Сейсмические проявления в рельефе северо
advertisement
Сейсмические проявления в рельефе северо-запада Мурманской области 1 Николаева С.Б. (1), Евзеров В.Я.(1), Петров С.И. (2) 1.- Геологический институт Кольского научного центра РАН, Апатиты, Россия 2.- Кольский филиал Геофизической службы РАН, Апатиты, Россия Кольский регион в геологическом отношении представляет собой северовосточную часть Балтийского щита. Новейшая геодинамика этого региона характеризуется тектоническими (основными рельефообразующими), гляциоизостатическими и сейсмотектоническими проявлениями, имевшими место в кайнозое и отраженными как в рельефе, так и в строении рыхлого покрова территории. Основные рельефообразующие процессы и гляциоизостатические процессы являются сравнительно медленными, тогда как сейсмотектонические проявляются практически мгновенно. Многочисленные публикации последних лет показывают, что Фенноскандия и ее российская часть в частности, рассматривается сегодня как тектонически активная и сейсмогенерирующая провинция [Никонов, 2003, Лукашов, 2004]. Доказательством тому могут служить сейсмические проявления в рельефе и четвертичных отложениях (палеосейсмодеформации), выявленные в последние годы в пределах северо-западной части Мурманской области. Исследованная территория Исследованная территория расположена в северо-западной части Кольского полуострова за Полярным кругом в пределах 68 ° 40 ' – 69 °40 ' с.ш. и 30 ° – 34 ° в.д. и является частью наиболее древней Кольско-Лапландско-Карельской провинции Балтийского (Фенноскандинавского щита), сложенного преимущественно комплексом архей-протерозойских супракрустальных пород [Сейсмологические исследования…, 1996]. С севера ее ограничивает система разломов Карпинского, следующая вдоль Мурманского побережья. Поверхность кристаллического фундамента здесь через ступенчатую систему разломов полого погружается на север и северо-восток. Вторым крупным структурным элементом является разрывное нарушение, продолжающее Колмозеро-Воронья-Кейвскую зону глубинных разломов в северо-западном направлении [Козлов, 1979]. Разрывные нарушения более низкого ранга имеют субмеридиональные и северо-восточные простирания (рис.1). Рис.1. Расположение района исследований. 1 – участок детального изучения сейсмодеформаций в кристаллических породах; 2 – изученные разрезы с установленными или предполагаемыми сейсмогенными деформациями в четвертичных осадках (а), местоположение участка, показанного рис. 5 (б). Разрывные нарушения: 3 – главные (надвиги и взбросы – а, сдвиги – б), 4 – второстепенные. Следы древних землетрясений 1 Исследование выполнено при поддержке РФФИ (проект №№07-05-96906), поддержке в рамках региональной целевой программы «Развитие науки, научно-технической и инновационной деятельности в Мурманской области на 2006-2008 гг.» (проект № 1.2.20.) Палеосейсмодеформации в кристаллических породах. В последнее время для оценки сейсмичности территорий все чаще, наряду с инструментальными данными по сейсмичности, привлекаются сведения и о древних землетрясениях. Следы сильных древних землетрясений – палеосейсмодеформации – изучают с помощью активно развивающегося в последнее десятилетие палеосейсмогеологического метода. Предпосылками для создания и развития этого метода послужили работы конца XIX – начала XX века выдающихся отечественных геологов К.И. Богдановича, И.В. Мушкетова, В.Н. Вебера, Д.И. Мушкетова, связанные с изучением нарушений рыхлых отложений и кристаллических пород, вызванных землетрясениями. В дальнейшем это направление было поддержано продолжателем и учеником Д.И. Мушкетова, профессором Московского университета Г.П. Горшковым, который среди других направлений сейсмотектоники уделил большое внимание и анализу поверхностных сейсмодеформаций. Однако сам палеосейсмогеологический метод был сформирован в начале 60-х годов ХХ века. Его основоположниками стали члены-корреспонденты иркутской школы сейсмотектонистов Н.А. Флоренсов и В.П. Солоненко [Солоненко, 1977]. Сущность палеосейсмогеологического метода заключается в выявлении и изучении следов сильных землетрясений прошлого по оставленным ими нарушениям и деформациям на выходах скального основания и в рыхлых отложениях. По площади распространения остаточных деформаций и длине отдельных сейсмогенных форм или зон определяется место и интенсивность землетрясений прошлого. С помощью указанного метода в северо-западной части Мурманской области обнаружены следы древних землетрясений [Николаева, 2001; Николаева 2006]. В рельефе они сохранились в виде различных нарушений кристаллических пород и четвертичных отложений. Среди изученных палеосейсмодеформаций выделяются: - сейсмотектонические – разломы различной кинематики (сбросовые уступы, сдвиги, грабены, расщелины и т.д.); - деформации встряхивания – блоковые смещения (преимущественно по вертикали) крупных объемов горных пород, столбы оседания, ниши в сочетании с выбитыми из них блоками; - сейсмогравитационные – обвалы, оползни, осыпи; - сейсмогидродинамические, образованные вследствие вибрационного разжижения и перераспределения рыхлых осадков [Никонов, 1995]. Все эти типы деформаций, как правило, встречаются на ограниченных по площади участках и не встречаются за их пределами. Один из таких участков локализован на севере региона – в районе Мурманска и его окрестностей (рис.2). Нарушения в кристаллических породах здесь представлены в основном уступами (или серией уступов), приуроченных к зонам новейших разломов, протягивающихся на расстояние более 10 км. Сбросовые уступы высотой от 3 – 5 до 25 м обладают характерными особенностями, отличающими их от подобных уступов на соседних территориях. Наряду со сглаженными бровками бортов на отдельных участках этих уступов наблюдаются нарушения поверхности склонов в виде отвесных стенок со свежими неровными поверхностями и со следами отрыва отдельных блоков массивной породы (рис.3 а). К бортам уступов приурочены пустые ниши и выдвинутые из них, или выбитые блоки пород (рис.3 б). Эти блоки совпадают по конфигурации с нишами и отодвинуты от последних на 0.5 – 2.5 м. Днища ниш горизонтальны. На поверхности самих уступов наблюдаются глыбы, оторванные от основного тела массива и сдвинутые в горизонтальном направлении таким образом, что образуют козырьки, нависающие над уступами. Обработанную ледником поверхность уступов нарушают свежие трещины. У основания уступов нередко наблюдаются столбы отседания, отчленившиеся от основного тела массива. Высота таких столбов достигает 10 – 15 м, а толщина от 1.5 до 4.5 м. Разрушение породы в исследуемых случаях происходит не как отчленение мелких обломков, что характерно для процессов морозного выветривания, а путем отделения целого крупного блока. Рис.2. Схема расположения изученных сейсмодеформаций и тектонических элементов в районе Мурманска и его окрестностей. 1 – разрывные нарушения, выделенные по геолого-геофизическим данным (а), по дешифрированию аэрофотоснимков (б); 2 – элементы залегания пород; 3 – 7 – палеосейсмодеформации (предполагаемые и установленные). Сейсмотектонические: 3 – разрывы со сдвиговой компонентой движения, 4 – сбросовые уступы (а), сейсмотектонические рвы и трещины (б). Сейсмогравитационные: 5 – обвалы обрушения скальных пород (а), оползни рыхлых отложений (б). Гравитационносейсмотектонические: 6 – столбы отседания, сбросо-обвалы и выколы. Деформации встряхивания: 7 – трещины, провалы, зоны трещиноватости и дробления пород. 8 – местоположение схода оползня, 8.9±150 – возраст по 14 С. Вдоль зон разломов развиты обвальные образования, протягивающиеся на расстояние первых километров. Обвалы имеют форму конуса, длинная ось которого превышает высоту уступа. Эти обвалы отличаются от обвалов гравитационного коллювия. Отброс глыб в них составляет 1.1 – 1.9 высоты уступа, тогда как в обвалах гравитационного коллювия эти значения не превышают 0.7 – 0.9 высоты уступа [Ломтадзе, 1977]. Для каждого из обвалов характерны валы выпирания в рыхлых отложениях, находящихся перед его фронтом – признак одновременного обрушения больших масс скальных пород. Еще одна отличительная особенность обвалов – глыбы в них одинаковы по степени выветрелости или зарастания лишайником, что может свидетельствовать об их одновременном образовании. В районе развития уступов встречаются оползни моренного материала. Восточнее города Мурманска такой оползень перегородил долину ручья, в результате чего образовалось озеро (рис. 4). Нарушения в кристаллических породах обладают явными сейсмогенными признаками, наиболее существенные из которых следующие. Деформации тяготеют к разломам с проявлениями послеледниковой (голоценовой) активизации движений, четко выраженными в рельефе. Они разрывают и смещают как кристаллические породы, так и рыхлые отложения, слагающие конуса выноса и моренные валы, а также элементы современного рельефа (сухие долины, склоны, возвышенности). К уступам и ущельям тяготеют обвалы, ниши обрушения, отброшенные и сдвинутые блоки пород, свидетельствующие о быстрых импульсных процессах рельефообразования. Одним из убедительных доводов в пользу отнесения палеосейсмодислокаций к сейсмогенным образованиям следует считать неоднократное проявление в пределах районов развития деформаций сильных исторических землетрясений [Мушкетов, Орлов, 1893]. Существенно отметить, что перечисленные формы рельефа и сопровождающие их образования, близки по морфологии к таковым в современных эпицентральных зонах катастрофических землетрясений с интенсивностью 9 – 10 баллов и, что особенно важно, они не встречаются вне сейсмогенных структур [Хромовских, 1965; Солоненко, 1977]. Рис.3. Сейсмотектонический уступ с глыбовым обвалом в основании (а), выколы: блоки пород, выброшенные из стенки уступа с образованием ниши (б). Рис. 4. Озеро, образовавшееся в результате перегораживания оползнем долины ручья. Палеосейсмодеформации в четвертичных отложениях. В последнее десятилетие широко развиваются исследования, направленные на изучение сейсмодеформационных структур и текстур в рыхлых отложениях (сейсмитов), являющихся важным источником информации о неотектонической активности территорий, а также месте и частоте проявления сильных землетрясений. Изучению морфологии и генезиса деформаций в рыхлых отложениях Кольского региона до настоящего времени не уделялось достаточного внимания, несмотря на то, что такие структуры неоднократно отмечались разными исследователями. Образование деформаций связывали исключительно с гляциотектоническими или криотурбационными процессами. И действительно, такого рода нарушения в четвертичных отложениях развиты достаточно широко, поскольку территория региона неоднократно подвергалась ледниковому воздействию. Однако нарушенное залегание рыхлых осадков возникало и за счет совершенно иных процессов: сильных сейсмических воздействий. Деформации в рыхлых осадках, вызванные землетрясениями в настоящее время известны не только в сейсмически активных районах, но и пределах территорий с умеренной сейсмичностью в Канаде, Фенноскандии, в том числе и на северо-западе России [Tuttle and all, 1990; Trotfen, Morner, 1997; Верзилин, Севастьянов, 2001; Никонов, Мийдел, 2003]. На северо-западе Мурманской области проводились специальные исследования, направленные на изучение различных типов деформаций в четвертичных отложениях, за исключением тех из них, которые были образованы ледниковым воздействием [Николаева, 2006]. Такие деформации обнаружены в разрезах рыхлых отложений, расположенных в карьерах и естественных обнажениях по берегам рек (рис.1). Они развиты во флювиогляциальных (главным образом в дистальных частях дельт), ледниково-морских, озерно-ледниковых и озерных отложениях, накапливавшихся на дне водоемов. Деформации представлены взбросовыми, надвиговыми, в меньшей степени сбросовыми нарушениями, сложными подводно-оползневыми и складчатыми деформациями, иногда конволютными структурами и находятся в разных по литологическому типу отложениях – от ленточных глин и тонких алевритов до разнозернистых песков. В исследованных разрезах очень часто деформированная толща залегает между осадками, обладающими ненарушенной первичной слоистостью. Нелитифицированное состояние и субпараллельное залегание отложений, подстилающих и перекрывающих деформированные пачки, позволяет предположить, что деформировались первоначально горизонтальные или слабо наклонные слои. Вышеперечисленные признаки исключают гляциотектоническое или криотурбационное происхождение наблюдаемых структур. Образование их можно отнести за счет подводного оползания осадков. Но широкое развитие подводно-оползневых деформаций, развитых на определенной площади (мы наблюдали такие структуры в районах рек Кола, Ура, и Сайда-Губы) может быть связано и с повышенной сейсмичностью, при условии их одновременного образования в период, когда осадки были неконсолидированы и водонасыщены. Однако в настоящее время отсутствуют данные о времени образования этих деформаций, что не позволяет достаточно уверенно судить об их генезисе. Наиболее детально изучен разрез рыхлых отложений с деформационными структурами, расположенный в зоне разрывного нарушения северо-восточного простирания, следующего вдоль долины реки Печенга (рис. 1). На правом берегу реки в уступе 25-ти метровой террасы под почвенно-растительным слоем, мощностью в 20 см вскрываются морские суглинки, подстилающиеся флювиогляциальными песчаноглинистыми осадками (рис. 5). В верхней части разреза наблюдаются раковины морских моллюсков, содержащихся в горизонте суглинков. По раковинам Pholas crispate L, были получены радиоуглеродные датировки 8770±45 лет (Tln-542) и 8505±60 (Tln-610) из нижней части горизонта суглинков, перемешанных с песком [Eastern Fennoscandia…, 1993]. Позднее по двум другим образцам раковин Pholas crispate L. и Mya truncata L. получен возраст по 14 С 8495±90 (Beta-58711) и 8530±90 (Beta-58712), определенный в Бета-аналитическом центре во Флориде, при использовании AMS технологий. С учетом поправки на возраст современного морского резервуара (440 лет) в согласии со стандартом, используемым для Норвежского побережья [Mangerud, Gulliksen, 1975] этот возраст составил 8055±90 (Beta-58711) и 8090±90 (Beta-58712). Под морскими суглинками залегают осадки дистальной части флювиогляциальной дельты, представленные мелкотонкозернистыми песками и глинистыми отложениями. Деформации на границе суглинков и песков представлены внедрениями и затеками суглинистого материала, перемешанного с песком и обломками раковин в подстилающий горизонт. Эти внедрения имеют лампообразную, овально-округлую, пальцеобразную и кармановидную форму. В отдельных случаях они оторваны от своего горизонта и образуют включения округлой или неправильной формы в подстилающей толще песков. Наиболее крупное из встреченных внедрений углублено в пески на 20 – 23 см, при ширине 5 –10 см. Песчаная толща, залегающая под горизонтом суглинков, захвачена деформациями на толщину 0.56 м. Деформации представлены прорывами песчаной массы вверх, складками, заворотами слойков, грибовидными формами. Максимальная высота складок составляет 10 –15 см при ширине 5 – 8 см. Рассмотрение характера деформаций показало, что в верхних частях толщи отмечаются провалы материала сверху, а в нижних – складки выжимания. Эти процессы можно рассматривать как показатель хода деформирования в виде первоначального растяжения (образования карманов и углублений) и последующего сжатия толщи (образования узких складок). Смена сжатия растяжением в таком случае может быть вызвана сейсмическими импульсами, следующими друг за другом. Рис. 5. Различные типы четвертичных отложений в долине реки Печенга (А) и разрез поздне-послеледниковых отложений (Б). (А):1 – краевые моренные напорные гряды, 2 – основная морена, 3 – флювиогляциальные дельты, 4 – ледниково-морские и морские отложения, 5 – кристаллические породы, 6 – местоположение разреза. (Б): 1 – глина, 2 – суглинки, 3 – алеврит, 4 – тонкое переслаивание глины и алеврита, глины и песка, 5 – песок мелкозернистый до тонкозернистого однородный (а), косослоистый (б), 6 – песок среднезернистый, 7 – песок крупнозернистый, 8 – галька, 9 – пески деформированные, 10 – границы размыва, 11 – раковины морских моллюсков,12 – место отбора проб на 14 С. Деформации возникли после отложения нижней части горизонта суглинков, где они смешаны с песком и имеют деформированную границу, то есть в период 8.1 – 8.5 тыс. лет т.н. по 14 С. В это время, вероятно, и произошло сейсмическое событие. Этот период соответствует бореальной климатической фазе, потеплению климата, что исключает воздействие ледника или криогенных процессов на образование деформаций. Отсутствие какой-либо наклонной поверхности и характер самих деформаций свидетельствует против возможности их возникновения в результате подводно-оползневых процессов. Таким образом, анализ деформационных структур показывает, что они возникли, скорее всего в результате проявления сильного сейсмического импульса. Наблюдаемые деформации относятся к одному временному событию, поскольку мы не обнаружили разделяющие их ровные и протяженные горизонты, которые могли бы маркировать разные по времени фазы деформаций. Кроме того, нет и следов постепенного заполнения самих углублений (карманов, затеков). Ряд геологических, тектонических и палеогеографических критериев определенно указывает на генетическую связь деформаций, обнаруженных в долине реки Печенга с сейсмическими событиями. Основные их них следующие: -высокий потенциал изученных отложений к явлениям гидропластичности, разжижения и флюидизации; -смена сжатия растяжением; - морфологическое подобие исследуемых структур аналогичным, генетическая связь которых с сейсмическими событиями доказана [Деев и др., 2005; Поволоцкая и др., 2006]; -исключение возможности образования деформаций вследствие гравитационного течения; -местонахождение исследуемых деформаций в Мурманской сейсмогенной зоне; -приуроченность разрезов с деформационными структурами к зонам разломов, ограничивающих блоки земной коры, активных на протяжении кайнозоя. Еще одно сейсмическое событие произошло в окрестностях Мурманска (рис. 2). Здесь обнаружены следы землетрясения, произошедшего ранее 8950±150 (ТА-2293) по 14 С лет до н. в. [Yevzerov, Nikolaeva, 1995]. Приведенный возраст характеризует начальный этап накопления органики в озере, образовавшемся во время землетрясения в результате перегораживания оползнем долины небольшого ручья. Разрезы с деформационными структурами сейсмогенного происхождения, как правило, приурочены к разрывным нарушениям северо-восточного и субмеридионального простирания (долины рек Ура, Кола, Сайда-губа, Печенга) (рис. 1). Аналогичная связь оползней и других типов деформаций в рыхлых отложениях с сейсмогенными разломами известна и в Скандинавии. Так, в северной Финляндии произошло образование ряда крупных оползней, которые связывают с постледниковыми сейсмическими событиями магнитудой более 7. Время образования оползней, определенное по остаткам древесины по 14 С, составляет около 8.7 тыс. л.н. [Sutinen, 2005]. В северной Швеции большие оползни и явления ликвефакции осадков маркируют сейсмогенные разломы, возраст обновления которых около 9000 тыс. лет [Gregersen, 2002]. Возрастные оценки упомянутых сейсмических событий коррелируются с возрастом древнего землетрясения, которое произошло в районе Мурманска. Возраст древних землетрясений указывает на начало голоцена, ознаменовавшегося повышенной сейсмической активностью. Оценка параметров сейсмодеформаций, развитых в кристаллических породах (протяженность сейсмогенерирующей зоны, длина отдельного разрыва), а также характер обнаруженных форм указывают на высокую интенсивность древних землетрясений. Сопоставление образования различных групп палеосейсмодеформаций в зависимости от интенсивности сотрясений показало, что нижний порог интенсивности, при котором возникают сейсмогравитационные и гравитационно-сейсмотектонические деформации, составляет 5 – 6 баллов, деформации встряхивания – не менее 6 – 7 баллов, а сейсмотектонические - при 7 – 8 баллах по шкале MSK-64 [Никонов, 1995]. По шкале интенсивности, установленной В.П. Солоненко для палеосейсмодислокаций [Солоненко, 1977], обнаруженные формы образуются при 8 – 9-ти балльных сотрясениях. Сбросовые уступы, развитые в исследуемом районе характеризуются значительной высотой и крутизной, неоднократным проявлением в них импульсных движений. Следует отметить и высокую механическую прочность кристаллических пород, подвергшихся нарушениям. Учитывая эти особенности, а также размеры и морфологию деформаций, сопоставимость их с аналогичными образованиями в районах с высокой сейсмичностью, можно предполагать, что отдельные формы рельефа начали формироваться при сотрясениях интенсивностью 8 и более баллов по шкале MSK-64, что может соответствовать значениям магнитуд 6 – 7 [Владимиров, 1988]. Определение магнитуды древних землетрясений для Кольского региона на данном этапе исследований весьма затруднительно. Это связано с тем, что отсутствуют региональные соотношения, выведенные по наблюдениям над современными землетрясениями Балтийского щита. Как показал опыт, использование эмпирических формул, отражающих связь морфометрических параметров сейсмодеформаций с интенсивностью землетрясений, рассчитанных для одних регионов, в других приводит к существенным ошибкам. Определенные трудности оценки магнитуды палеоземлетрясений Кольского региона связаны и с отсутствием сейсмостатистических данных и относительно большим возрастом палеосейсмодеформаций. Современные и исторические землетрясения Современные землетрясения Кольского полуострова в силу своей недостаточной интенсивности не оставили следов проявления в рельефе. Исключение составляет упоминание Г.Д. Панасенко о возникновении трещин в кристаллических породах, образовавшихся при землетрясении 1917 года, эпицентр которого располагался недалеко от поселка Териберка (Мурманское побережье) [Панасенко, 1969]. За период инструментальных наблюдений на северо-западе Мурманской области имели место землетрясения с интенсивностью 3 – 4 балла, на отдельных участках – до 5 баллов. Наиболее ощутимыми из современных землетрясений стали сейсмические события 1968 и 1990 годов. На рис. 6 показаны эпицентры землетрясений за период, включающий "исторические" землетрясения, нанесенные на карту по данным макросейсмических сведений из различных источников, а также инструментальные данные за период наблюдений с 1956 по 2006 г.г. Отдельно отмечены эпицентры землетрясений по данным цифровой регистрации. Из приведенного материала видно, что интенсивность инструментально регистрируемых землетрясений невысока. Анализ современной сейсмичности за 1992 – 2006 годы показал, что из года в год количество землетрясений в регионе остается практически постоянным, а сейсмичность территории за указанный период может быть оценена как незначительная [Виноградов и др., 2006]. Сведения, содержащиеся в архивных документах и летописях, свидетельствуют о следах землетрясений, более высокой интенсивности, которые происходили на Кольском полуострове, начиная с 17 века. За исторически обозримый отрезок времени на северозападе Мурманской области наиболее сильными были сейсмические события 1758, 1772, 1819 и 1873 годов. Чаще всего в летописных изданиях упоминается поселок Кола. Сведения об исторических землетрясениях, в том числе и об относительно сильных можно считать далеко не полными как в отношении самого возникновения и числа событий, так и их макросейсмических характеристик. Однако, несмотря на отрывочность сведений о них, приближенные оценки магнитуд и положения эпицентров показывают, что некоторые из них носили разрушительный характер [Мушкетов, Орлов, 1893; Панасенко, 1969]. Рис.6. Распределение эпицентров землетрясений в северо-западной части Кольского региона и прилегающей части шельфа (по данным сейсмических наблюдений Кольского регионального сейсмологического центра ГФ РАН и историческим сведениям). Красные точки – землетрясения силой до 7,5 баллов (магнитуды от 3.5 до 4.6 –5), отмеченные в исторических хрониках; синие точки – слабые толчки с магнитудой 1.8 – 2.5, зафиксированные высокоточной цифровой сейсмической аппаратурой в период 1993 – 2004 г.г.; зеленые точки – слабые события и землетрясения с магнитудой до 4.5, зафиксированные аналоговой аппаратурой в 1960 – 1992 г.г. (ошибка локации более 10 км). На основе сопоставления данных о территориальном распределении эпицентров землетрясений с геолого-геоморфологическими признаками было выделено 8 сейсмогенных зон [Панасенко, 1969]. В последние годы географические контуры и оценки активности зон и узлов были существенно уточнены по итогам анализа базы данных, накопленных во второй половине ХХ века (рис. 7) [Виноградов и др., 2006]. Рис. 7. Схема главных сейсмогенных зон Кольского региона (по данным цифрового мониторинга 1992 – 2004 г.г.) 1 – Мурманская (пассивная на данном отрезке времени); 2 – Кандалакшская; 3 – Хибинско-Ловозерская; 4 – Куусамо-Порьегубская; 5 – Кандалакшско-Варангерская [Виноградов и др., 2006]. Анализ палеосейсмичности Кольского региона указывает на активность этих же сейсмогенных зон в более ранние геологические временные отрезки [Николаева, Евзеров, 2000]. На всех схемах отчетливо проявляется линейно-узловая структура сейсмичности, особенно ярко выражено сгущение плотности событий в субширотных зонах, и повышение активности в отдельные временные периоды в субмеридиональных и северовосточных сейсмогенных зонах. Исследованная территория входит в состав Мурманской сейсмогенной зоны, характеризующейся неравномерным выделением сейсмической энергии в различные временные интервалы геологической истории. На основе дешифрирования крупномасштабных аэрофотоснимков и с учетом результатов полевых наблюдений была составлена уточненная схема плотностей остаточных деформаций в северо-западной части Кольского региона. На рис. 8 показаны области концентрации сейсмодеформаций, которые отражают наиболее нарушенные блоки земной поверхности и местоположение эпицентральных областей древних землетрясений. Рис.8. Схема размещения палеосейсмодеформаций и зоны вероятных очагов землетрясений на северо-западе Кольского региона. Плотности остаточных деформаций в количествах, приходящихся на единицу площади (15 х15 км): 1 – 0 - 2; 2 – 2 - 4; 3 – 4 - 6; 4 – 6 - 8 (а), >8 (б). 5 – 7 – разрывные нарушения: 5 – сдвиги, 6 – надвиги (а), взбросы и сбросы (б), 7 – осевые зоны рифейских палеорифтов. 8 – возраст палеосейсмических событий по 14 С, 9 – зоны вероятных очагов землетрясений. Совокупный анализ древнего структурного плана региона и распространения областей концентрации палеосейсмодеформаций свидетельствует, что последние тяготеют к крупным тектоническим зонам северо-западного простирания (зонам сочленения геоблоков и зонам, ограничивающим Кольский полуостров с севера и юга), а также к узлам пересечения разломов, в основном, северо-западного и северо-восточного простираний. В северо-западной части Кольского региона к сейсмически активным зонам относятся обновленные в новейшее время разломы древнего заложения разных рангов. Основным является северный разлом Карпинского северо-западного простирания, а подчиненными – Печенгский разлом северо-восточного простирания и система субмеридиональных сдвигов района Кольского фиорда, где возможны проявления землетрясений интенсивностью в 8 и более баллов по шкале MSK-64. Связь сейсмотектоники с дегляциацией территории Конец новейшего этапа развития Кольского региона ознаменовался исчезновением последнего валдайского ледникового покрова и последующим за ним гляциоизостатическим поднятием территории на протяжении конца позднего плейстоцена - голоцена [Евзеров и др., 2002]. В периоды покровных оледенений по мере увеличения ледяной нагрузки происходило прогибание земной коры. Оно сменялось поднятием при стаивании ледниковых покровов. Напряжения, появляющиеся в земной коре в ходе гляциоизостатического поднятия, могли приводить к возникновению землетрясений. На наш взгляд одной из причин повышенной сейсмичности Кольского региона на рубеже позднего плейстоцена-голоцена являются последствия деградации поздневалдайского оледенения. Эпицентральные области палеоземлетрясений располагаются в основном в пределах площадей распространения активного льда в периоды среднего и позднего дриаса [Евзеров, Николаева, 2003]. Наибольшие напряжения в земной коре должны были возникнуть именно на этих площадях вследствие наибольшего градиента поверхности льда в среднем дриасе и наиболее быстрой дегляциации площади, занимаемой ледником в позднем дриасе. Гляциоизостатическое поднятие имело куполообразную форму, причем западная часть Кольского полуострова поднималась интенсивнее восточной (рис. 9). Рис.9 . Схема изобаз для раннего голоцена (~ 9000 14 С ) по материалам В.Я. Евзерова, В.В. Кольки, Я.Й. Мёллера и Д.Д. Корнера. Цифрами обозначены районы работ: 1 – долина реки Паз, 2 – г. Полярный, 3 - пос. Дальние Зеленцы, 4 – пос. Умба, 5 – пос. Лесозаводский, 6 – пос. Чупа. Такая тенденция сохранялась на протяжении конца позднего плейстоцена-голоцена. Вместе с тем скорость поднятия повсеместно убывала во времени. Установлено, что характер поднятия не изменился вплоть до настоящего времени. Поэтому вполне вероятно, что гляциоизостазия проявляется и до сих пор. В пользу сделанного предположения свидетельствуют материалы по современным вертикальным движениям на Карельском перешейке [Энман, 2006], геологические материалы по Кольскому региону и теоретические расчеты [Никонов, 1967; Глазнев, Раевский, 1962]. Следует отметить, что, вероятно, не только гляциоизостазия ответственна за землетрясения Кольского региона, поскольку на фоне гляциоизостатического поднятия имеют место и опускания и аномальные поднятия отдельных участков. К их числу, например, относится долина р. Печенги, в которой развиты отложения трансгрессии тапес, тогда как они отсутствуют в долинах, расположенных восточнее на территориях с меньшими амплитудами поднятия в голоцене. Несомненно, поднимается южное побережье Кандалакшского залива Белого моря, что, возможно, является одной из причин проявления единичных сильных землетрясений в этом регионе. Основные выводы 1. Путем детального исследования строения известных разрезов четвертичных отложений впервые в северной части Балтийского щита установлены деформации сейсмогенного происхождения в рыхлых четвертичных отложениях (сейсмиты). Произведена оценка значимости этих деформаций как индикаторов палеосейсмичности. Выработаны критерии выделения палеосейсмогенных структур. 2. Методом радиоуглеродного датирования определен возраст отдельных древних землетрясений. Установлено, что сильное сейсмическое событие произошло в районе поселка Печенга в период 8.1 – 8.5 тыс. лет тому назад. Еще одно сейсмическое событие имело место в окрестностях города Мурманска около 9 тыс. лет тому назад. Эти данные согласуются с материалами, полученными на территории Швеции и Финляндии, где древние землетрясения тоже имели место в начале голоцена, ознаменовавшегося повышенной сейсмической активностью. 3. Обобщены данные по палеосейсмодислокациям в кристаллических породах. Установлено, что в северной части Балтийского щита имеют место различные группы палеосейсмодеформаций: сейсмотектонические, сейсмогравитационные, сейсмогидродинамические и деформации встряхивания. 4. Землетрясения интенсивностью в 8 баллов по шкале MSK-64 возможны в пределах сейсмоактивных зон: северного разлома Карпинского северо-западного простирания, Печенгского разлома северо-восточного простирания и вдоль системы субмеридиональных сдвигов Кольского фиорда. 5. Установлено, что эпицентры современных и древних землетрясений располагаются главным образом на площади, занимавшейся ледником в последние стадии деградации, что обусловлено, вероятно, наибольшим градиентом поверхности ледника в предпоследнюю стадию и наиболее быстрым снятием ледниковой нагрузки в последнюю стадию. Изложенные выше данные дают основание считать, что главной причиной сейсмичности региона являются напряжения, возникающие в результате его гляциоизостатического поднятия. Вместе с тем, на фоне гляциоизостатического поднятия имеют место опускания и поднятия отдельных участков. Работа выполнена при поддержке РФФИ, грант “р-север-а” №07-05-96906 Литература Верзилин Н.Н., Севастьянов Д.В. Следы глоценовых землетрясений в Приладожье // ДАН, сер. география, 2001. Т. 381. № 2. С. 255 - 258. Виноградов А.Н., Баранов С.В., Виноградов Ю.А., Асминг В.Э. Сейсмогенные зоны северной части Балтийского щита // Активные геологические и геофизические процессы в литосфере. Методы, средства и результаты изучения. Материалы XII международной конференции 18 – 23 сентября 2006 г. Воронеж: Изд. ВГУ.2006. Т. 1. С. 115-20. Владимиров В. Г. Общее сейсмическое районирование Восточно-Европейской платформы. М.: Гидропроект, 1988. Вып.130. С. 31- 41. Глазнев В.Н., Раевский А.Б. Геодинамические аспекты плотностной модели земной коры северо-востока Балтийского щита // Геофизические и геодинамические исследования на северо-востоке Балтийского щита. Апатиты. Изд.: КФАН СССР, 1962. С. 75 - 83. Деев Е.В., Гибшер Л.А., Чигвинцева Л.А. и др. Микросейсмодислокации (сейсмиты) в плейстоценовых осадках Горного Алтая // ДАН, 2005. Т. 403. № 1. С.71 - 74. Евзеров В.Я., Колька В.В., Корсакова О.П., Николаева С.Б. Новейшая геодинамика, рыхлый покров и приуроченные к нему месторождения кластогенных полезных ископаемых северо-восточной части Балтийского щита // Геология и полезные ископаемые Кольского полуострова. Апатиты: Изд. МУП «Полиграф». 2002. Т. 1. С. 126 - 138. Евзеров В.Я., Николаева С.Б. Сейсмотектонические последствия развития покровных оледенений четвертичного периода в Кольском регионе // Геоморфология. № 2. 2003. С. 61 - 64. Козлов М.Т. Разрывная тектоника северо-восточной части Балтийского щита. Л.: Наука, 1979. 140 с. Ломтадзе В.Д. Инженерная геология. Инженерная геодинамика. Л:Недра, 1977. С. 340 –354. Лукашов А.Д. Геодинамика новейшего времени // Глубинное строение и сейсмичность Карельского региона и его обрамления. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 2004. С. 150 – 191. Мушкетов И. В., Орлов А. П. Каталог землетрясений Российской империи // Зап. Русск. Геогр. об-ва. Санкт-Петербург: Типография Императорской АН, 1893. Т. 26. 582 с. Николаева С.Б., Евзеров В.Я. Сейсмоопасные зоны Кольского полуострова (экологические аспекты) // Перспективные информационные технологии и проблемы управления рисками на пороге нового тысячелетия. Материалы докладов. СанктПетербург. 2000. Т. 1, часть 2. С. 568 - 571. Николаева С.Б. Палеосейсмические проявления в северо-восточной части Балтийского щита и их геолого-тектоническая позиция // Геоморфология. 2001. № 4. С. 66 – 74. Николаева С.Б. Сейсмогенные деформации в отложениях раннеголоценовой террасы реки Печенга (Кольский полуостров) // ДАН. 2006. Т.406. № 1. С. 4 – 7. Никонов А.А. О древнейших долинах северо-восточной части Балтийского щита // ДАН СССР. 1967. Т. 177. № 5. С. 1155 – 1158. Никонов А.А. Палеосейсмологический подход при сейсмическом районировании и оценке сейсмической опасности // Сейсмичность и сейсмическое районирование Северной Евразии. М. 1995. Вып. 2-3. С. 46 – 62. Никонов А.А. Фенноскандия - недооцененная сейсмогенерирующая провинция // Геофизика XXI столетия, 2002 год. Сб. тр. IV геофиз. чтений им. В.В. Федынского. М.: Научный мир. 2003. С. 207 – 214. Никонов А.А., Мийдел А.М. Обнаружение сейсмогенных деформаций в послеледниковых отложениях на южном побережье Финского залива // ДАН. 2003. Т. 390. № 6. С. 799 - 804. Панасенко Г.Д. Сейсмические особенности северо-востока Балтийского щита. Л: Наука, 1969. 184 с. Поволоцкая И.Э., Корженков А.М., Мамыров Э.М. Следы сильных землетрясений в озерных осадках Кок-Мойнокской впадины (северный Тянь-Шань) // Геология и геофизика. 2006. Т.47. № 9. С. 1024 – 1035. Сейсмологические исследования на территории Европейского севера России и прилегающих районов Арктики. Апатиты: Изд. КНЦ РАН. 1996. 44 с. Солоненко В. П. Сейсмогенные деформации и палеосейсмогеологический метод // Сейсмическое районирование Восточной Сибири и его геолого-геофизичиские основы. Новосибирск: Наука, 1977. С. 83 – 131. Энман С.В. Современные вертикальные движения земной поверхности на Карельском перешейке и близлежащих территориях. Бюллетень московского общества испытателей природы. Отдел геологический. 2006. Т. 81. Вып.6. С. 23 – 32. Хромовских В.С. Сейсмология Южного Прибайкалья. М.: Наука, 1965. 121 с. Eastern Fennoscandia Younger Dryas end moraines and deglaciation (Field conference Kola peninsula). Editor V. Yevzerov. Apatity: Kola Science Centre, Russian Academy of Sciences. 1993. 66 p. Gregersen S. Earthquakes and change of stress since the age in Scandinavia. Bulletin of the Geological Society of Denmark. 2002. V.49. P. 73 – 78. Mangerud J., Gulliksen S. Apparent radiocarbon ages of recent marine shells from Norway, Spitsbergen and Arctic Canada. Quaternary Research. 1975. V.5. P. 263 – 273. Sutinen R. Timing of early Holocene landslides in Kittilä, Finnish Lapland. In: Antti E.K. Ojala (Ed.). Quaternary studies in the northern and Arctic regions of Finland. Geological Survey of Finland. Special Paper . 2005. V. 40. P. 53 – 58. Tuttle, M., Law, K.T., Seeber, L., Jacob, K. Liquefaction and ground failure induced by the 1988 Saguenay Quebec, earthquake // Canadian Geotechical Journal. 1990. V.27. P. 580 – 589. Trotfen, P.-E., Morner, N.-A. Varved clay chronology as a means of recording palaeoseismic events in southernSweden // Journal of Geodynamics. 1997. V .24. P. 249 – 258. Yevzerov V. Ya., Nikolaeva S.B. Cenozoic // Geology of the Kola Peninsula (Baltic shield). Apatity: Kola Science Centre, Russian Academy of Sciences. 1995. P. 107 – 115.
