авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:   || 2 | 3 |
-- [ Страница 1 ] --

Федеральное государственное бюджетное учреждение наук

и

Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта Российской

академии наук

На правах рукописи

Родина Светлана Николаевна

КОМПЛЕКСНЫЙ АНАЛИЗ СЕЙСМОЛОГИЧЕСКИХ И

СЕЙСМОТЕКТОНИЧЕСКИХ ДАННЫХ ДЛЯ ОЦЕНКИ

СЕЙСМИЧЕСКОЙ ОПАСНОСТИ И ПРОГНОЗА

ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ

Специальность 25.00.03 – «Геотектоника и геодинамика»

Диссертация на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Научный руководитель:

доктор геолого-минералогических наук, профессор Рогожин Евгений Александрович Москва 2013 2 ОГЛАВЛЕНИЕ ВВЕДЕНИЕ...................................................................................................................... ГЛАВА 1 СЕЙСМИЧЕСКИЙ РЕЖИМ КАК ОСНОВА ДЛЯ СЕЙСМИЧЕСКОГО ПРОГНОЗИРОВАНИЯ................................................................................................. ВВОДНЫЕ ПОНЯТИЯ............................................................................................ 1. 1.1.1 График повторяемости.................................................................................. 1.1.2 Палеосейсмологический метод.................................................................... 1.1.3 Сейсмическая активность............................................................................. 1.1.3 Определение максимально возможных землетрясений............................ 1.2 СЕВЕРНЫЙ САХАЛИН............................................................................................. 1.2.1 Основные черты геологического строения и сейсмотектоника региона. 1.2.2 Оценка сейсмической опасности.................................................................. 1.2.3 Строение очаговой области Нефтегорского землетрясения..................... 1.2.4 Палеосейсмологические исследования....................................................... 1.2.5 Сейсмический режим северного Сахалина................................................. 1.2.5.1 График повторяемости............................................................................ 1.2.5.2 Сейсмическая активность....................................................................... 1.2.5.3 Распределение гипоцентров по глубинам............................................. 1.2.5.4 Определение максимально возможных землетрясений...................... 1.3 МОНГОЛЬСКИЙ АЛТАЙ........................................................................................... 1.3.1 Основные черты геологического строения и сейсмотектоника региона. 1.3.2 Оценка сейсмической опасности.................................................................. 1.3.3 Строение очаговой области Алтайского землетрясения.



.......................... 1.3.4.1 Сейсмический режим Горного Алтая....................................................... 1.3.4.2 Сейсмический режим с учетом данных об Алтайском землетрясении 2003г...................................................................................................................... 1.3.4.3 Сейсмотектонические и палеосейсмогеологические исследования на западном склоне Монгольского Алтая................................................................. 1.3.5.1 График повторяемости............................................................................ 1.3.5.2 Сейсмическая активность....................................................................... 1.3.5.3 Распределение гипоцентров по глубинам............................................. 1.3.5.4 Определение максимально возможных землетрясений...................... 1.4 КОРЯКСКОЕ НАГОРЬЕ.............................................................................................. 1.4.1 Основные черты геологического строения и сейсмотектоника региона. 1.4.2 Сейсмическая история и оценка сейсмической опасности....................... 1.4.3 Строение очаговой области Олюторского землетрясения........................ 1.4.4 Палеосейсмологические исследования....................................................... 1.4.5 Сейсмический режим..................................................................................... 4.5.1 График повторяемости............................................................................... 1.4.5.2 Сейсмическая активность....................................................................... 1.4.5.3 Распределение гипоцентров по глубинам............................................. 1.5 ВЫВОДЫ................................................................................................................. ГЛАВА 2 ВЗАИМОСВЯЗЬ КОРОВЫХ И ГЛУБОКОФОКУСНЫХ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ....................................................................................................... 2.1 ИСТОРИЯ ВОПРОСА................................................................................................. 2.2 КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА СЕЙСМОТЕКТОНИКИ РЕГИОНА.................................. 2.3 РАЗВИТИЕ МЕТОДА К.МОГИ................................................................................... 2.4 МОДИФИЦИРОВАННЫЙ МЕТОД К.МОГИ................................................................ 2.5 ВЫВОДЫ................................................................................................................. ГЛАВА 3 ВРЕМЕННЫЕ И ЭНЕРГЕТИЧЕСКИЕ ПАРАМЕТРЫ АФТЕРШОКОВОГО ПРОЦЕССА ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ КУРИЛО КАМЧАТСКОГО РЕГИОНА....................................................................................... ОБЗОР ИСТОРИИ ИЗУЧЕНИЯ АФТЕРШОКОВЫХ ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНОСТЕЙ............ 1. АНАЛИЗ ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫХ ДАННЫХ.......................................................... 1. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ............................................................................. 1. ВЫВОДЫ............................................................................................................ 1. ЗАКЛЮЧЕНИЕ........................................................................................................... ЛИТЕРАТУРА............................................................................................................. Введение Актуальность работы. Изучение опасных природных явлений остается одной из сложнейших и востребованных научных задач. Землетрясения относятся к числу наиболее опасных природных катастроф, часто влекущих за собой многочисленные человеческие жертвы, разрушение зданий и сооружений вследствие колебаний и огромные экономические потери. Цунами, оползни и наводнения также часто являются их следствием.





Оценка сейсмической опасности и сейсмический прогноз являются приоритетными научными задачами в области наук о Земле. В настоящее время накоплен огромный опыт по изучению геодинамических обстановок Северной Евразии, которые характеризуются различными специфическими очаговыми зонами. К тому же накоплены теоретические и эмпирические материалы по развитию сейсмического процесса в очаговой области, которые сопровождаются различными предвестниками. На базе этого становится возможным мониторинг созревания потенциальных сейсмоопасных зон. Таким образом, комплексный подход имеет огромные перспективы для решения проблемы прогнозирования землетрясений [Потенциальные…, 2011].

Е.А. Рогожиным, В.Н. Страховым, С.Л. Юнгой, А.И. Захаровой и А.И.

Лутиковым в конце прошлого века была предложена комплексная методология прогноза, которая включает в себя совместную и последовательную интерпретацию различных предвестников на разных этапах созревания сейсмического очага. Эта методика была опробована на активной континентальной окраине западной части Тихого океана [Рогожин и др., 1999б, 2001, 2003].

Комплексный подход можно разделить на несколько ключевых этапов:

1. Детальное сейсмотектоническое районирование на основе внерегионального анализа с использованием комплекса геолого геофизических и сейсмологических данных, которое позволяет картировать потенциальные сейсмические очаги, а также оценить максимальную прогнозируемую магнитуду землетрясений региона.

2. Мониторинг долгосрочных сейсмологических предвестников (длительностью 10-12 лет), который включает в себя наблюдение за удаленными глубокофокусными землетрясениями (форшоками в широком смысле) с целью оконтуривания области ожидаемого сильного корового землетрясения в пространстве и временных рамках.

3. Мониторинг среднесрочных предвестников (длительностью 3-5 лет), включающий в себя наблюдение и анализ изменений характеристик сейсмического режима потенциальных опасных зон, выделенных на втором этапе.

4. Мониторинг краткосрочных предвестников (длительностью 1 год месяцы), который заключается в выявлении сейсмологических, электромагнитных, электрических и гидрогеологических предвестников в режиме близком к реальному времени с целью выявления места и времени будущего землетрясения.

Особое место занимает прогнозирование времени и магнитуды сильных повторных толчков в эпицентральных зонах произошедших катастрофических землетрясений.

Цель и задачи работы. Целью работы является изучение проявления сейсмической активности на различных этапах развития сейсмического процесса в некоторых регионах.

В рамках исследования были поставлены следующие задачи:

уточнить параметры долговременного сейсмического режима некоторых территорий с использованием палеосейсмогеологических данных;

исследовать закономерностей проявления глубоких удаленных землетрясений, как предвестников сильных коровых событий Курило Камчатской дуги;

изучить временные и энергетические параметры афтершокового процесса умеренных и сильных землетрясений Курило-Камчатского региона.

Научная новизна. На основе инструментальных и исторических данных далеко не всегда удается получить представление о максимально возможной магнитуде землетрясений отдельного региона. В таких случаях привлечение палеосейсмогеологических данных просто необходимо для уточнения сейсмической опасности. Изучение разломов в траншеях широко распространено в мире, но для оценки сейсмической опасности территории результаты этих работ напрямую не используются [Annals…, 2001]. Е.А. Рогожиным и А.И. Захаровой было предложено применять такого рода данные для восстановления долговременного сейсмического режима [Захарова, Рогожин 2004б, 2005а;

Рогожин и др. 2006]. Обобщение сейсмологического и палеосейсмогеологического материала позволило впервые оценить сейсмический режим на протяжении всего голоцена территорий северного Сахалина, Монгольского Алтая и Корякского нагорья. Полученные материалы внесли существенный вклад в представление о сейсмической опасности рассматриваемых регионов.

Исследования глубокофокусных землетрясений Охотского моря показали, что на базе мониторинга количественной характеристики плотности пересечения проекций осей сжатия глубокофокусных землетрясений представляется возможным оконтурить потенциально опасные зоны готовящихся сильных коровых землетрясений Курило-Камчатского региона с предварительной оценкой магнитуды будущего события.

Впервые выявлена корреляционная связь между параметрами афтершокового процесса (его продолжительностью во времени, высвободившегося суммарного скалярного сейсмического момента всей афтершоковой последовательности) и магнитудой сильных и умеренно сильных землетрясений Курило-Камчатского региона. В теоретическом плане получена строгая оценка суммарного скалярного сейсмического момента афтершоков, которая связана с магнитудой сильнейшего афтершока и параметрами графика повторяемости, построенного по всей последовательности.

Защищаемые положения:

1. Сейсмический режим северного Сахалина, Монгольского Алтая и Корякского нагорья на голоценовом этапе геологической истории оставался практически неизменным, о чем свидетельствует прямолинейность графиков повторяемости землетрясений в каждом из регионов.

2. Мониторинг параметра плотности пересечения проекций осей сжатия глубокофокусных землетрясений позволяет оконтурить потенциально опасные зоны готовящихся сильных коровых землетрясений Курило Камчатской дуги и прогнозировать магнитуду будущего события.

3. Установленная корреляционная связь между параметрами афтершокового процесса (его продолжительностью во времени, высвободившегося суммарного скалярного сейсмического момента) и магнитудой сильных и умеренно сильных землетрясений является типичной для сейсмичности Курило-Камчатского региона.

Практическая значимость. Проведенные исследования связаны с изучением закономерностей появления землетрясений в пространстве и во времени для некоторых регионов.

Параметры сейсмического режима чрезвычайно важны для понимания активности региона и построения карт сейсмического районирования. В связи с этим, обобщение материалов, анализ и расчёты характеристик режима, а также выявление максимально возможной магнитуды землетрясений является важной задачей для оценки реальной сейсмической опасности различных территорий.

Методика анализа глубокофокусных землетрясений позволяет оконтуривать потенциальные области готовящихся землетрясений, оценивать степень созревания очагов, а также магнитуду готовящегося событий. Данный подход был использован при долгосрочном и среднесрочном прогнозе землетрясений Курило Камчатской дуги. На базе этого метода были сделан успешный долгосрочный прогноз землетрясений Кроноцкого [Захарова, Рогожин, 1999], Симуширских [Захарова, Рогожин, 2006] и Тохоку [Захарова, Рогожин, 2005б]. Развитие и применение результатов данной методики в комплексе с другими предвестниками обеспечивает повышение достоверности и обоснованности научных прогнозов.

Полученные корреляционные зависимости между параметрами афтершокового процесса и магнитудой сильных землетрясений применяются при мониторинге хода афтершокового процесса крупнейших землетрясений в Курило Камчатском регионе и прогнозировании их сильных повторных толчков.

Информация такого рода важна для служб МЧС России при проведении поисково-спасательных работ и операций по ликвидации последствий землетрясений.

Материалы диссертации использованы в работе по проектам Программы фундаментальных исследований президиума РАН № 4, по грантам РФФИ (№№ 11-05-00205, 11-05-92202, 13-05-91168, 11-05-02108) и по мероприятиям № 29 и № 31 федеральной целевой программы “Снижение рисков и смягчение последствий чрезвычайных ситуаций природного и техногенного характера в Российской Федерации до 2015 года”.

Апробация работы. Основные положения диссертационной работы и ее отдельные части были представлены в виде докладов на конференциях и совещаниях: Шестая международная сейсмологическая школа «Современные методы обработки и интерпретации сейсмологических данных» (г. Апатиты, 2011);

Исследования землетрясений в Восточной Азии: землетрясения, цунами и вулканы в северо-восточной Азии: международное сотрудничество, прогноз, подготовка и ранее предупреждение (г. Пекин, Китай, 2011);

Проблемы сейсмотектоники XVII Всероссийская конференция с международным участием (г. Москва, 2011);

Научная конференция молодых учёных и аспирантов Института Физики Земли РАН (г. Москва, 2012);

Современная геодинамика Центральной Азии и опасные природные процессы: результаты исследований на количественной основе (г. Иркутск, 2012);

Международная конференция «Геофизика – сотрудничество и устойчивое развитие» (г. Ханой, Вьетнам, 2012);

Научная конференция молодых ученых и аспирантов Института Физики Земли РАН (г. Москва, 2013);

Генеральная Ассамблея Международной ассоциации по сейсмологии и физике земных недр (г. Гетеборг, Швеция, 2013) Публикации. По теме диссертации опубликовано 11 работ, из них 5 в журналах, рекомендованных ВАК.

Личный вклад автора. На основании составленных автором сводных каталогов землетрясений территорий северного Сахалина, Монгольского Алтая, северной Камчатки и собранных результатов палеосейсмогеологических исследований разных авторов, выполнено обобщение и расчет характеристик сейсмического режима.

В ходе работы самостоятельно были составлены каталоги сильных землетрясений Курило-Камчатской дуги и их афтершоковых последовательностей по выбранным критериям, на базе которых определены временные и энергетические параметры процесса, установлены взаимосвязи.

Автором подготовлены каталоги для работы с глубокофокусными землетрясениями. Разработан и протестирован программный комплекс, с помощью которого проанализирована взаимосвязь глубокой и коровой сейсмичности Курило-Камчатской дуги и задугового бассейна.

Структура и объем диссертации. Диссертационная работа состоит из введения, 3 глав и заключения. Общий объем диссертации составляет страниц, 56 рисунка, 17 таблиц. Список литературы включает 144 наименований.

Благодарности. Автор искренне благодарит за сотрудничество, помощь и ценные советы сотрудников ИФЗ РАН: А.И. Лутикова, Г.Ю. Донцову, М.С.

Кучая, С.Л. Юнгу, Л.Б. Славину, Л.И. Иогансон, А.Н. Овсюченко, С.С. Новикова, сотрудника ВГУ К.Ю. Силкина. Также автор выражает благодарность А.Д.

Завьялову и А.М. Корженкову за внимание к работе и важные замечания.

Особую признательность автор выражает научному руководителю профессору, д.г.-м.н. Е.А.Рогожину.

Глава 1 Сейсмический режим как основа для сейсмического прогнозирования 1.1 Вводные понятия Сейсмический режим является показателем уровня сейсмической опасности и сейсмической активности. Под сейсмическим режимом какой-либо территории понимается совокупность очагов землетрясений, рассматриваемая в пространстве и во времени [Сейсмическое…, 1980].

Определение параметров сейсмического режима того или иного региона необходимо для сейсмического районирования и оценки сейсмической опасности.

Эти задачи являются актуальными в настоящее время и приоритетными в области наук о Земле.

Целью изучения сейсмического режима является количественная оценка повторяемости землетрясений различных магнитуд, картирование сейсмической активности, определение мощности и глубины залегания сейсмоактивного слоя, и т.п.

Существует три основных параметра сейсмического режима: наклон графика повторяемости землетрясений, сейсмическая активность А, величина максимально возможного землетрясения Мmax. Рассмотрим каждый из показателей более подробно.

1.1.1 График повторяемости Важной характеристикой сейсмического режима является график повторяемости землетрясений [Ризниченко, 1958]. Изучение его базируется на представлении о стабильности на протяжении достаточно длительного интервала времени, измеряемого, по крайней мере, несколькими сотнями лет [Гамбурцев, 1955].

После разработки Ч. Рихтером шкалы магнитуд, было замечено, что землетрясения распределяются неравномерно по величине, в пространстве и времени. В конце 30-х – начале 40-х был открыт закон повторяемости землетрясений Ишимото и Аида на востоке [Ishimoto, Iida, 1939] и Гутенбергом и Рихтером на западе [Gutenberg, Richter, 1944]:

log10 N = a – bM, где N – количество событий определенной магнитуды;

а и b – параметры графика, соответственно уровень прямой при М=0 и угол ее наклона.

Исходными материалами для расчета графика повторяемости являются каталоги землетрясений, составленные по данным сети сейсмических станций.

Также привлекаются данные доинструментального и раннеинструментального периодов, полученные на основании архивных, палео- и макросейсмических материалов. Для многих регионов России период инструментальных наблюдений достаточно короткий, а исторические данные весьма фрагментарны и охватывают небольшой интервал времени, в то время как период повторения сильнейших событий во многих регионах составляет сотни и даже тысячи лет. Таким образом, неполнота сейсмостатистического материала заставляет нас для определения верхнего уровня сейсмической активности пользоваться палеосейсмогеологическим методом [Сейсмотектоника…, 1968].

1.1.2 Палеосейсмологический метод Палеосейсмогеология, как раздел сейсмологии, в СССР появилась в 60-х годах прошлого столетия. Научный подход к выделению потенциально опасных сейсмических зон заложили Н.А.Флоренсов и В.П.Солоненко. Методика этих исследований основана на допущении о том, что сильнейшие землетрясения далекого прошлого оставляют на поверхности следы (палеосейсмодислокации), что позволяет оценить и восстановить периоды повторяемости сильных событий.

Палеосейсмогеологический метод обладает рядом как достоинств, так и недостатков. По мнению В.П.Солоненко он позволяет:

определить высшую степень сейсмической активности для конкретных локальных районов;

перейти от общего к детальному сейсмическому районированию, даже для тех территорий, где сейсмостатистический материал отсутствует;

определить высшую макросейсмическую балльность землетрясений в районах с недостаточным количеством сейсмостатистических данных;

использовать все многообразие геологических явлений, связанных с землетрясениями, развитием рельефа, осадконакоплением [Олейников, Олейников, 2009].

По мнению А.А.Никонова в настоящее время такие исследования обеспечивают существенное пополнение региональных каталогов сильных землетрясений, определение интервалов повторения высокомагнитудных землетрясений, локализацию дополнительных эпицентральных зон значимых событий, обнаружение и детализацию активных сейсмогенерирующих зон, в том числе и «молчащие» на момент исследований. В то же время палеосейсмологический метод не дает возможность поиска эпицентральных зон землетрясений М6-6.5, к тому же не все сильные события порождают дислокации [Никонов, 2003].

Под руководством В.П.Солоненко были проведены исследования на Дальнем Востоке, в Сибири, Средней Азии, на Кавказе и других регионах.

«Палеосейсмологические исследования стали новой концептуальной основой создания карт общего сейсмического районирования. Уже первые карты, построенные с использованием палеосейсмологических данных, по своему содержанию значительно отличались от предыдущих карт, основанных на сейсмологических и сейсмостатистических данных. В то же время недостаточная палеосейсмогеологическая изученность или игнорирование параметров палеоземлетрясений может привести к занижению сейсмического потенциала оцениваемой территории, примером чему может служить Нефтегорская катастрофа» [Смекалин и др., 2011 с.6].

В настоящее время многие исследователи занимаются палеосейсмологией.

В Институте земной коры (Иркутск), где зародилось это направление, сосредоточена большая группа исследователей [Смекалин и др., 2011]. Еще одним научным центром, где развиваются не только методологические, но и теоретические вопросы, стал Институт физики Земли им. О.Ю.Шмидта (Москва) [Никонов, 1981;

Корженков, 2006;

Рогожин и др., 2011а]. Также известны группа исследователей института вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Геофизической Службы РАН, Геологического института РАН [Пинегина и др., 2012].

С 1980-х гг. изучение сейсмодислокаций в очаговых зонах осуществляется с помощью метода «тренчинга», т.е. детального исследования в траншеях с отбором палеопочв с целью определения абсолютного возраста пород разреза.

Были проведены палеосейсмологические исследования Кумдагского (1983 г.), Бурунского (1984 г.) землетрясений в западной Туркмении, Газлийских событий (1976 и 1984 гг.) в Западном Узбекистане, Спитакского землетрясения (1988 г.) в Армении, Нефтегорского землетрясения (1995 г.) на Сахалине, Алтайского землетрясения (2003 г.) и Олюторского землетрясения (2006 г.) в Корякском АО [Рогожин и др., 2011а].

В ходе сейсмотектонических исследований Е.А.Рогожиным и А.И.

Захаровой было предложено использовать полученные сведения о палеоземлетрясениях для восстановления долговременного режима различных территорий [Захарова, Рогожин, 2003, 2004б]. Это позволяет более надежно оценить уровень сейсмической опасности на вероятностной основе, принятой в последние годы для решения задач сейсмического районирования.

«Одной из важнейших целей палеосейсмических исследований является оценка возможного сейсмического риска, исходящего от конкретного сейсмогенерирующего разлома. С этой целью решается задача определения сейсмического режима активного разлома, т.е. оценивается его сейсмический потенциал и периоды повторяемости максимальных землетрясений. Потребность общества в оценке вероятности и интенсивности будущего землетрясения является главной движущей силой развития палеосейсмологических исследований» [Смекалин и др., 2011 с.9].

С получением нового полевого материала появилась возможность рассмотреть более длительный период сейсмической истории изучаемой территории.

1.1.3 Сейсмическая активность Под сейсмической активностью понимается среднее число очагов землетрясений определенной величины, которые возникли в единице пространства в единицу времени. Активность отображает своего рода среднюю плотность гипоцентров в выбранной области [Сейсмическое…, 1980].

Для анализа повторяемости землетрясений различных магнитуд строилась матрица сейсмической активности A3.3, которая является аналогом сейсмической активности A10 [Сейсмическая …, 1979].

Сейсмическая активность определяется как A0 = (1 - 10-b)/ 10-b(Mmin - Mo)(T0S0)/(TS)Ns, где b - наклон графика повторяемости;

Mmin - наименьшая представительная магнитуда;

Mo = 3.33 - магнитуда землетрясений, которой соответствует рассчитываемая активность A0;

S - площадь площадки осреднения;

Т - период представительного наблюдения землетрясений;

S0 - принятая в соответствии с A единица нормирования по площади, Т0 - единица времени (1 год);

Ns - общее число землетрясений различных магнитуд M Mmin, наблюденных за время T на площади S.

При расчёте матрицы значения сейсмической активности отнесены к центрам узлов координатной сетки. Рассматривались ячейки размером 20' (0.33) по широте и 30' (0.5) по долготе.

1.1.3 Определение максимально возможных землетрясений Землетрясения, близкие к Mmax, происходят в одном и том же месте редко, их средний период повторяемости составляет сотни и даже тысячи лет, поэтому непосредственное наблюдение таких величин в каждой точке из прямых сейсмологических наблюдений практически невозможно [Сейсмическое…, 1980].

Задача поиска максимального значения Mmax решается с помощью комплексного подхода – внерегиональным сейсмотектоническим методом оценки сейсмического потенциала, а также с помощью анализа палесеймогеологических данных.

Внерегиональный метод разработан в 80-х годах в лаборатории сейсмотектоники Института физики Земли РАН [Рейснер и др., 1993]. Обработка данных проводилась с использованием метода кластерного анализа, которая позволяет объединять в один кластер ячейки со сходным геолого-геофизическим описанием. В качестве исходных данных использовались сведения о плотности теплового потока, мощности земной коры, высоте рельефа, изостатических аномалиях силы тяжести, мощности осадочного чехла и контрастности рельефа.

Такие работы были проведены Г.И.Рейснером, Л.И.Иогансон и Е.А.Рогожиным для территорий Алтая, Сахалина, Охотии, Курильского региона и др. [Рейснер, Иогансон, 1996;

Рейснер, Рогожин, 2000;

Рогожин и др., 2002;

Рейснер, Рогожин, 2003;

Рейснер, 2004].

В работе рассмотрены области северного Сахалина, Алтая, а также Корякского нагорья, в каждой из которых произошли крупные разрушительные землетрясения, в связи с чем были проведены палеосейсмогеологические исследования, которые позволили по-новому взглянуть на сейсмический режим изучаемых территорий.

1.2 Северный Сахалин 1.2.1 Основные черты геологического строения и сейсмотектоника региона Остров Сахалин занимает особое положение в структуре Дальневосточного региона. Отделенный от материка Татарским проливом и Японским морем, остров характеризуется существенным отличием геологического строения по отношению к восточной части Азиатского континента.

В геологическом строении принимают участие палеозойские, мезозойские и кайнозойские отложения, распространены интрузивные образования [Геология СССР, 1970].

В тектоническом отношении регион приурочен к северной части Хоккайдо Сахалинской складчатой системы, которая представляет собой крупную шовную область между Амурской и Охотоморской плитами.

В структурном плане можно выделить четыре крупнейших тектонических систем: Северо-Сахалинскую, Пограничную, Южно-Сахалинскую и Западно Сахалинскую, первые три из которых связны с Дерюгинской и Южно-Охотской системами (рис. 1.1) [Харахинов, 2010].

Несмотря на крайне сложную и неоднозначную структуру систем разломов в северной части Сахалина, единственный изученный здесь пример современного разрывообразования показал четкую связь сейсмогенерирующих структур с разломами [Рождественский, 1975, 2008;

Харахинов, 2010]. Эта связь была ярко продемонстрирована во время изучения проявлений Нефтегорского землетрясения 1995 г. (МS = 7.6) [Нефтегорское…, 1995]. В эпицентральной зоне землетрясения образовался линейный сейсморазрыв общей длиной до 35 км, представляющий собой правосторонний сдвиг, на большей части которого отмечается также и взбросовая составляющая [Рогожин, 1996].

Сейсморазрыв оказался приурочен к известному по данным геологосъемочных работ Верхне-Пильтунскому разлому. Этот разлом был выделен в виде взброса, поверхность сместителя которого погружается к запад– северо-западу. На окончаниях сейсморазрыва располагаются Таксонская и Кенигская антиклинали, представляющие собой структуры присдвигового сжатия.

В региональном отношении Верхне-Пильтунский разлом расположен между двумя крупными тектоническими нарушениями субмеридиональной ориентировки – Центрально-Сахалинским и Хоккайдо-Сахалинским (Пильтунским и Гаромайским сегментами) [Рождественский, 1975, 2008;

Харахинов, 2010]. Полевые исследования активных разрывов, проводимые на севере Сахалина в последние два десятилетия, были сосредоточены преимущественно в зоне Хоккайдо-Сахалинского и Хейтонского разломов на полуострове Шмидта. Результаты этих исследований частично опубликованы [Булгаков и др., 2002;

Рогожин и др., 2002;

Кожурин и др., 2009].

Рис.1.1 Схема тектоники Сахалинского региона [Харахинов, 2010] С изучения сейсморазрыва Нефтегорского землетрясения были начаты детальные исследования активных разломов на севере Сахалина и всего Сахалина в целом. Результаты изучения приповерхностного строения зоны Нефегорского сейсморазрыва в траншеях показали, что и ранее, в конце голоцена, в этом же очаге периодически возникали такие же или даже более сильные землетрясения.

Средний период повторяемости землетрясений оценен в 400–1000 лет [Рогожин, 1996]. Таким образом, сейсморазрыв Нефтегорского землетрясения унаследовал многие черты Верхне-Пильтунского активного разлома, а подвижка при землетрясении представляет собой факт дальнейшего его развития, поскольку отражает моментальное проявление тенденций его эволюции на протяжении долгого геологического времени, включая голоцен [Рогожин, Родина, 2011].

1.2.2 Оценка сейсмической опасности Сейсмическое районирование и оценка сейсмической опасности региона является одной из важнейших задач сейсмологии.

До 1995 г. сейсмичность острова считалась умеренной. В соответствии с картой сейсмического районирования СССР, составленной в 1978 г. и действующей на территории России, здесь ожидались землетрясения интенсивностью до 6- баллов (рис.1.2). Главным недостатком карт СР-78 является неполнота и неоднородность используемых сейсмологических данных, в первую очередь, обусловленная тем, что современная инструментальная сейсмология делала в то время первые шаги.

Рис.1.2 Карта сейсмического районирования СССР Нефтегорское землетрясение (М=7.5, I0=9-10 баллов) – сильнейшая сейсмическая катастрофа, в результате которой был полностью разрушен поселок Нефтегорск, погибло более 2000 человек (рис.1.3). Такое «неожиданное» сейсмическое событие, безусловно, требовало детального изучения и отражения в официальных картах.

Совместными усилиями ряда сейсмологических организаций была организована международная эпицентральная экспедиция. Различные специалисты, как из России, так и из Японии занимались изучением этого сильнейшего землетрясения, в результате чего был пересмотрен уровень сейсмичности данной территории.

Согласно картам общего сейсмического районирования (ОСР-97,1998) Сахалин относится к зоне 8-9 балльных сотрясений с повторяемостью подобных землетрясений в среднем раз в 500 лет (рис.1.4).

Рис.1.3 Общий вид хода спасательных работ Рис.1.4 Карта общего сейсмического районирования (ОСР-97) 1.2.3 Строение очаговой области Нефтегорского землетрясения 27 мая 1995 г. в северо-восточной части острова Сахалин произошло сильнейшее за всю историю наблюдений Нефтегорское землетрясение с Мs = 7.6 и интенсивностью 9 баллов в эпицентре. Очаг землетрясения вышел на дневную поверхность в виде системы сейсморазрывов общей протяженностью около 40 км, который был закартирован практически на всем его протяжении (рис. 1.5) [Рогожин, 1996].

Смещение крыльев представляло собой правосторонний сдвиг, на отдельных участках имеющий взбросовую составляющую. Амплитуда сдвига в центральной части сейсморазрыва – 8 м, а в среднем она составляла 3–4 м.

Вертикальная амплитуда взбросовой компоненты достигла в некоторых местах м, однако в основном она не превысила 1.0–1.5 м. Сейсморазрыв приурочен в Верхне-Пильтунскому активному разлому.

Рис.1.5 Схематическая геологическая карта очаговой области Нефтегорского землетрясения [Рогожин, 1996] Условные обозначения: 1-четвертичные отложения, 2-неогеновые отложения;

3 разломы;

4-сейсморазрыв землетрясения (зубчиками показано направление падения поверхности сместителя);

5-положение и номер траншеи;

6-антиклинальные складки;

7 синклинальные складки. Антиклинали (цифры в кружках): 1 – Таксонская, 2 – Верхне Пильтунская, 3 – Средне-Паромайская, 4 – Южно-Кенигская, 5 – Кенигская, 6 – Мало Сабинска, 7 – Сабинская, 8 – Западно-Сабинска. Крупные складчатые структуры (буквы в кружках): Г – Гыргыланьининская группа антиклиналей, С – Сабинска группа антиклиналей, В – Волчинская синклиналь, П – Средне-Пильтунская синклиналь, ПР – Паромайская группа антиклиналей, Пл – Пильтунская впадина. Крупные разломы (буквы в квадратах): Вп Верхнепильтунский, ХС - Хоккайдо-Сахалинский.

1.2.4 Палеосейсмологические исследования В северной части Сахалина в связи с интенсивной добычей нефти и газа и развитием соответствующей инфраструктуры проведены большие объемы сейсмотектонических исследований. Они были направлены в основном на выявление и изучение активных разломов, пересекающих линии проектируемых трубопроводов с определением параметров возможных сейсмотектонических смещений, в частности и по материалам изучения зон разломов в траншеях – тренчинга [Стрельцов, Рождественский, 1995;

Булгаков и др., 2002;

Рогожин и др., 2002;

Кожурин и др., 2009].

Палеосейсмогеологическая направленность работ позволила дать оценку параметров очагов древних землетрясений для ряда разломных зон, к которым относятся магнитуда максимально возможного землетрясения и период повторяемости таких событий с использованием методик, изложенных в сборнике [McCalpin, 1996]. Исследования проводились широким кругом специалистов из различных организаций. В работе приводятся результаты обобщения полученных материалов палеосейсмогеологических работ, а также опубликованных другими авторами материалов полевых исследований активных разрывов к которым в первую очередь относятся материалы о периоде повторяемости сильных землетрясений.

Полученные в ходе этих исследований оценки возраста и силы событий позволяют проникнуть в сейсмическую историю региона до периода инструментальных и исторических сейсмологических наблюдений и оценить долговременный сейсмический режим. В графическом виде его можно продемонстрировать графиком повторяемости землетрясений, построенным на основании анализа инструментальных и исторических данных для того или иного региона, а наращивание графика сильнейшими событиями глубокой древности по материалам палеосейсмогеологических исследований дают возможность его существенно дополнить и уточнить [Рогожин, 2010].

По данным разных источников были исследованы Верхне-Пильтунский, Хоккайдо-Сахалинский (Пильтунский и Гаромайский сегменты) и Хейтонский активные разломы (рис.1.6). Собранные и систематизированные материалы о древних сейсмических толчках на севере острова позволили восстановить историю возникновения сильных землетрясений практически на весь голоцен. Обнаружены следы ранее неизвестных доисторических землетрясений с магнитудой 6.0, 7.0, 7.5 и 8. [Булгаков и др., 2002;

Рогожин и др., 2002, 2010]. Выявлены и датированы первичные сейсмодислокации на полуострове Шмидта [Кожурин и др., 2009].

В ходе сейсмотектонических исследований, проведенных в нескольких представительных сейсмоактивных областях Северной Евразии, было предложено использовать получаемые сведения о палеоземлетрясениях для восстановления их долговременного сейсмического режима [Рогожин, Захарова, 2003;

Захарова, Рогожин, 2004]. Это, в свою очередь, позволяет оценить уровень сейсмической опасности на вероятностной основе, принятой в последние годы для решения задач сейсмического районирования. Разработанная методика была применена для анализа данных на севере Сахалина.

1.2.5 Сейсмический режим северного Сахалина Сейсмический режим северного Сахалина изучался на территории 51-54, с.ш. 141 -145 в.д. Основным исходным материалом для изучения сейсмического режима служат каталоги землетрясений, которые составляются по данным сети сейсмических станций (инструментальные каталоги).

Рис.1.6 А – схема активных разломов северо-восточного Сахалина. Составлена с использованием данных: [Стрельцов, Рождественский, 1995;

Булгаков и др., 2002;

Кожурин и др., 2009]. Б – схема расположения траншей в зоне Хейтонского активного разлома. В – схема расположения траншей в зоне Гаромайского активного разлома Для доинструментального и раннеинструментального периодов привлекаются архивные, палео- и археосейсмологические, а также макросейсмические материалы (исторические каталоги). Источниками для составления сводного каталога Северного Сахалина служили:

Региональные каталоги землетрясений Приморья, Сахалина, Курил за 1962–2002 гг. И.П. Габсатарова, А.И. Захарова, О.Е. Старовойт.

[Электронный ресурс http:// www.ceme.gsras.ru /cgi-bin/ctl_main.pl].

Каталоги землетрясений на территории России с 2003 г.: Землетрясения Северной Евразии в 2003 г. [Землетрясения…, 2009], Землетрясения Северной Евразии в 2004 г. [Землетрясения…, 2010], Землетрясения Северной Евразии в 2005 г. [Землетрясения…, 2011], Землетрясения Северной Евразии в 2006 г.

[Землетрясения…, 2012].

Региональный каталог землетрясений: Prelixminary catalogue Sakhalin Kuriles-Priamurje за 2004–2008 гг. [Электронный ресурс ftp://ftp.gsras.ru/].

Унифицированный каталог землетрясений Северной Евразии с древнейших времен до 1990 г. от магнитуды М = 3.5. (УКЗСЕ) Кондорская Н.В., Уломов В.И. [Электронный ресурс http://www.scgis.ru/].

Каталог по Единой сети сейсмологических наблюдений (ЕССН) СССР, создаваемый в г. Обнинске.

Новый каталог сильных землетрясений на территории СССР с древнейших времен до 1975 г. [Новый…, 1977], New Catalog of strong earthquakes in the USSR from ancient times through 1977 [New…, 1982].

Earthqake ресурс Catalogs & Bulletins NEIC. [Электронный http://neic.usgs.gov/neis/epic/ epic_rect.html].

Каталог землетрясений Приморского края [Олейников, Олейников, 2001].

Каталог землетрясений Приморского края. Материалы Международного Центра Данных (МЦД) по физике твердой Земли. [Электронный ресурс http://zeus.wdcb.ru/wdcb/sep/hp/seismology.ru/regional_cat_publ.ru.html#russia].

Каталог Японское море – Япония – Южное Приморье за период 1904– 2003 гг. Материалы Международного Центра Данных (МЦД) по физике твердой Земли. [Электронный ресурс http://zeus.wdcb.ru/wdcb/sep/hp/ seismology.ru/regional_cat_publ.ru.html].

Данные, содержащиеся в вышеперечисленных каталогах, взаимно дополняли друг друга.

На рисунке 1.7 приведена карта эпицентров землетрясений изучаемой территории 2.0 MS 7.6. Следует отметить, что 50% всех землетрясений группируются вдоль Хоккайдо-Сахалинского и Верхне-Пильтунского разлома.

В табл. 1.1 приведено распределение числа событий по магнитудам и годам.

Для изучаемой территории низшая представительная магнитуда Ms=2.5. Из Сводного каталога были исключены афтершоки и события непредставительной магнитуды, в результате чего представительный каталог содержал 1049 событий и охватывал период с 1924 по 2010 гг. включительно.

Рис.1.7 Карта распределения эпицентров землетрясений.

Табл. 1.1 Распределение числа событий по магнитудам и годам Т, годы/M 2 2,5 3 3,5 4 4,5 5 5,5 6 6,5 7 7, 1924-1950 0 0 0 0 1 2 4 7 0 0 0 1951-1960 0 0 0 1 1 2 1 2 0 0 0 1961-1970 0 1 0 37 21 4 4 0 1 0 0 1971-1980 3 2 0 89 16 7 2 0 0 0 0 1981-1990 5 4 2 64 26 3 2 1 0 0 0 1991-1995 13 34 26 14 4 2 2 0 0 0 0 1996-2000 125 172 62 27 8 6 0 0 1 0 0 2001-2005 29 57 45 21 7 2 1 1 0 0 0 2006-2010 12 24 21 5 3 4 0 1 0 0 0 1.2.5.1 График повторяемости Одной из важнейших характеристик сейсмического режима является график повторяемости.

Известно, что средний долгосрочный режим может быть отображен статистической функцией распределения частоты возникновения землетрясений по магнитуде, т.е. графиком повторяемости.

Параметры графика для первого приближения к пониманию сейсмического режима рассчитаны по инструментальным (до 1990 г.) и историческим данным (до 1924 г.) методом ортогональной регрессии (табл. 1.2, рис. 1.8). Его уравнение:

Lg(N/T)=(3.47±0.33) - (0.82±0.05)M, Rc=0.989, где R – коэффициент корреляции, N число землетрясений указанной магнитуды М, Т – период представительных наблюдений в годах.

Табл. 1.2. Исходные данные для расчета графика повторяемости землетрясений по инструментальным и историческим данным 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6. M 253 128 220 85 32 16 12 N T, лет 14 14 39 49 86 86 86 Рис. 1.8 График повторяемости землетрясений на севере Сахалина по инструментальным и историческим данным. Условные обозначения: lg(N/T)-значения для интервалов магнитуд;

lg(N/T)рег-линия тренда.

Для оценки сейсмического режима территории нельзя использовать сведения о Нефтегорском землетрясении 1995 г., поскольку нет данных о других подобных событиях для понимания периодов повторения землетрясений с магнитудой порядка 7.5. Поэтому представление о параметрах сейсмического режима в области землетрясений с большими магнитудами на базе этих материалов составить нельзя [Рогожин, 2010].

К исходным данным табл. 1.2 были добавлены описанные выше результаты полевых работ. Для периода 1000 лет обнаружены следы десяти землетрясений с магнитудой М= 6.0 (включая толчки инструментального периода);

для периода лет установлены 4 сейсмических толчка с M=7.0;

для периода 10 000 лет выявлено сейсмических событий с М=7.5, для периода 40 000 лет – 2 события с М=8. (табл.1.3).

Общий график повторяемости рассчитан в интервале магнитуд М=2.5-8. (рис.1.9), решение получено в виде:

Lg(N/T)=(4.31±0.42)-(1.04±0.05)M, Rс=0. Табл.1.3. Исходные данные для расчета графика повторяемости по сейсмологическим, историческим и палеосейсмологическим сведениям 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 7.0 7.5 8. M 253 128 220 85 32 16 11 10 4 2 N T, лет 14 14 39 49 86 86 86 1000 5000 10000 Рис. 1.9 График повторяемости землетрясений северного Сахалина по инструментальным, историческим и палеосейсмогеологическим данным. Условные обозначения: lg(N/T)-значения для интервалов магнитуд;

lg(N/T)рег-линия тренда.

При сравнении полученных данных выявлено изменение среднего периода повторяемости сильных событий, что показывает изменение наклона графика с -0. до -1.04. Также следует отметить небольшое увеличение коэффициента корреляции с 0.989 до 0.990, что свидетельствует о хорошем соответствии сейсмологических и палеосейсмогеологических данных. Отскок точки графика в районе магнитуды М=5.5±0.2 говорит о недостатке событий данной магнитуды, либо недостаточным периодом представительных наблюдений. Это может быть связано с особенностями палеосейсмогеологического метода, в результате применения которого сложно выявить следы землетрясений с магнитудами M=5-5.5, в некоторых случаях 6. [Смекалин и др., 2011].

Новые палеосейсмогеологические данные охватывают в возрастном отношении практически весь голоцен. Они положены в основу реконструкции долговременного сейсмического режима северного Сахалина, в результате чего составлен график повторяемости землетрясений с использованием инструментальных, исторических и палеосейсмогеологических данных.

Полученные результаты свидетельствуют о прямолинейности графика повторяемости во всем диапазоне магнитуд в исследованных зонах разломов северного Сахалина. Это значит, что сейсмический режим в рассмотренной области на последнем, позднечетвертичном этапе геологической истории оставался практически неизменным, что подтверждает гипотезу стационарности сейсмического режима.

Сходные результаты были получены и ранее на основании исследований для основных сейсмоактивных регионов всей Северной Евразии [Юнга, Рогожин, 2000;

Рогожин, 2010]. Эти данные разительно отличаются от региональных графиков повторяемости, положенных в основу построения Карт ОСР-97. Там линии графиков в области больших магнитуд существенно отклоняются от прямолинейной зависимости, характерной для инструментальной части [Уломов, Шумилина, 1999], что в три или более раза увеличивает "вес" сильнейших землетрясений в сейсмическом режиме по сравнению с распределением слабых и умеренных толчков.

Недостатками методик сейсмического районирования, применяемых при построении карт, является игнорирование палеосейсмодислокаций и геолого структурных данных. Что касается графиков повторяемости, то имеют место несколько слабых мест, а именно использование классов, вместо сейсмического момента или моментной магнитуды, что повлекло присутствие излома графика LgN(K);

наличие выбросов графиков LgN(Mw) в области высоких магнитуд;

определение предельных магнитуд Mmax или Kmax по активности [Гусев, Павлов, Шумилина…, 1998]. Это, по-видимому, повлекло за собой неоправданное завышение уровня сейсмической опасности практически для всех сейсмоактивных регионов страны и, в частности, и для Сахалина.

1.2.5.2 Сейсмическая активность На основании описанного выше представительного каталога была построена карта сейсмической активности территории северного Сахалина (рис.1.10), полученная в результате визуализации матрицы сейсмической активности (табл.1.4). Расчет сейсмической активности производился по программе А.И. Лутикова и М.С. Кучая. Входными данными для расчета являются 2 файла: catal.inp и SEISACT.inp. В первый файл помещается каталог изучаемой территории, включающий широту, долготу и магнитуду. Второй – содержит следующие данные: число представительных интервалов, значение наклона графика повторяемости, координаты исследуемой территории, шаг по широте и долготе, среднее значение интервалов представительных магнитуд и их период наблюдения.

Рис. 1.10 Карта сейсмической активности. Желтым кружками отмечены события с магнитудой 2.0M6.0, черными – 6.0M7. Табл.1.4 Матрица сейсмической активности северного Сахалина 141,25 141,5 141,26 142,5 141,27 143,5 141,28 144,5 141,29 145,5 141,30 146,5 141,31 147,5 141,32 148, 0,001 0,001 0,001 0,075 0,164 0,164 0,075 0,001 0,067 0,12 0,068 0,015 0,001 0,001 0,001 0, 51, 0,001 0,053 0,08 0,124 0,17 0,118 0,082 0,063 0,084 0,121 0,105 0,069 0,027 0,027 0,027 0, 51, 0,001 0,111 0,148 0,1 0,113 0,213 0,253 0,189 0,1 0,045 0,099 0,08 0,027 0,027 0,027 0, 51, 0,001 0,085 0,095 0,037 0,068 0,204 0,307 0,363 0,3 0,17 0,233 0,171 0,054 0,027 0,001 0, 51, 0,027 0,027 0,027 0,001 0,001 0,064 0,299 0,6 0,518 0,271 0,289 0,208 0,064 0,027 0,001 0, 51, 0,054 0,054 0,054 0,031 0,039 0,197 0,389 0,427 0,309 0,149 0,122 0,064 0,01 0,027 0,027 0, 0,027 0,054 0,059 0,09 0,094 0,181 0,336 0,227 0,072 0,039 0,032 0,001 0,01 0,037 0,054 0, 52, 0,001 0,01 0,133 0,274 0,215 0,183 0,32 0,283 0,082 0,027 0,027 0,001 0,01 0,01 0,027 0, 52, 0,027 0,01 0,134 0,275 0,353 0,667 1,021 0,72 0,174 0,074 0,065 0,072 0,072 0,027 0,027 0, 52, 0,027 0,027 0,064 0,119 0,357 0,899 1,694 1,454 0,542 0,397 0,279 0,112 0,073 0,027 0,027 0, 52, 0,001 0,028 0,06 0,152 0,258 0,546 1,271 1,239 0,617 0,416 0,215 0,04 0,028 0,028 0,001 0, 52, 0,001 0,001 0,001 0,093 0,103 0,618 1,27 0,93 0,548 0,357 0,075 0,001 0,032 0,032 0,001 0, 0,008 0,001 0,001 0,001 0,01 0,742 1,28 0,938 0,634 0,32 0,141 0,066 0,005 0,032 0,028 0, 53, 0,013 0,005 0,001 0,028 0,028 0,403 0,589 0,597 0,466 0,056 0,066 0,066 0 0,084 0,084 0, 53, 0,005 0,033 0,028 0,028 0,084 0,392 0,408 0,241 0,197 0,028 0,01 0,038 0,028 0,056 0,056 0, 53, 0,001 0,064 0,149 0,094 0,123 0,511 0,426 0,08 0,08 0,056 0,038 0,038 0,028 0,028 0,028 0, 53, 0,061 0,21 0,27 0,151 0,087 0,297 0,241 0,043 0,043 0,056 0,056 0,001 0,001 0,028 0,028 0, 53, 0,061 0,327 0,358 0,227 0,227 0,16 0,077 0,124 0,113 0,124 0,152 0,028 0,001 0,001 0,01 0, 0,001 0,181 0,266 0,256 0,293 0,218 0,201 0,326 0,23 0,134 0,153 0,028 0,001 0,028 0,039 0, 54, 0,029 0,114 0,122 0,122 0,2 0,249 0,259 0,259 0,145 0,039 0,057 0,029 0,039 0,067 0,029 0, 54, 0,029 0,086 0,066 0,037 0,148 0,187 0,096 0,057 0,029 0,001 0,029 0,029 0,039 0,039 0,001 0, 54, Максимальные значения сейсмической активности сосредоточены также, так и очаги землетрясений, в зоне Хоккайдо-Сахалинского и Верхне Пильтунского разломов. Максимальная активность в этой области достигает значения 1.2.

1.2.5.3 Распределение гипоцентров по глубинам Распределение гипоцентров землетрясений по глубинам является важной характеристикой сейсмического режима. Оно дает сведения о глубинах залегания сейсмоактивного слоя.

Представление о распределении сейсмичности по глубине в пределах изучаемого участка дает рисунок 1.11.

Распределение гипоцентров по глубине для сильных и умеренных землетрясений (MS 4.3) строилось по 61 сейсмическим событиям региона.

Распределение по глубине гипоцентров слабых землетрясений (2.3 MS 4.2) было построено по 739 сейсмическим событиям также без учета периода их представительных наблюдений.

Из приведенных графиков видно, что в обоих случаях имеется один максимум. Для слабых землетрясений он значительно более резкий: здесь в интервале глубин 6-10 км сосредоточено более 62 % всех сейсмических событий, относящихся к интервалу магнитуд 2.3-4.2.

а Рис. 1.11 Распределение гипоцентров землетрясений по глубине а – сильных и умеренных землетрясений (MS 4.3), б – слабых землетрясений (2.3 MS 4.2) б Для умеренных и сильных землетрясений наблюдается более размытый максимум распределения: в интервале глубин 6-15 км сосредоточено около 46% сейсмических событий, а в интервале глубин 16-20 км – 37 % всех сейсмических событий. В верхних 35 км сосредоточено более 92% всех сейсмических событий, следовательно, средняя глубина залегания сейсмоактивного слоя может быть оценена как 10 км, а его мощность – в 10 км.

1.2.5.4 Определение максимально возможных землетрясений В северной части о. Сахалин в результате проведенных палеосейсмогеологических исследований получены новые сведения о ранее не известных землетрясениях с магнитудой M=6.0, 7.0, 7.5, 8.0. Это говорит о том, что максимальная магнитуда землетрясений для данного региона Mmax=8.0±0.5.

Этот вывод подтверждается оценкой прогнозного сейсмического потенциала внерегиональным сейсмотектоническим методом [Рейснер и др., 1993]. Согласно результатам исследований, сейсмический потенциал северной части острова самый высокий (рис.1.12). «Здесь в зонах Хоккайдо-Сахалинского разлома, Шмитовского шельфового разлома, погребенного под системой активных молодых антиклиналей, а также Северо-Сахалинского разлома (западнее залива Байкал) располагается пять отдельных ПОЗ с Mmax=7.5±0.2»

[Рейснер, 2000 с.65].

Рис.1. 12 Схема пространственного распределения потенциальных очагов землетрясений с магнитудами: 1 – Mmax7.5, 2 – Mmax7.1-7.4, 3 – Mmax6.8-7.0,42 – Mmax6.3-6.7, 5 – Mmax6.1-6.2, 6 – Mmax5.9-6.0, 7 – границы изучаемой области 1.3 Монгольский Алтай 1.3.1 Основные черты геологического строения и сейсмотектоника региона Алтае-Саянская складчатая область является частью Центрально Азиатского складчатого пояса. Алтайская горная система включает в себя отдельные горсты и разделяющие их грабены, ограниченные разломами древнего заложения. Эта крупная новейшая структура включает в себя Гобийский, Монгольский и Русский Алтай, который подразделяется на Горный, Южный и Рудный [Рогожин, 2012].

Бльшая северо-восточная часть Алтая в целом является Горным Алтаем. В геологическом отношении территория отмечается как необычно сложная.

Геологические структуры почти всех типов и времени консолидации известные в Алтае-Саянской области в целом присуще Горной части Алтая. Геотектоническая история развития этой области начинается с до палеозойского времени и включает в себя синийско-кембрийский, каледонский и герцинский этапы.

Горный Алтай как складчатая система сформировался в течение многих этапов и фаз тектоногенеза [Вопросы…, 1963].

Сейсмичность региона связана с Чуйско-Курайской сейсмогенной зоной, где неоднократно происходили землетрясения с магнитудой М7.5 [Рогожин, Платонова, 2002].

Монгольский Алтай сменяет Гобийский на 95°меридиане в.д.. Монгольская часть является средним звеном непрерывной полосы горных сооружений, начинающихся Алтаем в России и заканчивающиеся в центральной части юга Монголии хребтом Хурхэ-Ула (Восточный фланг Гоби-Алтая) [Рогожин, 2012].

Монгольский Алтай относится к области эпиплатформенного горообразования. Горные сооружения сложены преимущественно древними (нижне-среднепалеозойскими), сильно дислоцированными породами терригенного, вулканогенного и терригенно-карбонатного состава [Геоморфология…, 1982]. Разрывные нарушения в виде разломов различных рангов распространены достаточно широко. Протяженность разломов варьируется в широких переделах: от нескольких километров до нескольких тысяч километров. Обычно, разломы большей протяженности имеют большую глубину заложения и возраст. По ориентировки разломы можно разделить на несколько групп: имеющие северо-западное простирание, северо-восточное, широтное и меридиональное. Первые две группы преобладают в рассматриваемых регионах Алтая [Геологическое…, 1959].

Сейсмическая активность региона характеризуется наличием многочисленных крупных сейсмических очагов (рис. 1.13). Известен ряд палеосейсмодислокаций, а также крупные землетрясения, приуроченные к Кобдинскому разлому [Землетрясения…, 1985].

Рис.1.13 Карта сейсмотектоники Монголо-Сибирского региона [Рогожин и др., 2004] Условные обозначения: 1-сдвиги;

2-взбросы;

3-сбросы;

4-участки сейсмогенного обновления;

5 сейсморазрыв землетрясения 27-го сентября 2003 г;

6-поднятия свыше 2000 м.

1.3.2 Оценка сейсмической опасности Горный Алтай – регион, где до 90-х годов ХХ века сейсмическая история реконструировалась исключительно из данных инструментальных и исторических наблюдений за короткий период времени. Поэтому он долго считался регионом с умеренным уровнем сейсмической активности. Это было обусловлено также тем, что новейшая тектоническая активизация региона, входящего в состав Большого Алтая, имеет более древнее начало по сравнению с высоко сейсмоактивным Тянь Шанем [Флоренсов, 1965;

Ерофеев, 1969;

Богачкин, 1981;

Геоморфология…, 1982;

Кунин и др., 1988]. Сейсмическая активизация на Алтае началась в неогене, когда накопились огромные массы молассовых отложений в крупных депрессиях.

В то же время на Тянь-Шане мощность неогеновых отложений существенно меньше, чем на Алтае. В четвертичное время на Большом Алтае отмечается значительно меньшая активность по сравнению с миоцен-плиоценовым этапом.

Толщи четвертичных образований в депрессиях здесь характеризуются умеренными мощностями, в то время как для Тянь-Шаня характерны огромные мощности именно четвертичных осадков. Поскольку новейший орогенез с этих позиций на Алтае имеет более древнее начало и не столь значительную интенсивность на четвертичном этапе по сравнению с Тянь-Шанем, то и уровень сейсмической активности рассматривается как более умеренный [Дергунов и др., 1980;

Дергунов, Херасков, 1981]. Сейсмологические данные подтверждали такие заключения. Ведь до 2003 г. на территории Горного Алтая не было зарегистрировано землетрясений с магнитудой М 6.5 [Новый…, 1977;

Сильное…, 2004].

Проведенные в 1996–1998 гг. сейсмотектонические и палеосейсмогеологические исследования в южных регионах Горного Алтая показали ошибочность таких заключений [Рейснер, Иогансон, 1996;

Рогожин и др., 1999а;

Рогожин, Платонова, 2002]. Здесь были обнаружены свидетельства очень активных новейших и современных движений, активные геологические нарушения и сейсмодислокации нескольких неизвестных доисторических сильнейших землетрясений (с реконструированной М=7–8), имевших место на протяжении последних 9000 лет [Hong Shun-Ying et al., 2006;

Рогожин, 2012]. В 2003 г. в Чуйско-Курайской зоне произошло Алтайское землетрясение с М=7.3, подтвердившее правильность результатов палеосейсмогеологических исследований [Сильное…, 2004;

Рогожин и др., 2007].

Сходная работа была выполнена и для западной части Монгольского Алтая.

Здесь в 1931 г. произошло сильнейшее Фуюньское землетрясение с М=8.0. При изучении вышедшего на поверхность сейсморазрыва проводились палеосейсмогеологические исследования, которые выявили следы трех доисторических землетрясений той же силы, произошедших в течение голоцена.

Таким образом, представления о сейсмическом потенциале и периоде повторения крупнейших землетрясений Горного и Монгольского Алтая были пересмотрены [Рогожин и др., 2012].

1.3.3 Строение очаговой области Алтайского землетрясения 27 сентября 2003 г. в Чуйско-Курайской зоне произошло сильнейшее за всю историю сейсмологических наблюдений на юге Горного Алтая землетрясение с магнитудой 7.3 и интенсивностью в эпицентре 9 баллов [Сильное…, 2004].

Существенных разрушений и человеческих жертв сейсмический толчок не вызвал. Землетрясение сопровождалось многочисленными афтершоками. Очаг вышел на поверхность в виде системы первичных сейсморазрывов длиной около 60 км, выраженных в плане извилистой линией северо-западного простирания (рис.1.14). Ортогональная система трещин сжатия и растяжения характеризует подвижку в очаге как практически чистый сдвиг в горизонтальной плоскости.

Трещины растяжения выражены в виде зияющих рвов, длиной до 500м, шириной до 0,1-10 м и глубиной до 30 м. Трещины сжатия в тоже время представлены более короткими линейными валами вспучивания длиной до 50 м. Максимальная амплитуда горизонтального смещения 1,5 м.

Рис. 1.14 Карта распространения активных разломов и палеосейсмодислокаций [Рогожин, 2010] Условные обозначения: 1-2 – разрывные сейсмодислокации Алтайского землетрясения 2003 г.

(1: а – сдвиги, б – сбросы, в – взбросы;

2 – разломы, обновленные в процессе резонансных колебаний);

3 – крупнейшие активные разломы;

4 – сейсмогравитационные палеосейсмодислокации: а – оползни;


б – обвалы и каменные лавины;

5 – древние разжижения грунта;

6 – четвертичные озерные, речные и ледниковые отложения;

7 – крупнейшие современные ледники. Цифрами на карте обозначены: 1 – основной сейсморазрыв Алтайского землетрясения 2003 г.;

2 – Центрально-Курайская антиклинальная гряда;

3 – передовой приразломный уступ Северо-Чуйского хребта;

4 – Кубадринский активный разлом;

5 – Курайский активный разлом;

6 – Чибитский активный разлом 1.3.4.1 Сейсмический режим Горного Алтая Регион Горного Алтая считался областью с умеренным уровнем сейсмической активности. До 1990-х годов достоверных сведений о землетрясениях с магнитудой имевших место в течение M6.5, инструментального и исторического периодов сейсмологических наблюдений не было. Примечательно, что в каталоге [Новый…, 1977] отмечены два события с большой магнитудой: Монгольское землетрясение 09.12.1761 г. с магнитудой М=7.7±1.0 [Новый каталог…,1977] или М=8.3 [Землетрясения…, 1985] и Урэг Нурское 15.05.1970 с магнитудой М=7.0. В процессе сейсмического районирования 1978 г. при расчетах параметров сейсмического режима эти данные не были учтены, возможно, из-за отсутствия сведений о периоде повторяемости таких сильных событий. Таким образом, на карте СР-78 за самые землетрясение сильные были приняты события с магнитудой М=6.5, а расчет графика повторяемости строился в интервале М=3.06.5.

В табл.1.5 приведены данные для расчета графика повторяемости землетрясений по сейсмологическим наблюдениями до 1975 г. из публикации [Бунэ…, 1980]. График повторяемости (рис.1.15) рассчитан способом ортогональной регрессии.

Табл. 1.5 Исходные данные для расчета графика повторяемости на основе исторических и инструментальных наблюдений до 1975г.

М 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 6. 93 40 12 2 2 1 2 N T, лет 11 11 11 11 75 75 200 Lg(N/T) Lg(N/T)reg Lg(N/T) - - - 2,5 3 3,5 4 4,5 5 5,5 6 6,5 M Рис.1.15 График повторяемости землетрясений Чуйско-Курайской зоны в интервале М=3.0-6.5 по историческим и инструментальным данным [Захарова, Рогожин, 2004б].

Условные обозначения: lg(N/T)-значения для интервалов магнитуд;

lg(N/T)рег-линия тренда Для рис.1.15 графику соответствует следующее уравнение:

Lg(N/T)=(3.99±0.62) – (1.02±0.09)M, Rс=0.978 (1.1) В обнажениях и горных выработках в южной и юго-восточной частях исследуемой области были изучены первичные (сейсмотектонические) и вторичные (гравитационные) сейсмодислокации нескольких ранее неизвестных землетрясений. Их возраст определен радиоуглеродным методом, магнитуда – по длине первичных сейсморазрывов и амплитуде разрывных смещений, а также по площади распространения вторичных сейсмодислокаций – сейсмообвалов, каменных лавин и оползней [Рогожин и др., 1999а].

В частности, для Чуйско-Курайской зоны получены сведения о пяти древних сильных землетрясениях голоценового периода с магнитудами порядка 7–8 и интенсивностью примерно 9–10 баллов. За период 9000 лет выявлено одно событие с М=8, за 8000 лет – два с М=7.5 и за 2600 лет – два с М=7.0. Одно из указанных землетрясений с М=8.0 удалось ”увязать” по возрасту с известным Монгольским землетрясением, которое произошло в северо-восточной части Монгольского Алтая 9.12.1761 г. с М=7,7±1,0 [Новый…, 1977]. Эти результаты были добавлены к исходным данным (табл.1.5) и в диапазоне магнитуд М=3.0-8. был построен общий график повторяемости, приведенный в работе [Рогожин, Захарова, 2003]. Построенный график (рис.1.16) учитывает результаты, как сейсмологических наблюдений, так и палеосейсмологических исследований.

Графику повторяемости соответствует уравнение вида:

Lg(N/T) = (3.86±0.39) – (0.99±0.04)M, Rс=0.991 (1.2) Сравнение уравнений (1.1) и (1.2) показывает, что с увеличением интервала магнитуд М, задействованных в расчетах, коэффициенты корреляции также увеличиваются при соответствующем уменьшении ошибок вычисления параметров регрессии. Вместе с тем, обращает на себя внимание некоторое отклонение значений Lg(N/T) от осредняющей линии (линии тренда) в диапазоне магнитуд 4.3-5.7 обоих графиков. Это, по-видимому, можно объяснить малым сроком инструментальных наблюдений за землетрясениями соответствующих магнитуд.

Рис. 1.16 График повторяемости землетрясений Чуйско-Курайской зоны в интервале М=3.0-8.0 по инструментальным, историческим сведениям и данным палеосейсмологических работ 1996-1998гг. [Захарова, Рогожин, 2004б]. Условные обозначения: lg(N/T)-значения для интервалов магнитуд;

lg(N/T)рег-линия тренда 1.3.4.2 Сейсмический режим с учетом данных об Алтайском землетрясении 2003г В процессе палеосейсмогеологических исследований до и после Алтайского землетрясения было выяснено, что различные нарушения рельефа (активные сейсморазрывы, обвалы и каменные лавины, подпрудные озера, оползни и разжижения грунта) возникали неоднократно в короткие интервалы времени, иногда практически синхронно, в разных частях исследованного района Горного Алтая в процессе его развития в голоцене (рис. 1.17) [Рогожин, 2010].

Эти интервалы разделены промежутками времени, в течение которых, по собранным данным, не происходило образования таких структур. Очевидно, что короткие периоды проявления нарушений разреза молодых отложений и рельефа довольно уверенно можно отождествлять с моментами сильных землетрясений.

Это наиболее надежно можно обосновать в случае обнаружения древних сейсморазрывов и структур разжижения грунта. Для выявленных гравитационных склоновых структур и подпрудных озер свидетельством сейсмогенного происхождения может служить совпадение времени их образования со временем возникновения первичных сейсмодислокаций или вибрационных структур.

Сильные сейсмические события, вызвавшие формирование рассмотренных выше палеосейсмодислокаций, произошли примерно 230–300, 1000, 1700, 2300, 3500, 4500, 5200 и 8500 лет назад. Таким образом, период повторяемости в среднем составил 1400 лет между землетрясениями с магнитудой около 7.0 и лет между событиями с магнитудой около 7.5. Полученную периодичность нарушает отсутствие датировок сейсмодислокаций в интервале 8 – 5 тыс. лет назад. Это, вероятно, объясняется неполнотой знаний о древних землетрясениях первой половины голоцена. Короткий интервал между землетрясением, возникшим около 230–300 лет назад и Алтайским землетрясением 2003 г. может быть объяснен разным уровнем их магнитуды, различающимся практически на целую единицу.

Рис. 1.17 График соотношения сейсмических проявлений во времени [Рогожин, 2010] В этой связи при построении графика повторяемости рассматриваемой зоны с включением главного толчка сейсмического события 27 сентября 2003 г.

добавлены сведения о землетрясениях с магнитудами 3.5-6.5 за период 1975- гг. [Специализированный каталог…, 1997]. Кроме того, учтено и Урэг-Нурское землетрясение 15.05.1970 г. с М=7.0, поскольку по результатам палеосейсмологических наблюдений можно судить о периоде повторения событий такой магнитуды. Все указанные сведения приведены в таблице 1.6.

Графику повторяемости землетрясений (рис.1.18) соответствует следующее уравнение:

Lg(N/T) = (3.89±0.21) – (0.98±0.02)M, Rс=0.997 (1.3) Табл. 1.6 Исходные данные для расчета графика повторяемости по сейсмологическим наблюдениям до 1991 г. и палеосейсмологическим сведениям М 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 6.5 7.0 7.5 8. 93 91 35 7 5 2 2 1 3 3 N T, лет 11 26 26 26 26 90 215 215 2600 8000 Рис.1.18 График повторяемости землетрясений Чуйско-Курайской зоны в интервале М=3.0-8.0 с учетом сведений об Алтайском землетрясении 2003 г. (по данным табл.1.6) [Захарова, Рогожин, 2004б]. Условные обозначения: lg(N/T)-значения для интервалов магнитуд;

lg(N/T)рег-линия тренда.

Как видно из уравнения (1.3), при добавлении данных сильных землетрясений, имевших место на территории Чуйско-Курайской зоны, в частности Урэг-Нурского 1970 г. с магнитудой М=7.0 и Алтайского 2003 г. с М=7.5, тенденция увеличения коэффициента линейной корреляции для графика повторяемости по-прежнему сохраняется, сопровождаясь неизменным уменьшением погрешностей расчета его параметров. Это, очевидно, может свидетельствовать о хорошем соответствии палеосейсмогеологических и инструментальных сейсмологических данных.

При сравнении графиков повторяемости, изображенных на рис. 1.15 и 1.18, следует отметить особую роль и значение работ по поиску следов древних землетрясений. Только благодаря этим результатам стало возможным использование данных о таких известных сильных сейсмических событиях, как историческое Монгольское землетрясение 1761 г., а также Урэг-Нурское 1970 г. и Алтайское 2003 г. для оценки сейсмического режима Горного Алтая. Ранее данные о сильных сейсмических событиях 1761 г. и 1970 г. не были включены в расчет графика из-за отсутствия сведений о периодах повторяемости событий с магнитудами М=7.0-7.5 в рассматриваемой зоне.

Таким образом, на основании анализа всего объема исходных данных можно констатировать, что именно график повторяемости в интервале М=3.0-8. с учетом сведений об Алтайском землетрясении (рис.1.18) наилучшим образом отражает долговременный сейсмический режим зоны.

1.3.4.3 Сейсмотектонические и палеосейсмогеологические исследования на западном склоне Монгольского Алтая К югу от Чуйско-Курайской зоны Горного Алтая располагается весьма сейсмоактивная горно-складчатая система Монгольского Алтая [Тектоника…, 1974].

В историческое время здесь произошло несколько сильнейших землетрясений с магнитудой около 8. Особенно подробно описаны в литературе сейсмические события, произошедшие на территории современной Монголии:

землетрясения Ховд (Монгольское) 1761 г. и Фуюньское (Монголо-Алтайское) 1931 г. оба с магнитудой около 8 [Землетрясения…, 1985;

Baljinnyam et al., 1993;

Ding, 1992]. Интересно, что на западе сейсмоактивного пояса Монгольского Алтая наблюдается сейсмотектоническая ситуация, сходная с той, которая характерна для Горного Алтая.

11 августа 1931 г. произошло сильнейшее Фуюньское землетрясение с магнитудой по разным данным 8.0-8.3 [Землетрясения…, 1985;

Baljinnyam et al., 1993;

Ge Shumo et al., 1996]. При главном толчке на поверхности вскрылась система сейсморазрывов северо-северо-западного простирания общей длиной км при ширине зоны нарушений 4 км, где были проведены палеосейсмогеологические работы с применением метода «тренчинга» (рис.1.19).

Было пройдено 8 траншей вкрест простирания основного сейсморазрыва, которые позволили выявить следы трех сильнейших сейсмических событий с магнитудой М=8.0, имевших место в том же самом очаге в периоды 9490±370 лет назад, 6860±10 лет назад, 3940±440 лет назад согласно результатам радиоуглеродного анализа погребенных под коллювиальными клиньями древних почв и отложений подпрудных озер. Учитывая то, что Фуюньское землетрясения имело место в г., период повторяемости между сейсмическими событиями за голоцен составляет в среднем 3150 лет [Ge et al., 1996].

На основании собранных сейсмотектонических, сейсмологических и палеосейсмогеологических материалов появилась возможность сделать заключение о повторяемости землетрясений разных магнитуд в западной части Монгольского Алтая за период времени, соизмеримый с длительностью всего голоцена.

Рис.1.19 Места проведения «тренчинга» (помечены латинскими буквами) на сейсморазрыве Фуюньского землетрясения (толстая черная линия) [Ge et al., 1996]. Короткими черточками показаны предгорные конуса выноса материала, зубчатые контуры, заштрихованные точками, крупные сейсмогенные оползни.

1.3.5 Сейсмический режим территории Монгольского Алтая Изучаемая территория рассматривается в пределах 43.5 - 48.0 с.ш., 82 95.0 в.д. Источниками для составления сводного каталога служили:

Унифицированный каталог землетрясений Северной Евразии с древнейших времен до 1990 г. от магнитуды М = 3.5. (УКЗСЕ) Кондорская Н.В., Уломов В.И. [Электронный ресурс http://www.scgis.ru/].

Каталог по Единой Сети Сейсмологических Наблюдений (ЕССН) СССР, создаваемый в г. Обнинск;

Earthquake Catalogs & Bulletins NEIC [Электронный ресурс http://neic.usgs.gov/neis/epic/epic_rect.html].

Данные, содержащиеся в вышеперечисленных каталогах, были подвергнуты взаимной проверке и дополняли друг друга.

В рассматриваемых каталогах приведенные данные имели разные типы магнитуд.

В сводном каталоге все сейсмологические данные были унифицированы по магнитуде по поверхностным волнам Ms. Для этого строились корреляционные зависимости:

между магнитудой mb (NEIC) после1990 г. и магнитудой MPSP (Оперативный сейсмологический каталог (OSC) ГС РАН);

магнитудой MPSP (OSC) и магнитудой MS (OSC).

На рис. 1.20 представлена карта эпицентров землетрясений (3 MS 8.3) региона. Из приведенного распределения видно, что очаги распределены неравномерно, наблюдается их группирование вдоль системы Горного Алтая, а именно в северо-западной части вдоль сейсморазрыва землетрясения 2003г., в юго-восточной части вдоль сейсморазрыва Тахийншарского землетрясения 1974 г., в северо-восточной части вдоль сейсморазрыва Урэгнурского землетрясения 1970г.

Для анализа сейсмического режима использовался Сводный каталог землетрясений. Максимальные магнитуды сейсмических событий в пределах рассматриваемой области достигают MS = 8.3. Всего в каталоге содержится сейсмических событий в интервале магнитуд 3.0 MS 8.3. В таблице 1. представлено распределение числа событий в каталоге по годам и магнитудам с древнейших времен по июль 2011 года включительно. Анализ таблицы показывает, что для всей рассматриваемой территории низшая представительная магнитуда может быть принята как MS = 3.5. Видно, что событий в интервале 7.3-7. не отмечено.

Рис.1.20 Карта распределения очагов землетрясений Монгольского Алтая. Желтым кружками отмечены события с магнитудой 2.0M6.0, черными – 6.0M7. Табл. 1.7 Распределение числа событий в Сводном каталоге по годам и магнитудам T, годы / M 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 6.5 7.0 7.5 8. 1761-1850 0 0 0 0 0 0 0 0 0 1851-1900 0 0 1 2 0 0 0 0 0 1901-1950 0 0 2 7 9 5 1 0 0 1951-1960 0 0 5 0 3 0 0 0 0 1961-1970 32 15 9 2 1 0 0 0 0 1971-1980 48 20 14 5 1 0 0 0 0 1981-1990 48 11 7 4 1 0 0 1 0 1991-2000 0 6 10 7 0 0 0 0 0 2001-2011 1 22 24 16 1 0 0 0 0 1.3.5.1 График повторяемости Для расчета графика повторяемости использовались следующие данные (табл. 1.8). Поскольку для событий с магнитудами MS = 6.5, 7.0, 7.5 и 8.0 период инструментальных наблюдений недостаточен, график повторяемости строился в интервале магнитуд 3.5 MS 6.0.

Табл. 1.8 Исходные данные для расчета графика повторяемости по сейсмологическим данным 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6. M 128 74 72 43 16 N T, лет 27 50 79 160 160 График повторяемости, построенный методом линейной ортогональной регрессии, дает представление о среднем периоде повторения землетрясений соответствующих магнитуд приведен на рисунке 1.21.

lg(N/T) lg(N/T)reg Рис. 1.21 График повторяемости Монгольского Алтая в интервале магнитуд 3. M S 6.0. Условные обозначения: lg(N/T)-значения для интервалов магнитуд;

lg(N/T)рег линия тренда.

Уравнение регрессии графика представленного на рис. 1.21 имеет вид:

Lg(N/T)=(4.91±0.13)-(1.08±0.01)M, R c =0. Далее к приведенным выше исходным данным табл. 1.8 были добавлены исторические данные и результаты полевых работ [Ge Shumo at al.., 1996]. Для периода 10000 лет обнаружены следы 5 землетрясений с М = 8.0 (включая толчки инструментального периода) (табл. 1.9).

Таблица 1.9 Исходные данные для расчета графика повторяемости по сейсмологическим.

историческим и палеосейсмологическим сведениям M 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 8. N 128 74 72 43 16 5 27 50 79 160 160 160 T Общий график повторяемости рассчитан в интервале М = 3.5–8.0 (рис. 1.22), решение получено в виде:

Lg(N/T)=(3.8534±0.5925)-(0.8960±0.0716)M, R c = 0. При сравнении полученных данных по западной части Монгольского Алтая выявлено увеличение наклона графика с –1.08 до –0.9, что изменяет повторяемость сильных событий. Землетрясений с магнитудами M=6.5, 7.0, 7.5 не использовались для построения графика в виду отсутствия данных о повторяемости таких событий. Вероятно, требуется проведение дополнительных палеосейсмогеологических работы с целью обнаружения исторических событий, в результате чего, можно будет сделать корректные выводы о повторяемости землетрясений с магнитудами 6.5, 7.0, 7.5.

lg(N/T) lg(N/T)reg Рис. 1.23 График повторяемости Монгольского Алтая в интервале магнитуд 3. M S 8.0. Условные обозначения: lg(N/T)-значения для интервалов магнитуд;

lg(N/T)рег линия тренда.

1.3.5.2 Сейсмическая активность Для изучаемой области Монгольского Алтая была рассчитана матрица сейсмической активности A3.3, которая затем была преобразована в карту (рис.1.23).

В качестве наиболее активных выделяются район сочленения Горного Алтая и Западных Саян, где располагались очаги землетрясений 1970 и 2003 гг., в которых значение сейсмической активности достигает 0,5.

Рис. 1.23 Карта сейсмической активности. Желтым кружками отмечены события с магнитудой 2.0M6.0, черными – 6.0M7. 1.3.5.3 Распределение гипоцентров по глубинам Распределение гипоцентров по глубине для сильных и умеренных землетрясений (MS 4.3) (рис.1.24) строилось по 147 сейсмическим событиям региона. Распределение по глубине гипоцентров слабых землетрясений (3.0 MS 4.2) было построено по 219 сейсмическим событиям без учета периода их представительных наблюдений (рис.1.25).

На полученных графиках наблюдается сходство картины распределения. В обоих случаях наблюдается ярко выраженный максимум на глубине 11-15 км.

Глубина залегания сейсмоактивного слоя оценивается как 10 км, его мощность км.

Рис.1.24 Распределние гипоцентров землетрясений по глубине сильных и умеренных землетрясений Рис.1.25 Распределние гипоцентров землетрясений по глубине слабых землетрясений 1.3.5.4 Определение максимально возможных землетрясений Проведенные палеосейсмогеологические исследования в пределах Горного и Монгольского Алтая выявили следы древних исторических и доисторических сильнейших землетрясений. По оценке амплитуды одноактных сейсмогенных смещений с учетом существенной сдвиговой составляющей магнитуда этих древних событий в первом районе составляла примерно 7.5 (амплитуда взбросовых и сбросовых смещений 0.5–1.6 м, а сдвиговых – более 1.5 м). Период повторяемости в среднем составил 1400 лет между землетрясениями с магнитудой около 7.0 и 2100 лет между событиями с магнитудой около 7.5. В западной части Монгольского Алтая взбросовые смещения по разрывам достигали 2 м, что соответствует магнитуде породившего их землетрясения около 8.0 (по аналогии с Фуюньским землетрясением 1931 г.). В то же время период повторения сильнейших землетрясений в пределах Монгольского Алтая больше такового для Горного Алтая – около 3000 лет, что, по-видимому, объясняется их более высокой магнитудой.

Проведенные в 1993-1995 гг. сейсмотектонические исследования позволили выявить максимальную магнитуду ожидаемых землетрясений как на Горном, так и на Монгольском Алтае около 8.0 [Рогожин и др., 1995]. В то же время были проведены исследования с применением метода внерегионального анализа комплекса геолого-геофизических данных [Рейснер, 2004], результаты также показали высокие значения ожидаемых землетрясений на Алтае Mmax8.0.

Полученные результаты свидетельствуют о том, все три метода палеосейсмологический, сейсмотектонический и внерегиональный дают одинаковые оценки Мmax, что говорит о высоком сейсмическом потенциале территории Алтая.

1.4 Корякское нагорье 1.4.1 Основные черты геологического строения и сейсмотектоника региона Корякская горная система, или Корякское нагорье, является составной частью Корякско-Камчатской складчатой области и занимает самый крайний северный фланг современного подвижного пояса. Нагорье в районе Берингово моря приурочено к границе Северо-Американской, Тихоокеанской и Евразийской литосферных плит.



Pages:   || 2 | 3 |
 

Похожие работы:





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.