectonics in the Precambrian of Finmark, norten Norwag, Norsk Geologisk Tidsskrift. Oslo, 1988. - т. 68. - Р. 107-118.
19. Глазнев В.Н., Маслова Л.А., Комова О.С. Оценка напряженного состояния земной коры СЗ Балтийского щита на основе ее плотностной модели // Физика Земли. - Л 10, 1988 -С.62-66.
20. Мусатов Ю.Е. Методика и результаты структурно-геоморфологических исследований СВ части Балтийского щита -Автореф.дис. канд.географ.наук (II.00.04). - С.-Петербург, с.
21. Никонов А.А., Панасенко Г.Д. О связи новейшей и современной тектоники и сейсмичности СВ Фенноскандии //Современные движения земной коры. - № 1. - М., 1963. - С.193 - 199
22. Хромовских В.С. Сейсмология Южного Прибайкалья -М.: Наука, 1965. - С.122.

Наверх