1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Геотектоника
  4. № 3, 2022

Геотектоника, 2022, № 3, стр. 3-19

Активная тектоника Восточной Арктики: новые данные геолого-геофизических исследований на мысе Фомы (запад острова Врангеля)

А. Н. Овсюченко 1, Д. Е. Едемский 2, Р. А. Жостков 1, *

1 Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН
123995 Москва, д. 10, Б. Грузинская ул., Россия

2 Институт земного магнетизма, ионосферы и распространения радиоволн им. Н.В. Пушкова РАН (ИЗМИРАН)
108840 Москва, Троицк, д. 4, Калужское шоссе, Россия

* E-mail: shageraxcom@yandex.ru

Поступила в редакцию 07.04.2022
После доработки 25.04.2022
Принята к публикации 11.05.2022

Полный текст (PDF)

Аннотация

Представлены результаты первых комплексных геолого-геофизических исследований активной тектоники в западной части острова Врангеля, выполненных в ходе экспедиции Северного флота РФ и Русского географического общества в 2020 г вдоль трассы Северного морского пути на ледоколе “Илья Муромец”. Изученный нами уступ на мысе Фомы имеет тектоническую природу и представляет собой активный разлом субширотного простирания, по которому в современную геологическую эпоху происходили неоднократные подвижки, реализующие надвигание горного хребта на приморскую низменность. В отличие от палеозойско‒мезозойских структур южного падения, активный взбросо-надвиг имеет северное падение и отражает смещение горной цепи с севера на юг. Проведенные исследования позволяют обоснованно полагать, что вдоль границы растущего тектонического блока Западного плато и Южной приморской низменности острова Врангеля протягивается потенциальный очаг сильных землетрясений. Полученные данные существенно уточняют имеющиеся сведения о динамике и кинематике молодых тектонических движений на острове Врангеля, но входят в противоречие с низкой активностью по сейсмологическим данным. Сделано предположение, что в настоящее время потенциальный очаг находится в стадии сейсмического затишья.

Ключевые слова: активная тектоника, палеосейсмология, сейсмотектоника, георадар, сейсмическая опасность, очаг землетрясения, Арктика, остров Врангеля

ВВЕДЕНИЕ

Современная тектоническая активность и сейсмическая опасность Арктического региона, за редкими исключениями, до недавних пор исследовалась с резким преобладанием роли инструментальных сейсмологических данных. До 1950-х гг. во всем Арктическом регионе функционировали только три международные стационарные сейсмические станции. Уровень минимальной магнитуды землетрясений, регистрируемых без пропуска данными станциями, составлял M = 5.5‒6 [1].

Только в 1950-х годах в регионе установлены три первые отечественные стационарные сейсмические станции: ст. Апатиты и ст. Тикси в 1956 г., ст. Хейс в 1957 г., к 1990-му году количество действующих сейсмических станций было увеличено до девяти, расстояния между станциями и в настоящее время составляют сотни и тысячи километров.

Таким образом, данные о землетрясениях Восточной Арктики имеются за последние 70 лет. Информация за столь небольшой отрезок времени позволяет составить представления о сейсмичности и современной тектонической активности в общих чертах, а открытие каждой новой станции вносит существенные коррективы в представления о распределении сейсмоактивных зон [28].

По этой причине особую важность приобретают палеосейсмологические исследования. Не смотря на современное бурное развитие палеосейсмологического метода, в российской Арктике такие исследования проводились, в основном, на Кольском п-ове, фрагментарно в районе устья р. Лена, на самом севере Верхоянского горного сооружения, на арх. Северная Земля и на побережье Таймырского п-ова [10, 14‒16, 20, 22, 24, 29].

Целью статьи является анализ результатов первых геолого-геофизических исследований активной тектоники и следов сильных землетрясений на острове Врангеля, выполненных в 2020 г. в ходе Комплексной экспедиции Северного флота РФ и Русского географического общества вдоль трассы Северного морского пути на ледоколе “Илья Муромец”. Исследования были проведены в западной части острова Врангеля, в районе мыса Фомы (рис. 1).

Рис. 1.

Обзорная карта Восточной Арктики (цифровая модель рельефа, по [52]). Показано (квадрат черным) положение региона исследования.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Остров Врангеля расположен в центральной, наиболее приподнятой части сводово-блоковой структуры, в пределах которой протерозойский фундамент палеозойско‒мезозойских складчатых структур выведен на поверхность [4, 5, 18, 19, 31]. Сложно деформированный осадочный чехол острова имеет складчато-надвиговое строение при общем субширотном простирании структур [5, 8, 18, 19, 31, 36].

В составе чехла выделяется несколько структурно-вещественных комплексов – от терригенно-карбонатного позднесилурийско‒среднедевонского до турбидитового позднетриасового [18, 32]. Западная часть острова Врангеля, где были проведены наши исследования, сложена толщей позднетриасовых терригенных турбидитов, которые характеризуются ритмичным переслаиванием темных песчаников, алевролитов и глинистых сланцев.

Остров имеет горный рельеф с абсолютными высотами до 1096 м. Горы вытянуты цепью в центральной части острова, а на севере и юге сменяются полого-наклонными приморскими равнинами с берегами лагунного типа [36]. Наиболее крупные лагуны расположены на северном побережье. Долины крупных рек на приморских равнинах имеют широкие меандрирующие мелководные русла и террасы высотой 0.5‒1.5 м, сложенные галечно-гравийным материалом с крупнозернистым песком [18].

В горной части распространены антецедентные долины с крутыми ($\perp $30° и более), часто обнаженными склонами и узкими днищами, сложенными грубообломочными отложениями малой мощности. Цокольные террасы высотой до 5 м с маломощным покровом аллювиальных отложений свидетельствуют о молодом поднятии горной цепи. Амплитуда воздымания на этапе активизации неотектонических движений (поздний плейстоцен–голоцен) определена от 50 м до 250 м [3].

В западной части острова, где расположен район исследований, горная цепь представлена западным плато и срезается берегом моря. Отличительной особенностью рельефа западного плато является единый денудационный уровень вершинных поверхностей с абсолютными высотами 400‒500 м.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

На острове Врангеля выполнены палеосейсмологические исследования, георадарное профилирование и аэрофотосьемка с построением цифровой модели рельефа.

Палеосейсмологические исследования направлены на получение сведений о молодых сейсмотектонических деформациях и сильнейших землетрясениях для регионов с непродолжительным периодом инструментальных сейсмологических наблюдений и ограниченными историко-сейсмологическими данными.

Исследования основаны на фактах обнаружения в эпицентральных зонах современных землетрясений многочисленных следов древних сейсмических катастроф – палеосейсмодислокаций [34, 35, 40]. Это положение имеет фундаментальное значение в прогнозе сейсмических катастроф, т.к. по следам палеоземлетрясений возможно выявление очагов сильных землетрясений будущего. Основная задача таких исследований сводится к выявлению и изучению всех возможных следов сейсмогенной активизации в молодых отложениях и формах рельефа, привязываемых к зонам активных разломов [26, 47].

Идентификация сейсмических очагов наиболее однозначна при выявлении сейсмотектонических разрывов, маркирующих собой выход очага сильного землетрясения на поверхность. Параметризация сейсмотектонических разрывов для определения характеристик очагов палеоземлетрясений возможна в случае выявления следов импульсных смещений дневной поверхности относительно недалекого прошлого в естественных или искусственных обнажениях (тренчинг).

Однако в условиях сурового арктического климата и широкого развития криогенных процессов (солифлюкции, десерпции, нивации и др.) выявление подобных структур осложняется быстрой нивелировкой рельефа очень подвижным, сезонно оттаивающим склоновым чехлом, подповерхностным смывом мелкозема в результате сезонного таяния мерзлоты, морозобойным трещинообразованием, а также постоянным перемещением обломков скальных пород в результате промерзания‒оттаивания [30, 33].

Высокая подвижность приповерхностного слоя быстро маскирует как опорные геоморфологические уровни голоценового возраста, используемые для выявления и возрастной привязки тектонических деформаций, так и первичные структурно-текстурные признаки в слоистых осадках, маркирующих собой эти структуры.

Перечисленные обстоятельства, наряду с небольшой мощностью сезонно-талого слоя (СТС), затрудняют применение стандартных методов изучения активных разломов и палеосейсмодислокаций, однако сложности решаются с использованием геофизических методов.

Разрез молодых отложений на участках предполагаемых молодых тектонических деформаций изучен методом георадарного профилирования прибором повышенной мощности “Лоза-В” (ООО “Компания ВНИИСМИ, г. Москва, Россия [49]).

В ряде работ [7, 11‒13, 44, 45] приведены результаты применения данных приборов для решения различных геологических задач. Профилирование выполнено антеннами с центральной частотой 50 МГц и шагом по профилю 0.5 м.

При интерпретации принимались во внимание особенности волновой картины в зонах предполагаемых разломов, наличие разрывов осей синфазности с их смещением или изменением угла наклона по линиям разлома, изменение мощности георадарных комплексов и амплитуды отраженных сигналов по мере приближения к линии разлома. Наличие резких изменений направления осей синфазности, их разрывы, могут свидетельствовать о нарушении субгоризонтальной структуры среды и наличия тектонических разрывов и смещений.

При заложении геофизических профилей был использован основной принцип изучения активных разломов, который опирается, в первую очередь, на прослеживание опорных геоморфологических уровней позднеплейстоцен‒голоценового возраста и слагающих их осадков. Такой временной интервал, т.е. последние 100‒130 тыс. лет, предопределяет методические принципы исследования – выявление и детальное изучение деформаций отложений и форм рельефа соответствующего возраста [37].

Для этого необходим выбор мест, лишенных факторов, которые скрывают, искажают или подменяют проявления молодых тектонических смещений по разломам. Наиболее предпочтительными являются поверхности накопления слоистых позднеплейстоцен-голоценовых отложений, маркирующих собой опорные уровни, используемые для возрастной привязки деформаций [41].

Аэрофотосьемка проводилась с использованием квадрокоптера DJI Mavic 2 Pro (SZ DJI Technology Co., Ltd., Китай) с высоты 500 м над уровнем моря. Построенная при обработке 576 фотографий в отечественном программном пакете Agisoft Metashape [50] цифровая модель рельефа позволила определить морфологию и количественные параметры проявлений молодых тектонических деформаций в рельефе.

Использование полученных на месте с помощью беспилотного летательного аппарата и других дистанционных данных основано на морфологических методах – прежде всего выявление линейных зон (уступов, рвов, валов и т.п.), секущих и смещающих молодые формы рельефа [37, 41].

ГЕОЛОГО-ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ

В районе мыса Фомы к берегу моря подходит предгорный уступ, отделяющий Западное плато от Южной приморской низменности (рис. 2). Западное плато представляет собой структурно-денудационный среднегорный массив с яркой нивационно-мерзлотной обработкой поверхности – здесь наблюдается сплошной покров очень подвижных каменных россыпей с нагорными террасами на склонах и выположенным вершинным уровнем. С запада плато обрывается в море скалистым выступом мыса Фомы, с юга – крутым уступом общей высотой ~400 м, представляющим собой резкую морфологическую границу горного массива с полого наклонной приморской низменностью.

Рис. 2.

Аэрофотоснимки (различные ракурсы) предгорного уступа, отделяющего горный массив Западного плато от приморской низменности на мысе Фомы острова Врангеля. Показан (стрелка черным) предгорный уступ.

Южная приморская низменность имеет сглаженный, равнинный рельеф, сложена маломощным покровом солифлюкционно-озерно-болотных отложений, покрыта густой эрозионной сетью, заболоченными участками и редкими отдельными фрагментами древних морских террас. Возраст морских террас оценивается как средне-позднеплейстоценовый [4].

Вблизи среднегорного массива Западного плато бассейновые отложения морских террас сменяются позднеплейстоцен‒голоценовым пролювиально-солифлюкционным шлейфом, прилегающим к предгорному уступу.

Предгорный уступ, представленный резким перегибом склонов горного массива и речных долин, извилисто вдается вглубь горного массива в долинах водотоков и выступает в сторону прилегающей низменности на гребнях отрогов. Такая морфология характерна для поверхностного выражения пологих разломов взбросо-надвигового типа, по которым происходит горизонтальное сжатие в сочетании с вертикальными смещениями [41, 47].

Уступ приурочен к фронтальной части принадвиговой зоны интенсивного смятия коренных пород турбитового комплекса. В прибрежном обрыве обнажается толща ритмичного переслаивания преобладающих черных глинистых сланцев с алевролитами и темно-серыми мелкозернистыми песчаниками. По фаунистическим данным эти отложения отнесены к позднему триасу [36].

Подошва слоев песчаников (мощностью до 0.6 м) имеет линейно-бугристую поверхность, характерную для мутьевых потоков, по положению которой восстанавливается общее опрокинутое залегание слоев. Можно полагать, что здесь расположено крыло крупной опрокинутой антиклинальной складки.

Вблизи уступа северное крыло крупной опрокинутой антиклинали осложнено многочисленными взбросо-надвигами северного падения, реже сбросами обратного (южного) падения и узкими, межразломными гребневидными складками волочения (рис. 3).

Рис. 3.

Строение прибрежного обрыва на мысе Фомы острова Врангеля. (а) ‒ общее фото мыса Фомы; (б)‒(в) – детальные фото различных участков обрыва (положение показано на (б) белыми линиями); (г) ‒ схематичный структурно-геологический разрез. 1 – переслаивание сланцев, алевролитов и песчаников (поздний триас); 2 – тектонические разрывы; 3 – позднечетвертичные грубообломочные отложения

Тектонические разрывы сопровождаются мощными (до 1 м) кварцевыми жилами с мелкими (до 5 см) кристаллами горного хрусталя и вкрапленной рудной минерализацией (молибденит). В основании наблюдаемого разреза прослеживается субгоризонтальный извилистый разрыв надвигового типа, выходящий к подножию предгорного уступа. Можно полагать, что южное крыло крупной, опрокинутой на юг, антиклинальной складки разорвано крупным надвигом.

Уступ прорезан небольшой долиной временного водотока, которая ниже пересечения с уступом отложила конус выноса грубообломочного материала селевых потоков, образовав наземную дельту. Такая обстановка маркирует местный базис эрозии, который разделяет участки врезания долины (поднятия) и отложения образуемых осадков (опускания). Базис эрозии, таким образом, оказался смещен от его нормального положения у берега моря к предгорному уступу. Расположение здесь местного базиса эрозии и резкая смена условий современного осадконакопления свидетельствуют о молодом подрастании Западного плато вдоль предгорного уступа. На левом борту долины гребень отрога рассечен дугообразными цирками отрыва двух небольших, разновозрастных скальных оползней шириной ~300 м, выдвинувшихся в приморскую низменность на 30‒40 м (рис. 4).

Рис. 4.

Общий вид тектонического уступа (показан стрелками). Георадарные профили 1‒1', 2‒2', 3‒3′. 1 ‒ стенки отрыва оползней; 2 ‒ скальные оползни

На гребне отрога, вытянутого вдоль простирания уступа, наблюдаются рвы и уступы. Скорее всего, они приурочены к разрывам в коренных породах. В то же время, эти нарушения закономерно затухают на склонах привершинных участков гор, что исключает их первично тектоническую природу (рис. 5).

Рис. 5.

Привершинные рвы и уступы на гребне отрога (показаны стрелкой).

Они развиты исключительно на водоразделах, следовательно имеют закономерную геоморфологическую позицию и, по всей видимости – приповерхностные, т.е. не проникающие глубже местного базиса эрозии (рис. 6).

Рис. 6.

Схема взбросо-надвиговых уступов (линии белым), сейсмогравитационных и гравитационно-сейсмотектонических нарушений с положением точек георадарного профилирования (кружки желтым) в районе мыса Фомы на космоснимке высокого разрешения (получен с использованием Esri ArcGIS Desktop [51]).

Таким образом, уступ имеет тектоническую природу и обнаруживает разнообразные геоморфологические признаки молодой активности.

ГЕОРАДАРНОЕ ПРОФИЛИРОВАНИЕ

С целью изучения внутреннего строения уступа, вкрест его простирания, проложено три георадарных профиля (см. рис. 4, см. рис. 5, см. рис. 6). Профиль 1 пройден в днище долины временнóго водотока на поверхности грубообломочных пролювиальных (селевых) накоплений. Профили 2, и 3 проложены в нижней, наиболее крутой части предгорного уступа, на контакте с пологой поверхностью солифлюкционного шлейфа приморской низменности. Длина проложенных профилей составила 213, 96 и 54 м соответственно (рис. 7).

Рис. 7.

Георадарные профили. Обозначено: I (а‒б) – профиль 1; II (а‒б) – профиль 2; III (а‒б) – профиль 3. Обозначены (цифры в кружках) номера георадарных комплексов. 1 – тектонические разрывы (пунктир красным); 2 – границы георадарных комплексов (пунктир белым)

Анализ волновой картины профилей 1, 2, и 3 показал наличие трех ярко выраженных георадарных комплексов 1, 2, и 3, границы между которыми проведены по линиям изменения морфологии осей синфазности и их интенсивности [6] (см. рис. 7). Для преобразования георадарных разрезов из временнóго масштаба в масштаб глубин и оценки глубины залегания отдельных элементов разреза, можно применить усредненную скорость распространения электромагнитной волны V = = 0.11 м/нс, которая получена в результате анализа георадарных профилей, отражений зондирующего импульса от локальных объектов.

Изменение вдоль профиля мощности георадарных комплексов и их электромагнитных параметров, о чем свидетельствует неравномерный волновой рисунок отражений комплексов вдоль профиля, а также, наличие неравномерного по мощности и электромагнитных свойствам влагонасыщенного сезонно-талого слоя вдоль пологого склона – все это не делает возможным корректно представить георадарные разрезы в масштабе глубин.

Во всех профилях верхняя часть георадарного разреза имеет довольно четкую субгоризонтальную стратификацию. Субгоризонтальная структура линий синфазности георадарного комплекса 1 представляет собой толщу переслаивания пачек склоновых отложений (см. рис. 7). Мощность данного комплекса вдоль профиля предположительно колеблется от 3 м до 6 м с увеличением мощности к концу профиля.

Ниже кровли георадарного комплекса 2, разрез приобретает характерный нерегулярный волновой рисунок отражений и представляет собой чехол пролювиальных или солифлюкционных отложений (см. рис. 7). Для него характерно отсутствие регулярной структуры и наличие множественных локальных неоднородностей, что может свидетельствовать о существенной примеси грубообломочного материала. Георадарный комплекс 3 на всех профилях выделяется характерным рисунком ритмичного переслаивания пачек коренных пород (см. рис. 7).

В результате анализа, на георадарном разрезе выявлены разрывы осей синфазности с их смещением или изменением угла наклона по субвертикальным линиям разрыва (см. рис. 7, штрих-линии красным). Подножию уступа четко соответствует разрыв, или серия разрывов, падающих под углом ~15°‒20° в северном направлении. Разрывы проникают в чехол молодых отложений, по подошве которого наблюдаются сдваивание разреза, наиболее отчетливо проявленное на профиле 2 (см. рис. 7, II). Надвиги сопровождаются оперяющими сбросами – структурами компенсационного растяжения в надвинутом крыле, которые также смещают чехол рыхлых отложений.

На профиле 1 разрывы пересекаются (см. рис. 7, I). Можно предположить, что пересекающиеся разрывы являются разновозрастными и образовались при разных импульсных подвижках. При этом, самый молодой из разрывов – нижний надвиг, проникающий в самые молодые слои разреза, с оперяющими его сбросами в надвинутом крыле.

ДИСТАНЦИОННЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ

Восточнее изученного участка на космоснимках прослеживается целая система предполагаемых сейсмотектонических нарушений, аналогичных изученному уступу на мысе Фомы (рис. 8, рис. 9).

Рис. 8.

Схемы разрывов в юго-западной части о. Врангеля по дистанционным данным (в основе ‒ космический снимок, по [51]). (а) ‒ общая схема; (б) ‒ детальные участки 1, 2, 3, 4. На (а): обозначены участки 1, 2, 3, 4 (прямоугольники). 1 – генерализованные разрывы на общей схеме; 2 ‒ взбросо-надвиговые уступы (треугольники направлены в сторону падения сместителя); 3 ‒ диагональные сдвиги; 4 ‒ направление сдвига

Рис. 9.

Генерализованная схема разрывов на о. Врангеля по дистанционным данным. Основа: геологическая карта и тектоническое районирование о. Врангеля (по данным [18, 32], с изменениями и дополнениями). Показана (прямоугольник на карте) схема взбросо-надвиговых уступов (линии с треугольниками, направленными в сторону падения сместителя) и диагональных сдвигов (штрих-линии красным) на космоснимке в южном подножии Центрального хребта (космоснимок получен с использованием программы Esri ArcGIS Desktop [51]). 1 – четвертичные отложения; 2 – глины, алевриты, песок с гравием (верхний мел–миоцен); 3 – аргиллиты, песчаники, алевролиты (триас); 4 – глинистые сланцы, известняки, песчаники, реже кремнистые породы и гравелиты (пермь); 5 – известняки, алевролиты, глинистые и филлитовидные сланцы (нижне-верхнекаменноугольный); 6 – конгломераты, сланцы, известняки, доломиты, пласты гипса, кислые и основные эффузивы (нижнекаменноугольный); 7 – песчаники, сланцы, конгломераты, редко карбонатные породы и эффузивы (девонско‒нижнекаменноугольные отложения неразделенные); 8 – песчаники, алевролиты, сланцы, кварциты, конгломераты, линзы известняков (девон); 9 – известняки, доломиты, песчаники, алевролиты, глинисто-серицитовые сланцы (верхний силур–нижний девон); 10 – метавулканиты (основного, среднего, реже ‒ кислого составов), метапесчаники, сланцы (верхний протерозой, врангелевский комплекс); 11 – позднепротерозойские гранитоиды; 12 – разрывные нарушения: а – надвиги, б – прочие разрывные нарушения

Выделяемые на космоснимках нарушения имеют значительную протяженность (десятки – сотни метров), секут разнородные формы рельефа и образуют структурные парагенезы типичные для тектонических деформаций, что отличает их от мерзлотных, гравитационных и других приповерхностных (экзогенных) трещин или нивационных ниш, характерных для условий вечной мерзлоты и сурового арктического климата.

Структурные парагенезы представлены закономерным сочетанием субширотных уступов и диагональных разрывов северо-западной ориентировки.

Система нарушений образована в основном субширотными уступами и диагональными разрывами северо-западной ориентировки.

Разрывы субширотной ориентировки, по всей видимости, аналогичны уступу, изученному на мысе Фомы и имеют взбросо-надвиговую кинематику смещений. Чаще всего они выражены уступами, отделяющими горные гряды от низменностей, или линейными поднятиями на поверхности предгорных шлейфов. Эти линейные нарушения выражены на поверхности весьма подвижного и молодого солюфлюкционного чехла, покрывающего предгорные шлейфы и днища долин водотоков, что говорит о возрасте нарушений в первые сотни лет. В северных крыльях взбросо-надвигов наблюдаются приподнятые участки с признаками деградации болот в результате осушения. Здесь же расположены врезанные русла, которые ниже уступов растекаются в виде обширных конусов.

Диагональные разрывы чаще всего представлены линейными, заболоченными рвами. В некоторых случаях по ним устанавливаются горизонтальные (левосдвиговые) смещения долин водотоков и скальных гребней.

Таким образом, возможно, что очаг землетрясения имеет значительную протяженность, которую еще предстоит выяснить, определив и магнитуду палеоземлетрясения. По дистанционным данным разрывы на о. Врангеля объединяются в две основные системы в южной и центральной частях острова (см. рис. 9).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Проявления молодых тектонических движений на о. Врангеля подтверждались сведениями общего характера, однако о. Врангеля неоднократно испытывал значительные перестройки гидросети и позднеплейстоцен-голоценовые движения различного знака, определившие общий морфоструктурный облик острова [4, 36].

Амплитуда воздымания на этапе активизации неотектонических движений в позднем плейстоцене‒голоцене оценена от 50 м до 250 м, а линейно вытянутые сгущения изолиний равных амплитуд приурочены к блокоразделяющим разломам (зонам) с большими градиентами смещений [3]. Ряд признаков рассматривался, как свидетельства продолжающегося в настоящее время прерывистого молодого тектонического поднятия о. Врангеля [17]:

‒ наращивание аккумулятивных берегов вследствие заполнения осадками лагун и заливов;

‒ серии береговых валов, высота которых убывает с приближением к морю;

‒ растущие наземные дельты; террасы с реликтовыми опресненными озерами-лагунами на их поверхности;

‒ плавник, найденный в удалении от моря на разных высотах.

Имеющиеся данные о высокой современной тектонической активности острова входят в противоречие с сейсмологическими данными – на инструментальном этапе наблюдений остров Врангеля является низко активным.

С начала 1960-х гг. в районе острова известно лишь несколько эпицентров слабых землетрясений с магнитудой М = 2.5‒3 [48]. Тем не менее, с использованием формализованного подхода по комплексу геолого-геофизических критериев, характеризующих степень современной тектонической активности региона, на острове Врангеля была выделена зона возникновения очагов землетрясений (ВОЗ) с прогнозной магнитудой Мmax = = 3.8‒4.1 [2], только на карте общего сейсмического районирования России ОСР-2016-С для периода повторяемости в 5000 лет в южной части острова Врангеля выделена 6-балльная зона [38]. На всех остальных картах общего сейсмического районирования России остров Врангеля позиционируется как асейсмичный – в регионе прогнозируется 5 баллов от транзитных сотрясений в удаленных очагах.

Разрывы молодых отложений по данным георадарного профилирования, приуроченность к зоне крупного надвига с приразломной складчатостью в коренных слоях позднего триаса, общая морфологическая выразительность уступа, расположение здесь местного базиса эрозии, резкая смена условий современного осадконакопления, активизация рельефа (привершинные рвы, уступы и скальные оползни) свидетельствуют о молодом поднятии горной цепи вдоль предгорного уступа Западного плато. Несмотря на низкий уровень современной сейсмической активности, выявленные структуры позволяют полагать, что в недалеком геологическом прошлом здесь происходили сильные землетрясения.

Наблюдаемые в районе мыса Фомы привершинные рвы и уступы в терминах, применяемых В.П. Солоненко [35], рассматриваются как гравитационно-сейсмотектонические нарушения. Они представляют собой переходную форму между сеймогравитационными и сейсмотектоническими нарушениями, которые прямо предопределены тектоническими смещениями, но сильно искажены силой тяжести.

А.А. Никонов [21], такие деформации рассматривает как сейсмодинамические, возникающие не за счет тектонических сил, но в результате инерции горных масс при резких сейсмических колебаниях скальных массивов. Такие образования (сакунги), зафиксированы в эпицентральных зонах многих исторических и современных землетрясений как в связи с сейсморазрывами, так и без связи с ними [46].

Одним из самых грандиозных примеров образования таких структур является очаговая зона Гоби-Алтайского землетрясения 1957 года с магнитудой Ms = 8.1, где в скальных породах образовались многочисленные сбросы, ограничивающие грабенообразные проседания вершинной части хребтов, вплоть до срывов горных вершин [9].

Обычные формы рельефа такого типа – привершинные рвы, обратные уступы на склонах хребтов (с поднятыми подгорными крыльями и опущенными вершинами) и закрытые мелкие впадины. Они четко вписаны в рельеф и, как правило, развиты в привершинных частях и на склонах горных хребтов, не глубже местного базиса эрозии.

В эпицентральной зоне сильного землетрясения вершины гор, обладающие максимальной свободой и величиной колебаний, испытывают инерционные смещения относительно оснований гор (эффект небоскреба). В результате возникают высокие скалывающие напряжения и, как следствие – возникновение привершинных разрывов. Такие события возникновения привершинных разломов возможны и в случае привершинных рвов и уступов на острове Врангеля, где наблюдаются те же основные признаки.

Вероятнее всего, сейсмогенное происхождение имеют также разновозрастные скальные оползни, выдвинувшиеся в приморскую низменность на 30‒40 м от предгорного уступа. Для них характерны признаки, рассматриваемые в качестве критериев сейсмогенности [21, 39, 42, 43]:

‒ формирование в прочных массивах, для которых оползнеобразование нетипично (т.е. в отсутствие других факторов, способных вызвать смещение);

‒ необычно большой захват склона в глубину (глубже базиса эрозии);

‒ горизонтальные смещения оползневых тел относительно ниш на аномально большое расстояние;

‒ наложенный характер поверхностей отрыва;

‒ продолжение поверхностей отрыва за водоразделы.

Сейсмогенные оползни перемещаются на гораздо большее расстояние, имеют иную динамику, дальность, а часто и направление смещения, чем обычные гравитационные оползни. В качестве современных аналогов можно привести хорошо изученные примеры эпицентральных зон Алтайского (2003 г., Ms = 7.5) и Рачинского (1991 г., Ms = 6.9) сильных землетрясений [23, 27].

Таким образом, собранные материалы, позволяют обоснованно полагать, что подвижки по разлому реализуют надвигание горного хребта на приморскую низменность и сопровождались сильными землетрясениями, следы которых сохранились в рельефе.

Направление и морфология смещений по изученному взбросо-надвигу усложняют конвергентную модель, разработанную для более древних этапов геодинамической эволюции о. Врангеля [5, 18, 19, 31]. Относительно хорошо изученные палеозойско‒мезозойские складчато-надвиговые структуры имеют общее южное падение при субширотном простирании [5, 8, 18, 31, 36].

При этом складки, развитые вдоль надвигов, представляют собой опрокинутые на север антиклинали с крутыми северными крыльями и пологими южными крыльями. Палеозойско‒мезозойская складчато-надвиговая структура острова представляет собой целый набор надвиговых пластин-чешуй, в каждой из которых наблюдается опрокинутая к северу антиклинальная складка с разорванным по надвигу северным крылом.

Протяженность таких пакетов прослежена на 10–40 км, амплитуда смещения по надвигам составляет до 3 км [18].

Этот структурный план был сформирован в обстановке субмеридионального сжатия в мезозое (раннем мелу) с общим смещением масс с юга на север. На субширотный главный структурный план острова наложены более молодые правосторонние сдвиги северо-западного простирания, смещающие поверхности надвигов на первые сотни метров [5].

Система субширотных надвигов Врангелевской области является наиболее древним мезозойским парагенезом региона, поскольку на шельфе они срезаются как субмеридиональными сдвигами Пегтымельской разломной зоны, так и диагональными надвигами Чаун-Чукотской складчатой зоны [25].

Изученный нами активный взбросо-надвиг имеет северное падение и отражает смещение горной цепи с севера на юг. Это может свидетельствовать о формировании разлома в современном поле тектонических напряжений, отличном от мезозойского. Морфоструктура горной цепи острова Врангеля имеет асимметричный облик – с крутым и коротким южным крылом, где происходит взбрасывание или надвигание гор на южную приморскую низменность и пологим северным, гораздо более плавно переходящим в широкую северную приморскую равнину.

Морфоструктурная асимметрия острова находит отражение и в современном осадконакоплении ‒ в южной части острова в приустьевых участках наиболее крупных рек на выходе из гор отмечено широкое развитие наземных дельт [17]. В отличие от наземных дельт южного побережья, дельты северного берега были относительно недавно затоплены и в настоящее время медленно осушаются.

ВЫВОДЫ

1. Изученный нами на мысе Фомы уступ имеет тектоническую природу и представляет собой активный разлом, по которому в современную геологическую эпоху происходили неоднократные подвижки. Уступ связан с зоной крупного надвига, вдоль уступа наблюдаются поднятия долин ручьев и сейсмогенные нарушения скального массива. Подвижки реализуют надвигание горного хребта на приморскую низменность в южном направлении.

2. Приведенные в нашем исследовании признаки позволяют выдвинуть предположение о том, что подвижки имели сейсмотектонический характер, т.е. представляли собой акты сейсмической активизации.

3. Низкая сейсмическая активность острова Врангеля на инструментальном этапе наблюдений позволяет предположить, что в настоящее время он находится в стадии сейсмического затишья.

Благодарности. Авторы выражают глубокую признательность С.А. Чечулину, директору экспедиционного департамента Русского географического общества (г. Москва, Россия) за организацию экспедиции по Северному морскому пути на ледоколе “Илья Муромец”; полковнику ВМФ РФ С.Б. Чуркину, научному руководителю экспедиции от Северного флота РФ; В.А. Осипову, капитану ледокола “Илья Муромец” за безопасный проход в водах Северного Ледовитого океана и всей корабельной команде, выполнившей свою работу на самом высоком уровне.

Авторы благодарят анонимных рецензентов, рецензента проф. В.Г. Трифонова (ГИН РАН, г. Москва, Россия) и рецензента чл.-корр. РАН, проф. С.Д. Соколова (ГИН РАН, г. Москва, Росси-я) и к.г.-м.н. Л.П. Имаеву (ИЗК СО РАН, г. Иркутск, Россия) за конструктивные комментарии, авторы благодарят редактора М.Н. Шуплецову (ГИН РАН, г. Москва, Россия) за тщательное редактирование.

Финансирование. Научная программа выполнена в рамках работ по Государственному заданию ИФЗ РАН, георадарные исследования выполнены при поддержке гранта РНФ № 22-12-00083.

Список литературы

  1. Аветисов Г.П. Сейсмоактивные зоны Арктики. ‒ СПб.: ВНИИокеанологии, 1996. 185 с.

  2. Аветисов Г.П., Зинченко А.Г., Мусатов Е.Е., Пискарев А.Л. Сейсмическое районирование Арктического региона. ‒ в кн.: Российская Арктика: геологическая история, минерагения, геоэкология. ‒ Под ред. Д.А. Додина, В.С. Суркова – СПб.: ВНИИОкеангеология, 2002. С.162‒175.

  3. Авдюничев В.В. Морфоструктуры и обстановки кайнозойского осадконакопления о. Врангеля. ‒ В кн.: Геология, литодинамика и россыпеобразование в прибрежных зонах Арктики. ‒ Под ред. О.В. Суздальского, В.К. Дорофеева ‒ Л.: Севморгеология, 1990. С. 76‒84.

  4. Бондаренко С.А., Виноградов В.А., Горячев Ю.В., Гусев Е.А., Зайончек А.В., Кийко О.А., Лопатин Б.Г., Опекунов А.Ю., Ромащенко О.Г., Супруненко О.И., Сухов К.С., Усов А.Н., Черных А.А. Государственная геологическая карта Российской Федерации. ‒ М-б 1 : 1 000 000 (третье поколение). ‒ Серия Чукотская. ‒ Лист R-1, 2. − остров Врангеля. ‒ Объяснительная записка. ‒ Под ред. Е.А. Гусева – СПб.: ВСЕГЕИ, 2014. 144 с.

  5. Вержбицкий В.Е., Соколов С.Д., Тучкова М.И. Современная структура и этапы тектонической эволюции острова Врангеля (Российская Восточная Арктика) // Геотектоника. 2015. № 3. С. 3–35. https://doi.org/10.7868/S0016853X15030066

  6. Владов М.Л., Судакова M.С. Современные направления георадиолокации // Вестн. МГУ. Сер. 4: Геол. 2018. № 2. С. 3‒12. https://doi.org/10.33623/0579-9406-2018-2-3-12

  7. Воронин А.Я. Критерии идентификации строения и функциональных свойств почвенного профиля в георадиолокационных исследованиях с использованием георадара “ЛОЗА-В” // Бюлл. ПИ РАН. 2015. № 80. С. 106‒128.

  8. Громов Л.В. Остров Врангеля, его геологическое строение и полезные ископаемые. – Л.: ААНИИ, 1939. 348 с.

  9. Гоби-Алтайское землетрясение. ‒ Под. ред. Н.А. Флоренсова, В.П. Солоненко ‒ М.: АН СССР, 1963. 391 с.

  10. Зыков Д.С. Геоморфологические признаки проявления горизонтальной компоненты неотектонических движений вдоль границы Балтийского щита и Западно-Арктической платформы (Мурманская область) // Геоморфология. 2015. № 3. С. 27–38.

  11. Едемский Д.Е., Попов А.В., Прокопович И.В., Дегтерев А.В., Рыбин А.В. Опыт георадиолокационного зондирования почвенно-пирокластического чехла юго-восточной части о. Матуа (Курильские острова) // Вестн. КРАУНЦ. Сер.: Науки о Земле. 2018. Т. 40. № 4. С. 69‒81. https://doi.org/10.31431/1816-5524-2018-4-40-69-81

  12. Едемский Д.Е., Попов А.В., Прокопович И.В., Садыков Т.Р., Блохин Е.К., Каспари Д. Применение геофизических методов при обследовании периферии кургана Туннуг-1. // Междунар. журн. прикладных и фундаментальных исследований. 2019. № 11. С. 40‒48. https://doi.org/10.17513/mjpfi.12929

  13. Едемский Д.Е., Тумской В.Е., Овсюченко А.Н. Георадиолокационное зондирование отложений в пределах деградирующего полигонального микрорельефа в Арктике // Криосфера Земли. 2021. Т. XXV. № 5 С. 55–69. https://doi.org/10.15372/KZ20210506

  14. Имаев В.С., Имаева Л.П., Козьмин Б.М. Сейсмотектоника Якутии. ‒ Под ред. Г.С. Гусева ‒ М.: ГЕОС, 2000. 227 с.

  15. Имаев В.С., Имаева Л.П., Смекалин О.П., Чипизубов А.В., Овсюченко А.Н., Колодезников И.И. Неотектоника Хараулахского сектора прибрежно-шельфовой зоны моря Лаптевых // Геология и геофизика. 2018. Т. 59. № 7. С. 1014‒1031. https://doi.org/10.15372/GiG20180707

  16. Имаева Л.П., Имаев В.С., Козьмин Б.М., Мельникова В.И., Середкина А.И., Маккей К.Д., Ашурков С.В., Смекалин О.П., Овсюченко А.Н., Чипизубов А.В., Сясько А.А. Сейсмотектоника северо-восточного сектора Российской Арктики. ‒ Под ред. Л.П. Имаевой, И.И. Колодезникова ‒ Новосибирск: СО РАН, 2017. 136 с.

  17. Кирюшина М.Т. Основные черты четвертичной истории острова Врангеля. ‒ В кн.: Антропогеновый период в Арктике и Субарктике. ‒ М.: Недра, 1965. С. 89‒105 (Тр. НИИГА. 1965. Том 143).

  18. Косько М.К., Авдюничев В.В., Ганелин В.Г., Опекунов А.Ю., Опекунова М.Г., Сесил М.П., Смирнов А.Н., Ушаков В.И., Хандожко Н.В., Харрисон Дж.К., Шульга Ю.Д. Остров Врангеля: геологическое строение, минерагения, геоэкология. ‒ Под ред. М.И. Косько, В.И. Ушакова – СПб.: ВНИИОкеанология, 2003. 137 с.

  19. Моисеев А.В., Соколов С.Д., Тучкова М.И., Вержбицкий В.Е., Малышев Н.А. Этапы структурной эволюции осадочного чехла о. Врангеля, Восточная Арктика // Геотектоника. 2018. № 5. С. 22–38. https://doi.org/10.1134/S0016853X18050041

  20. Николаева С.Б. Свидетельства сейсмических событий на побережье Мурмана в позднеледниковье и голоцене // Изв. РГО. 2013. Т. 145. Вып. 4. С. 53–65.

  21. Никонов А.А. Терминология и классификация сейсмогенных нарушений рельефа // Геоморфология. 1995. № 1. С. 4‒10.

  22. Никонов А.А., Зыков Д.С. О признаках мощных землетрясений в восточном секторе Мурманской зоны (Линия Карпинского) // Тр. Ферсмановской научн. сессии ГИ КНЦ РАН. 2017. Вып. 14. С. 143–148.

  23. Овсюченко А.Н., Мараханов А.В., Ларьков А.С., Новиков С.С. Позднечетвертичные дислокации и сейсмотектоника очага Рачинского землетрясения (Большой Кавказ) // Геотектоника. 2014. № 6. С. 55‒76. https://doi.org/10.7868/S0016853X14050051

  24. Овсюченко А.Н., Собисевич А.Л., Ляменков М.В., Жостков Р.А. Новые данные о сильных землетрясениях в Арктической зоне Российской Федерации по результатам геолого-геофизических исследований на острове Белуха // ДАН. Науки о Земле. 2021. Т. 499. № 1. С. 60‒64. https://doi.org/10.31857/S2686739721070070

  25. Рекант П.В., Петров О.В., Прищепенко Д.В. Формирование складчато-надвиговой структуры южной части шельфа Восточно-Сибирского моря по результатам структурного анализа сейсмических материалов // Регион. геология и металлогения. 2020. № 82. С. 35‒59.

  26. Рогожин Е.А. Очерки региональной сейсмотектоники. ‒ Под ред. А.О. Глико. – М.: ИФЗ РАН, 2012. 340 с.

  27. Рогожин Е.А., Овсюченко А.Н., Мараханов А.В., Ушанова Е.А. Тектоническая позиция и геологические проявления Алтайского землетрясения 2003 г. // Геотектоника. 2007. № 2. С. 3‒23.

  28. Рогожин Е.А., Капустян Н.К., Антоновская Г.Н., Конечная Я.В. Новая карта сейсмичности Европейского сектора Российской Арктики // Геотектоника. 2016. № 3. С. 19‒25. https://doi.org/10.7868/S0016853X16030103

  29. Романенко Ф.А., Баранская А.В., Луговой Н.Н., Аляутдинов А.Р. Геологические и геоморфологические наблюдения на Северной Земле (некоторые предварительные результаты экспедиции “Открытый океан: архипелаги Арктики-2019”). ‒ В кн.: Рельеф и четвертичные образования Арктики, Субарктики и Северо-Запада России. ‒ СПб.: ААНИИ, 2020. Вып. 7. С. 168‒174. https://doi.org/10.24411/2687-1092-2020-10726

  30. Романовский Н.Н. Основы криогенеза литосферы. – М.: МГУ, 1993. 336 с.

  31. Соколов С.Д., Тучкова М.И., Моисеев А.В., Вержбицкий В.Е., Малышев Н.А., Гущина М.Ю. Тектоническая зональность острова Врангеля (Арктика) // Геотектоника. 2017. № 1. С. 3–18. https://doi.org/10.7868/S0016853X17010088

  32. Соколов С.Д., Тучкова М.И. Остров Врангеля. ‒ В кн.: Тектоностратиграфический атлас Арктики. ‒ Под ред. О.В. Петрова, М. Смелрора – СПб.: ВСЕГЕИ, 2020. С. 113‒116.

  33. Суходровский В.Л., Гравис Г.Ф. Мерзлота и рельеф. ‒ В кн.: История развития рельефа Сибири и Дальнего Востока. ‒ Кн. I ‒ Проблемы экзогенного рельефообразования. ‒ Под ред. Д.А. Тимофеева – М.: Наука, 1976. С. 189‒263.

  34. Солоненко В.П. Определение эпицентральных зон землетрясений по геологическим признакам // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1962. № 11. С. 58‒74.

  35. Солоненко В.П. Палеосейсмогеология // Изв. АН СССР. Физика Земли. 1973. № 9. С. 3‒16.

  36. Тильман С.М., Богданов Н.А., Бялобженский С.Г., Чехов А.Д. Остров Врангеля. ‒ В кн.: Геология СССР. ‒ Т. XXVI. ‒ Острова Советской Арктики. Геологическое описание. ‒ Под ред. Б.В. Ткаченко, Б.X. Егиазарова – М.: Недра, 1970. С. 377‒404.

  37. Трифонов В.Г., Кожурин А.И. Проблемы изучения активных разломов // Геотектоника. 2010. № 6. С. 79‒98.

  38. Уломов В.И., Богданов М.И., Трифонов В.Г., Гусев А.А., Гусев Г.С., Акатова К.Н., Аптикаев Ф.Ф., Данилова Т.И., Кожурин А.И., Медведева Н.С., Никонов А.А., Перетокин С.А., Пустовитенко Б.Г., Стром А.Л. Общее сейсмическое районирование территории Российской Федерации. Пояснительная записка к комплекту карт ОСР-2016 и список населенных пунктов, расположенных в сейсмоопасных зонах // Инженерные изыскания. 2016. № 7. С. 49–121.

  39. Федоренко В.С. Горные оползни и обвалы, их прогноз. – М.: МГУ, 1988. 214 с.

  40. Флоренсов Н.А. О неотектонике и сейсмичности Монголо-Байкальской горной области // Геология и геофизика. 1960. № 1. С. 74‒90.

  41. Burbank D.W., Anderson R.S. Tectonic geomorphology. ‒ Chichester: Wiley&Blackwell, 2012. 2nd edn.), pp. 454.

  42. Jibson R.W. Using landslides for paleoseismic analysis. ‒ In Using Ground-Failure Features for Paleoseismic Analysis. ‒ Ed. by S.F. Obermeier, R.W. Jibson, (USGS Open-File Rep. 94-663. 1995), P. 105‒156.

  43. Keefer D.K. Landslides caused by earthquakes // GSA Bull. 1984. No. 95. P. 406–421.

  44. Kopeikin V.V., Edemsky D.E., Garbatsevich V.A., Popov A.V., Reznikov A.E., Schekotov A.Yu. Enhanced Power Ground Penetrating Radars, (Proc. 6th Int. Conf. “Ground Penetrating Radar”, Sendai, Japan, 1996), P. 152‒154.

  45. Kopeikin V.V., Morozov P.A., Edemskiy F.D., Edemskiy D.E., Pavlovskii B.R., Sungurov Yu.A. Experience of GPR application in oil-and-gas industry, (Proc. 14th Int. Conf. “Ground Penetrating Radar”, Shanghai, China. 2012. Vol. 3), P. 817‒819.

  46. McCalpin J.P. Criteria for determining the seismic significance of sackungen and other scarplike landforms in mountainous regions. ‒ In: Techniques for Identifying Faults and Determining Their Origins, (NUREG/CR-5503, U.S. Nuclear Regulatory Commission, Washington, DCNUREG/CR-5503, 1999), P. 122–142.

  47. McCalpin J.P. Paleoseismology. ‒ (NY: Elsevier, 2009. 2nd edn.), pp. 613.

  48. Mackey K.G., Fujita K., Hartse H.E., Stead R.J., Steck L.K., Gunbina L.V., Leyshuk N., Shibaev S.V., Koz’min B.M., Imaev V.S., Gordeev E.I., Chebrov V.N., Masal’ski O.K., Gileva N.A., Bormatov V.A., Voitenok A.A., Levin Y.N., Fokina T.A. Seismicity map of eastern Russia, 1960–2010 // Seismol. Res. Lett. 2010. Vol. 81. No. 5. P. 761–768. https://doi.org/10.1785/gssrl.81.5.761

  49. ООО “Компания ВНИИСМИ” [Электронный ресурс]. URL: www.geo-radar.ru/ (дата обращения: 05.03.2021).

  50. Agisoft Metashape, https://www.agisoft.com/ (дата обращения: 28.07.2021)

  51. Esri ArcGIS Desktop, https://www.esri.com/en-us/ home/ (дата обращения: 02.07.2021)

  52. GEBCO Compilation Group, 2021. GEBCO 2021 Grid. https://www.gebco.nethttps://doi.org/10.5285/c6612cbe-50b3-0cff-e053-6c86abc09f8f)

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска содержание выпуска

Геотектоника

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал