Интенсивность землетрясений
Магниту́да землетрясе́ния (от лат. magnitudo — важность, значительность, крупность, величие) — величина, характеризующая энергию, выделившуюся при землетрясении в виде сейсмических волн. Первоначальная шкала магнитуды была предложена американским сейсмологом Чарльзом Рихтером в 1935 году, поэтому в обиходе значение магнитуды называют шкалой Рихтера.
Шкала Рихтера содержит условные единицы (от 1 до 9,5) — магнитуды, которые вычисляются по колебаниям, регистрируемым сейсмографом. Когда происходит землетрясение, то сначала становится известной именно его магнитуда, которая определяется по сейсмограммам, а не интенсивность, которая выясняется только спустя некоторое время, после получения информации о последствиях.
Правильное употребление: «землетрясение магнитудой 6,0».
Прежнее употребление: «землетрясение силой 6 баллов по шкале Рихтера».
Неправильное употребление: «землетрясение магнитудой 6 баллов», «землетрясение силой в 6 магнитуд по шкале Рихтера».
Интенсивность проявления землетрясений на поверхности измеряется в баллах и зависит от глубины очага и магнитуды землетрясения, служащей мерой его энергии. Максимальное известное значение магнитуды приближается к 9. Магнитуда связана с полной энергией землетрясения, но эта зависимость не прямая, а логарифмическая, с увеличением магнитуды на единицу энергия возрастает в 100 раз, т. е. при толчке с магнитудой 6 высвобождается в 100 раз больше энергии, чем при магнитуде 5, и в 10 000 больше, чем при магнитуде 4.
Интенсивность тем больше, чем ближе очаг расположен к поверхности, так, напр., если очаг землетрясения с магнитудой, равной 8, находится на глубине 10 км, то на поверхности интенсивность составит 11-12 баллов; при той же магнитуде, но на глубине 40-50 км воздействие на поверхности уменьшается до 9-10 баллов.
Сейсмические шкалы
Сейсмические движения сложны, но поддаются классификации. Существует большое число сейсмических шкал, которые можно свести к трем основным группам.
В России применяется наиболее широко используемая в мире 12-балльная шкала МSK-68 (Медведева-Шпонхойера-Карника). Оценка интенсивности, в основу которой положены бытовые последствия землетрясения, легко различаемые даже неопытным наблюдателем, в сейсмических шкалах разных стран различна. Например, в Австралии одну из степеней сотрясения сравнивают с тем "как лошадь трется о столб веранды", в Европе такой же сейсмический эффект описывается так - "начинают звонить колокола", в Японии фигурирует "опрокинутый каменный фонарик". В наиболее простом и удобном виде ощущения и наблюдения представлены в схематизированной краткой описательной шкале (вариант MSK), которой может пользоваться каждый.
Балл - Проявление на поверхности
1 - Не ощущается никем, регистрируется только сейсмическими приборами
2 - Ощущается иногда людьми, находящимися в спокойном состоянии
3 - Ощущается немногими, более сильно проявляется в помещении на верхних этажах
4 - Ощущается многими (особенно в помещении), в ночное время некоторые про-сыпаются. Возможен звон посуды, дребезжание стекол, хлопки дверей
5 - Ощущается почти всеми, многие ночью просыпаются. Качание висячих пред-метов, трещины в оконных стеклах и штукатурке
6 - Ощущается всеми, осыпается штукатурка, легкие разрушения зданий
7 - Трещины в штукатурке и откалывание отдельных кусков, тонкие трещины в стенах. Толчки ощущаются в автомобилях
8 - Большие трещины в стенах, падение труб, памятников. Трещины на крутых склонах и на сырой почве
9 - Обрушение стен, перекрытий кровли в некоторых зданиях, разрывы подзем-ных трубопроводов
10 - Обвалы многих зданий, искривление железнодорожных рельсов. Оползни, обвалы, трещины (до 1 м) в грунте
11 - Многочисленные широкие трещины в земле, обвалы в горах, обрушение мос-тов, только немногие каменные здания сохраняют устойчивость
12 - Значительные изменения рельефа, отклонение течения рек, предметы под-брасываются в воздух, тотальное разрушение сооружений
Рис.1.
Безусловно, предотвратить землетрясение для человека остается до сих пор невозможной задачей, но своевременно спрогнозировать данную опасную ситуацию и уменьшить количество пострадавших и разрушительных последствий – под силу. Изучением данной проблемы и занимается сейсмология.
Сейсмологические исследования проводятся на той или иной территории с целью создания сейсмического районирования (картматериала). На основе изучения глобальной сети сейсмометрических станций по всей стране ученые способны выявить сейсмологические процессы и определить местоположение опасных очаговых зон, а также их сейсмический потенциал. Только после детального исследования возможно дать точную оценку на исследуемой местности сейсмической опасности и сейсмического риска
Существует две основные группы сейсмических методов решения геологических задач: сейсморазведка и сейсмология.
Сейсмологические исследования проводятся как на небольших участках, так и на огромных территориях. Так, например, для меньших территорий используются искусственные источники сейсмических волн (взрыв, падающий груз и др.), благодаря которым специалисты проводят исследования и дают оценку о сейсмической опасности конкретно на испытываемом участке. Конечно, для более обширных территорий такой метод испытаний просто невозможен, поэтому следует основываться только на действиях настоящих землетрясений, которые происходили на исследуемой местности за определенный период времени. Только на основании этих данных ученые могут детально изучить глубинное строение Земной коры и определить уровень сейсмической опасности.
К основным сейсмологическим направлениям относится изучение сейсмического процесса, очага землетрясения, волнового сейсмического поля вдали и вблизи очага (инженерная сейсмология). Исследование сейсмического процесса включает изучение совокупности землетрясений в пространстве и времени, выявление причинных и стохастических закономерностей их возникновения и связи с общей эволюцией Земли.
Практическая их цель — долгосрочный прогноз мест возникновения, силы и повторяемости землетрясений (Сейсмическое районирование). При изучении очага землетрясения проводят детальные исследования процессов подготовки землетрясения в реальной физико-геологической среде, смещений блоков Земли и других превращений среды в очагах, оценку параметров очага, выявляют предвестники землетрясений и разрабатывают краткосрочный и оперативный прогноз времени землетрясений, способы управления сейсмическим процессом, оценивают возможность антропогенного (техногенного) влияния на сейсмичность.
Сейсмологические исследования включают визуальные наблюдения над землетрясениями и регистрацию возбуждаемых землетрясениями сейсмических волн во всём динамическом и частотном диапазонах (приборные наблюдения). Сеть сейсмических станций составляет основу сейсмической службы, призванной вести наблюдения за сейсмическим процессом, составлять бюллетени и каталоги землетрясений, предупреждать о вызываемых подводными землетрясениями волнах цунами, информировать производство о сильных землетрясениях и т.д. Системы экспедиционных сейсмографов помещаются в очаговых областях происшедших сильных землетрясений для регистрации их последующих толчков, на площадках особо ответственного строительства (например, строительства АЭС и ГЭС), на дне океанов и морей. Экспедиционные сейсмографы засылались также на Луну и Венеру.
Визуальные наблюдения выполняют в очаговых областях сильных землетрясений путём геолого-геоморфологического обследования с целью выявления вновь образованных или обновлённых тектонических разрывов, смещений блоков, обвалов, оползней и пр.
Тема 2. ТЕОРИЯ И МЕТОДОЛОГИЯ СЕЙСМОГЕОМОРФОЛОГИИ
Сейсмогеоморфология - раздел геологии, изучающий разнообразные проявления землетрясений и палеоземлетрясений в новейшей структуре, в рельефе и осадконакоплении. Сейсмогеоморфология дает оценку силы, повторяемости и разрушительных последствий землетрясений, т. е. оценку сейсмической опасности, а также оценку роли землетрясений в геологических процессах.
В.П. Солоненко - основатель сибирской школы определения места и силы древних землетрясений. Проведенные им исследования по эпицентральной зоне землетрясений имели большое теоретическое и прикладное значение в сейсмологии и сейсмотектонике.
Полевые наблюдения привели В. П. Солоненко к важному теоретическому выводу о большой роли землетрясений в образовании форм рельефа и геологической структуры. С действием землетрясений В. П. Солоненко связывает образование не только разрывных деформаций, но также флексур, куполовидных и других структурных форм.
Он разработал классификацию сейсмогенных структур и шкалы балльности по сейсмолокациям, классификацию сейсмогенных оползней и основы их прогнозирования.
Палеосейсмогеологическая методика, основы которой разработаны В. П. Солоненко (1962, 1973), позволяет вовлекать в сейсмический прогноз данные о сильнейших землетрясениях, выраженные в виде деформаций рельефа и горных пород, возникших и сохраняющихся в течение последних порядка 10 000 лет.
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.
В этом случае наиболее информативным следует признать палеосеймогеологический метод, разработанный В.П. Солоненко [16, 17], который основывается на выявлении сейсмических дислокаций и расшифровке параметров сейсмических событий, информационно отождествленных в их структуре.
Поиск сейсмогеологических структур в некоторых районах осложняется тем, что породы слабой денудационной стойкости, слагающие сейсмодислокации, подвержены быстрому разрушению. Так, например, спустя несколько лет после Гоби-Алайского катастрофического землетрясения, большая часть морфологических следов сейсмического события, сохранившихся в глинах, была уничтожена.
Одной из особенностей геологического строения района Горного Крыма является наличие скальных пород, которые могут сохранять следы сейсмических событий различной мощности на протяжении длительного времени. Основной проблемой сейсмогеологии является нахождение истинных сейсмодислокаций. В настоящую эпоху сейсмичность Крыма отличается слабой и средней интенсивностью. В связи с этим особую актуальность здесь приобретает проблема распознавания истинных сейсмодислокаций от псевдосейсмодислокаций, так как многие геолого-геоморфологические структуры имеют полигенетическую природу.
Внимание на формы рельефа предположительно сейсмической природы в Крыму было обращено давно. Впервые упоминание о сейсмическом происхождении Крымских обвалов мы находим у И.В. Мушкетова. П.А. Двойченко, в серии работ, посвященных последствиям Ялтинского землетрясения 1927 года, утверждает, что многие смещенные массивы и обвалы Южного Берега Крыма могут носить и сейсмогенную природу. В дальнейшем палеосеймогеологический метод достаточно широко использовался в исследованиях сейсмических явлений Крымского полуострова
Несмотря на такой интерес к сейсмогенным структурам и их достаточно глубокое изучение многими авторами, следует отметить, что эти структуры рассматривались, в большой своей части, с позиции классической геологии и сейсмогеологии. Но, при изучении таких сложных комплексных структур, как сейсмодислокации, весьма перспективным является сейсмогеоморфологический метод, основу которого составляет сейсмоморфогенетический подход.
Под сейсмоморфогенезом понимается процесс формирования рельефа территории под действием сейсмических процессов, в результате которых возникают геоморфологические комплексы, генетически связанные с геологическим строением, рельефом, тектоникой и сейсмическим потенциалом региона. Значение сейсмоморфогенеза в геоморфологической структуре сейсмической области может меняться как во времени (усиливаясь или уменьшаясь), так и в пространстве.
«Сейсмоморфогенез земной поверхности», это изменения рельефа, обусловленные сейсмическими процессами, на основе которого разработана морфогенетическая классификация сейсмогенных структур. Т.н. с использованием геолого-геоморфологических, инженерно-геологических и др. методов изучения известняковых массивов, установлеивается их тесная связь с сейсмоактивными структурами.
«Сейсмоэкологическая ситуация» - совокупность состояний и рисков сейсмической опасности и элементов геоэкосистем, находящихся в субъектно-объектных отношениях, характерных для данной территории в определенный период времени.
Методика оценки сейсмоэкологической ситуации. В алгоритм расчета включаются критерии: сейсмическая опасность, дифференцированная с помощью сейсмогеологического метода (известняковые сейсмодислокации и сейсмогравитационных явления), плотность населения и расположение объектов социохозяйственных подсистем. Эти три фактора вносят наиболее значительный вклад (80-90%) в суммарный ущерб от землетрясений.
В работах И.Б. Вахрушева геоэкологический подход к изучению известняковых массивов как элементов геоэкосистем сейсмически опасных территорий Южнобережного Крыма предполагает учет соответствующих внутренних и внешних свойств этих объектов, на основе которых рассматривается их роль в сейсмоэкологической ситуации и место в природоохранной структуре региона.
При этом сложность анализа опасных природных явлений, в том числе и землетрясений, обусловлена тем, что они носят неустойчивый и пороговый характер самоорганизации связанный с нелинейностью развития. В этом главная трудность оценки экологической ситуации природного характера.
Одной из важных задач подобного подхода является разработка региональной классификации сейсмогеологических процессов и сейсмогеоморфологических явлений. Решая такую сложную проблему, как классификация, необходимо руководствоваться, не только выбором критерия, по которому будет строиться классификация, но и опытом подобных или близких к проблеме классификаций.
Палеосейсмогеологическая методика, основы которой разработаны Н. А. Флоренсовым (1960) и В. П. Солоненко (1962, 1973), позволяет вовлекать в сейсмический прогноз данные о сильнейших землетрясениях, выраженные в виде деформаций рельефа и горных пород, возникших и сохраняющихся в течение последних порядка 10000 лет. Выделяют несколько морфологически различных типов палеосейсмодислокаций:
1) тектонические разломы - различной кинематики (сбросовые и взбросовые уступы, сдвиги, расщелины);
2) гравитационно-тектонические - блоковые смещения, преимущественно по вертикали, крупных объемов горных пород, в том числе сейсмоблоки (Важенин, Мишин, 1993, Важенин 1995 б);
3) гравитационные - обвалы, оползни, осыпи.
Эта, методика отличается от известной тем, что поиск древних эпицентральных зон на первом этапе исследований производится по стереомодели на серийных спектрозональных космоснимках с разрешением на местности в первые десятки метров, а в качестве индикаторов используются крупные гравитационные дислокации - преимущественно скальные обвалы объемами свыше 1 млн. куб. м. Такой объем имеет куб с ребром 100 м.
Возможность использования крупных горных обвалов в качестве индикаторов комплексных роев палеосейсмодислокаций, служащих для выявления древних эпицентральных зон, базируется на их более легкой, нежели других типов дислокаций, дешифрируемости на указанных кос-моснимках, а также на том, что они являются обычным, а порой, и единственным результатом самых сильных разрушительных землетрясений интенсивностью 8 и более баллов.
При этом не известен ни один случай современного несейсмогенного формирования роев (а не отдельных гравитационных дислокаций) даже в условиях весьма активных современных тектонических движений.
При сейсмоморфогенетическом подходе с позиции классической геоморфологии необходимо различать как процессы, так и факторы сейсмического рельефообразования.
К геологической группе факторов относятся: литологический, тектонический, стратиграфический.
Для Крыма наличие мощной толщи верхнеюрских известняков и конгломератов Главной гряды, а также и подстилающих их глин и сланцев таврической серии, имеющих различные физико-механические свойства, определяет роль литологического фактора. При сейсмических событиях реакция этих пород будет существенно отличаться.
Важным фактором образования сейсмогенных форм рельефа является тектоническое строение территории.
Существует несколько гипотез по этой проблеме. К ним относятся концепции складчатого, блокового и надвигового строения. Однако следует отметить, что фактический материал, используемый сторонниками как надвиговой, так и блоковой модели тектогенеза Крыма, имеет место в реальной геологической среде. Анализ геологических данных показывает, что на границах крупных надвиговых пластин действительно имеются так называемые коллизионные структуры, с которыми связаны очаги землетрясений. Но в тоже время внутри самих тектонических пластин разгрузка стрессовых напряжений осуществляется по типу блоковой тектоники. В блоковой теории большое значение придается сейсмогенезу крупных поперечных разрывов северо-западного и северо-восточного простираний, что вызывает определённую критику их оппонентов. Однако наличие подобных сейсмоактивных разрывов вполне согласуется с механизмом надвиговых движений. Фронт Южнокрымско-Кавказского надвига превышает 1500 км. Отставание или опережение одной из частей надвига приводит к возникновению на их границе сдвигающих усилий и формированию поперечного к фронту сейсмоактивного разрыва. Здесь наблюдается определённое генетическое сходство с трансформными разломами срединно-океанических хребтов.
Горные массивы Крыма разбиты на блоки разных размеров, часть из которых относится к сейсмогенерирующим. В связи с этим сейсмогеологические явления в своём распространении тесно связаны с активной тектоникой. За разрывом и пред ним возникают интерференционные явления, связанные с наложением на первичное невозмущённое поле части поля, порожденной возмущающим действием разрыва. Породам приразрывной зоны свойственна пониженная сейсмическая жесткость. При сильных сейсмических воздействиях это благоприятствует возникновению сейсмодислокаций. Примером подобных структур является гора Кошка, смещённые массивы Казу-Кая и Суатского блока.
Другим, не менее важным, фактором сейсмического рельефообразования, является стратиграфический. Он обусловлен двухслойным строением горных массивов Крыма: жесткие верхнеюрские известняки и конгломераты залегают на более слабом основании (аргиллиты, алевролиты, песчаники таврической серии). Из-за различных физико-механических свойств известняки испытывают дополнительные напряжения сжатия-растяжения и сдвига при распространении продольных и поперечных волн. Они могут достигать 500-800 и 340-490 кг/см2. В более слабых породах, слагающих основание горных массивов, эти напряжения в 4-5 раз меньше. Длительность сейсмических колебаний на скальных грунтах в 1,3 раза меньше, чем на полускальных и в 1,7 раза меньше, чем на песчаных.
Горные массивы Крыма – это, в основном, цокольные сооружения, в которых плотность пород основания меньше (в среднем 2,5 г/см2), чем плотность пород собственно массива (в среднем 2,7 г/см2). В этом случае сила землетрясения может возрастать за счет собственных колебаний. При более детальном рассмотрении группа геологических факторов сейсмического рельефообразования может быть дополнена.
К группе геоморфологических факторов сейсмоморфогенеза относятся: наличие крутых и обрывистых склонов, обладающих высокой энергией рельефа; развитие экзогенных процессов, где главным генетическим фактором является гравитация; наличие подземных карстовых форм.
Резкие изменения рельефа произошли при знаменитом Гоби-алтайском землетрясении силой 12 баллов, происшедшем на юге Монголии 4 декабря 1957 г. Детальное изучение плейстосейстовой области этого землетрясения позволило получить точные данные о сейсмодислокациях, вызванных этим землетрясением. Оказалось, что при землетрясении хребет Гурбан-Богдо – северная ветвь Гобийского Алтая протяженностью 275 км и высотой до 4000 м – поднялся примерно на 10 м и на такое же расстояние сдвинулся к востоку. Внутри наиболее высокой части хребта образовался Центральный грабен протяженностью 15-16 км. Произошли также срывы вершин гор, крупные сбросо-обвалы. Феноменальной представляется структура Битут-сейсмо-гравитационного тектонического клина. По системе сбросов часть горы протяженностью более 3 км и шириной 1,1 км опустилась на 328 м. Расчеты показывают, что для образования этой структуры ограничивающие ее тектонические трещины должны были раскрыться на 12 м. Это представляется вполне возможным, поскольку при гоби-алтайском землетрясении встречались и более широкие трещины (до 14 и даже до 19 м).
Рис. Гоби-Алтайская сейсмогенная зона
К основные процессам сейсмоморфогенеза относятся: сейсмотектонический, гравитационно-сейсмотектонический, сейсмогравитационный и другие, образующие парагенетические комплексы с современными экзогенными процессами (сейсмооползневой, сейсмоселевой, сейсмокарствый и др.).
Сейсмотектонический процесс. Проявляется во время мощных, катастрофических землетрясений в результате выхода на поверхность сейсмогенерирующей структуры, в рельефе представленной сейсмотектоническими рвами и крупными трещинами. Такие формы рельефа широко распространены в районах сильных и очень сильных землетрясений. Имеются данные о сейсмотектонической природе крупных рвов Севастопольского и Опукского районов.
Группа гравитационно-сейсмотектонических процессов. Возникает в районах сейсмоактивных разломов, а также в зонах крупных разрывных нарушений, испытавших пассивное вскрытие при сильных землетрясениях. К ним относятся: сейсмограбены, образованные в результате расседания вершин гор; сейсмосбросы, возникающие при отседании склонов во время сейсмического события; сбросообвалы, образующиеся там, где тектонические сбросы отсекают крупные склоны гор, висящие в сторону долин. Характерны сейсмотектонические клинья при ударах, направленные снизу вверх. Подобные структуры изучены в районе Ласпи, Леменского хребта, интрузивных массивов Аю-Даг, Кастель и др.
Сейсмогравитационные процессы образуют широкий спектр сейсмо-геоморфологических парагенетических комплексов. Здесь сейсмические процессы действуют в сумме с геоморфологическими экзогенными процессами, усиливая или ослабляя их. Проявляются они при сейсмических событиях на обрывах и крутых склонах. Приращение силы тяжести во время землетрясения приводит к обрушению и осыпанию склонов – возникает сейсмогравитационный парагенетический комплекс. В прибровочных частях крымских яйл к нему относятся сейсмогравитационные рвы. Сейсмогенные обвалы имеют огромные размеры и большой путь каменного потока, дальность их распространения может быть значительно увеличена при возникновении эффекта «воздушной подушки». Такой эффект чаще всего возникает в долинах. В каменный поток могут быть включены крупные блоки, соизмеримые с отторженцами южного макросклона. Это лишний раз доказывает сложность и проблематичность происхождения массандровской толщи, но в любом случае они являются палеогеологическими структурами и к современным землетрясениям отношения не имеют.
Сейсмооползневой парагенетический комплекс возникает в результате взаимодействия сейсмических и оползневых процессов. Различают оползни, активизированные сейсмическими ударами, и собственно сейсмические оползни.
Сейсмогравитационные и сейсмооползневые процессы были широко распространены в эпоху интенсивного поднятия Крымских гор и максимального проявления сейсмических событий.
Сейсмоселевой парагенетический комплекс может возникать при пространственно-временном совпадении мощного землетрясения с моментом выпадения обильных атмосферных осадков. Происходящие в это время обвалы, осыпи и оползни подпруживают сток рек и временных водотоков, что сопровождается размывом или сдвигом преград и образованием селевых валов. Подобные явления известны в современных высокосейсмичных районах многих горных стран. Для Крымского региона такие сейсмогенные формы возможны в отложениях массандровского комплекса.
Сейсмокарстовый парагенетический комплекс. Его образование связано с наличием крупных карстовых пустот в верхнеюрских известняках. Землетрясения могут вызывать провалы сводов, межэтажных перекрытий, обрушение крупных натёков и колонн в карстовых пустотах. С другой стороны, крупные обвалы в карстовых пещерах могут возбуждать сейсмоволны, являющиеся причиной так называемых карстовых землетрясений. Их интенсивность может достигать в Крыму 3 баллов.
Приведённые данные о процессах и факторах сейсмоморфогенеза Южного макросклона Крымских гор, свидетельствуют о том, что сильные землетрясения являются одним из важных процессов развития рельефа Крымским гор. Сейсмическое рельефообразование, протекающее согласно факторам сейсмоморфогенеза, создаёт характерные только для этой территории геоморфологические структуры. В связи с этим включение импульсных сейсмически обусловленных изменений рельефа в эволюционные схемы морфогенеза позволит не только получить более полное и адекватное действительности представление о развитии рельефа Крымских гор, но и установить степень геоэкологического риска, связанного с этими явлениями.
Тема 3. СЕЙСМИЧНОСТЬ КРЫМСКОГО ПОЛУОСТРОВА
Крымский полуостров является одним из наиболее активных сейсмических районов. Первое, и достаточное ясное, упоминание о сейсмике Крыма, мы встречаем у Геродота. Описывая Скифию, он сообщает, что здесь «землетрясение считается чудом, случится ли оно зимой или летом» . Активизация землетрясений Крымско-Черноморского региона за период инструментальных наблюдений (с 1927 года) неравномерна во времени и в пространстве. Сейсмические процессы носят квазипериодический характер, с периодом цикла около 27 лет [19]. За геологическое время характер сейсмичности Крымского региона претерпел определённую эволюцию. Максимум его пришелся на плиоцен и ранний четвертичный период. К современности мощность и повторяемость землетрясений уменьшалась. Однако непродолжительность периода инструментальных наблюдений не позволяет выявить особенности сейсмических процессов, связанных с цикличностью больших периодов.
Современный морфоструктурный облик Горного Крыма является результатом интерференции воздымающихся под воздействием эндогеодинамических процессов участков байкальского, герцинского и наложенных на них киммерийских структурно-формационных тел. Альпийская активизация различно ориентированных байкальского и герцинского погребенных сооружений, образующих единый консолидированный цоколь Горного и Равнинного Крыма, лежит в основе эпиплатформенного характера Горного Крыма, его тесной структурной связи с Центрально-Крымским сводовым поднятием и морфоструктурной обособленности от Керченского периклинория. В пределах глыбово-сводового поднятия Горного Крыма выделяется обычно три геоморфологические области: Главная гряда Крымских гор, их южные и северные склоны [5].
Рис. 3.1 Схема отражения активизированных тектонических структур в рельефе Крыма. [226]
Границы cтруктурно-формационных комплексов: 1 - Байкальского; 2 – Герцинского; 3 – Киммерийского; 4 – основные активизированные разломы; 5 – южная граница шельфа Крымского п-ова; 6 - морфоизозипсы.
Главная гряда Крымских гор соответствует наиболее приподнятой части Крымского горного сооружения и сложена карбонатными и терригенными толщами, образующими средневысотные столовые и складчато-глыбовые горы, разделенные эрозионно-тектоническими котловинами. На формирование этой области определяющее влияние оказали восходящие послепонтические (особенно среднеплиоценовые и четвертичные) движения сводового характера, исходящие от активизированных байкальского и герцинского погребенных сооружений, а также блоковые движения по активизированным зонам разломов различного простирания. Оформившиеся на разных стадиях киммерийского тектогенеза главные глыбово-складчатые структуры Горного Крыма предопределяют основные морфоструктурные элементы Главной гряды: Юго-Западную, Центральную эрозионно-карстово-денудационную и Восточную эрозионно-денудационную морфоструктуры, разделенные Альминским и Приветненским глубинными разломами [226].
Юго-Западная морфоструктура - район интенсивно расчлененных (особенно на западе) складчато-глыбовых хребтов с межгорными эрозионно-тектоническими котловинами (Байдарской, Варнутской), по существу являющимися огромными эрозионно-карстовыми окнами в карстующихся карбонатных массивах верхней юры. Резко расчлененный рельеф и масштабы карстообразования свидетельствуют об интенсивно проявленных здесь процессах воздымания и разуплотнения горных пород в зонах и узлах пересечения активизированных межблоковых и кольцевых разломов с образованием эрозионно-денудационных морфоскульптур. Восточнее Главная гряда состоит из наиболее возвышенных, последовательно сменяющихся платообразных нагорий (яйл), разделенных горными перевалами-верховьями ущельевидных горных речных долин, врезанных в древние плоские поверхности яйл. [89, 153].
Крутые южные склоны карбонатных блоков (пластин) в условиях новейших восходящих движений, а возможно, и горизонтальных перемещений к югу, осложнены гравитационными процессами, сколами и отторжением по зонам листрических нарушений крупных массивов яйл. Общее простирание Юго-Западной морфоструктуры полностью соответствует простиранию погребенного байкальского сооружения.
Юго-восточная морфоструктура Главной гряды построена значительно сложнее, что обусловлено периодически возобновляющимся воздействием не только байкальских структур северо-восточного простирания, но и древних северо-западных. Наибольший суммарный эффект такого воздействия наблюдается в области, пространственно охватывающей крупнейшие горные массивы Крыма: плато Чатыр-Даг, Долгоруковскую яйлу и Караби-яйлу и, по сути, являющуюся отдельной специфически построенной морфоструктурой Главной гряды. Столовые возвышенности этих массивов расположены на двух древних пенепленизированных уровенных поверхностях, разделенных крутым уступом. Нагорья соответствуют крупным тектоническим блокам Горного Крыма и разделены системой радиально расходящихся эрозионных врезов, заложенных по ослабленным зонам тектонических нарушений. Сочетание тектонических (эндогенных) и внешних (экзогенных) воздействий, а также литологический фактор сформировали здесь уникальные морфоскулыггуры, в т.ч. эрозионно-тектонический мегацирк урочища Хапхал. На Юго-Восточную морфоструктуру решающее влияние оказали два фактора: общее воздымание герцинского складчатого сооружения, вызвавшего подъем этой части Крымских гор, и активизация зон разрывных нарушений карельского, байкальского и киммерийского заложения, расчленивших первично созданную горную цепь. Снижение горной цепи к востоку вызвано замыканием погребенных герцинских сооружений, контролирующих положение восточной оконечности горного массива.
Южные склоны Главной гряды представляют собой краевую часть ядра Крымской мегантиклинали, вскрытую в результате совместного воздействия экзогенного и эндогенного факторов в течение плиоцен-четвертичного времени. Эта узкая южнобережная полоса расположена в переходной зоне сопряжения двух разнородных блоков литосферы (с байкальско-герцинским основанием Горного Крыма и карельским фундаментом Черноморской котловины) и взаимодействия противоположно направленных вертикальных новейших движений: сводового воздымания Горного Крыма и опускания Черноморской впадины [197].
Воздействие дифференцированных разнонаправленных новейших движений обусловило расколы карбонатного «панцыря» яйлинских известняков в зоне Южнобережного глубинного разлома и смещение вниз по склону крупных карбонатных массивов, а также обнажение существенно глинистой толщи таврического флиша. Специфическими Крымскими формами рельефа являются смещенные массивы известняков верхней юры (генетических аналогов пермокарбоновых олистостромов, приуроченных к Предгорной морфоструктуре), а также отпрепарированные денудацией останцы палеовулканических центров Крыма. К зонам многочисленных разрывных нарушений приурочены эрозионно-тектонические амфитеатры и сложные оползневые деформации, расположению которых способствует вещественный состав пород и обводненность тектонических нарушений [147].
Морфология рельефа южного склона отражает общие закономерности развития морфоструктур Главной гряды, так как эти элементы имеют единую тектоническую основу. Узкая и крутая западная часть южного склона резко отличается от широкой и выположенной восточной части. Границей раздела служит зона Альминского глубинного разлома. Отдельным морфоструктурным районом следует считать Судакско-Карадагскую часть побережья, состоящую из сочетания рифовых, палеовулканических массивов и полузакрытой Баракольской котловины.
Тема 4.СЕЙСМОДИСЛОКАЦИИ КРЫМА
Сейсмодислокации – поверхностные деформации, сопровождающихе сильные землетрясения. Под сейсмодислокациями понимается комплекс выраженных в рельефе остаточных (тектонических и гравитационных) деформаций, образование которых невозможно объяснить никакими другими причинами кроме сейсмических [Чернов, 1978]. При этом они зачастую являются единственным источником сведений о сильных палеоземлетрясениях и их повторяемости. Масштаб и характер как древних, так и современных нарушений поверхности дают информацию о силе породивших ихсейсмособытий.
В соответствии с классификацией, предложенной В.П. Солоненко [1966],сейсмодислокации подразделяются на сейсмотектонические (тектонические разрывы разных генетических типов, возникающие в очагах землетрясений и выходящие на земную поверхность), сейсмогравитационные (сейсмообвалы, сейсмооползни и прочие смещения горных имущественно движения по разломам, многократно усиленные гравитацией). До настоящего времени основное внима-ние уделялось анализу сейсмотектонических палеодислокаций, в результате которого были установлены эмпирические соотношения, свя-зывающие различные физические параметры разрывных нарушений с магнитудами вызвавших их землетрясений.
Рис. 1. Типы сейсмодислокаций
Помимо разрывных нарушений, сильны землетрясения в горах сопровождаются сейсмогенными обвалами, оползнями, осовами, камнепадами. В настоящий момент при оценке сейсмичности с использованием палеосейсмогеологического метода сейсмогравитационные дислокации используются в основном для определения положения эпицентральных зон и возможного датирования сильных землетрясений прошлого.
Использование сейсмогравитационных дислокаций позволяет получать численные оценки объема смещаемого в результате землетрясений склонового субстрата и вклада, вносимого в этот показатель афтершоковым процессом. В конечном итоге, это дает возможность рассчитывать скорость сейсмогравитационной денудации рельефа. Таким образом, предлагаемый подход позволяет количественно оценивать степень влияния сейсмической деятельности на морфогеодинамику земной поверхности.
Дата добавления: 2016-03-27; просмотров: 3159;