Магистерская диссертация
Научный руководитель ________ ___________ Перетокин С.А.
подпись, дата должность, ученая степень инициалы, фамилия
Выпускник ________ Панин А.С.
подпись, дата инициалы, фамилия
Рецензент ________ ___________ ___________
подпись, дата должность, ученая степень инициалы, фамилия
Консультанты:
_______________ ________ ___________
наименование раздела подпись, дата инициалы, фамилия
_______________ ________ ___________
наименование раздела подпись, дата инициалы, фамилия
Нормоконтролер _________ ___________
подпись, дата инициалы, фамилия
Красноярск 2017
Содержание
1 Изучение геодинамики региона, включающее исследование протяженного объекта 3
1.1 Физико-географическое описание. 3
1.2 Основные особенности геологического строения. 6
1.3 Состав и строение складчатого основания крымского сегмента Скифской плиты.. 25
2 Уточнение карт ОСР для изучаемого протяженного объекта. 32
2.1 Оценка сейсмического режима исследуемой территории. 34
2.2 Подготовка модели зон возникновения очагов землетрясения (ВОЗ) 39
2.2.1 Линеаментно-доменно-фокальная (ЛДФ) модель зон возникновения очагов землетрясений. 39
2.2.2 Геолого-структурная характеристика зон активных разломов и уточнение модели зон ВОЗ для изучаемой территории. 42
3 Уточнение коэффициентов расчетных геомоделей для оценки скоростей распространения сейсмических волн в геосреде включающие геодинамические исследования территории. 54
3.1 Макросейсмические проявления сильных землетрясений Крыма на территории автотрассы.. 54
3.2 Корректировка параметров модели сейсмического эффекта. 59
3.2.1 Модель сейсмического эффекта от протяженного очага. 59
3.3 Корректировка модели сейсмического эффекта. 62
4 Схема перехода от балльности к ускорению для оценки сейсмической опасности 71
4.1 Расчет сотрясаемости площадки в долях балла в привязке к грунтам II категории. 71
4.1.1 Параметризация региональной расчётной модели зон ВОЗ. 71
4.2 Площадной расчет на базе ПМО ВАСО сейсмической опасности в долях балла (в привязке к средним грунтовым условиям) 76
4.3 Построение схем сейсмического районирования в долях балла. 78
1 Изучение геодинамики региона, включающее исследование протяженного объекта
1.1 Физико-географическое описание
За основу исследований были взяты проектируемые участки автомобильной дороги Алушта – Симферополь – Джанкой – граница с Украиной расположены на территории полуострова Крым и подразделяемые на три пусковых комплекса (рисунок 1):
I пусковой комплекс (км 624 – км 528+450м);
II пусковой комплекс (км 648 – км 652);
III пусковой комплекс (км 685+200 до км 704+200).
В данной работе проводились исследования на базе III пускового комплекса.
 
|
Рисунок 1 – Схема расположения участков работ (красная линия)
Площадь исследований расположена в южной, центральной и северной частях Крымского полуострова и административно входит в состав Бахчисарайского, Симферопольского, Белогорского, Красногвардейского, Нижнегорского, Сакского, Первомайского и Джанкойского районов.
Рельеф: С еверная часть площади относится к Равнинному Крыму и имеет вид степной денудационно-аккумулятивной равнины (с абсолютными отметками + 30 м – на востоке, + 80 м – на западе), слабо расчлененной долинами рек и балок (Рисунок 2). Южнее она переходит в холмистые, относительно повышенные расчлененные предгорные гряды. В районе эстуария – затопленного морем устья реки Черной – Внешняя гряда встречается с Внутренней куэстой, и именно отсюда начинается наиболее отчетливо выраженная в рельефе система передовых хребтов древнего Таврического кряжа, которые выражены куэстовим типом рельефа, с крутыми и скалистыми южными склонами и пологими бронированными северными.
Крайний юго-запад Предгорья представляет собой наиболее сложно устроенный участок этой ландшафтной области. Внутренняя гряда разбита здесь тектоническими разломами на многочисленные фрагменты. Внутренняя гряда отделена от Внешней продольной долиной шириной от 3 до 8 км; максимальные отметки достигают 738 м (г. Кубалач).
|
| Рисунок 2 Физико-географическая карта Крыма. Пунктиром показаны 30 и 100 километровые зоны вдоль трассы «Алушта-Симферополь-Джанкой-граница с Украиной». |
Главная гряда Крымских гор имеет абсолютные отметки 800-1500 м (южная часть территории); максимальная отметка (г. Роман-Кош) – 1545 м. Главная гряда расчленена узкими долинами верховьев рек на отдельные платообразные массивы – яйлы (с запада на восток): Ай-Петринскую, Ялтинскую, Никитскую, Бабуганскую, Чатырдагскую, Демерджинскую, Долгоруковскую и Караби-яйлу, с отдельными куполовидными вершинами (г. Северная Демерджи, Ай-Петри, Еклизи-Бурун, Тай-Коба и др.). Южные склоны яйл крутые (25-45°), северные – более пологие. Прибрежная полоса вдоль подножия Главной гряды Крымских гор (Южный берег Крыма) прослеживается в виде наклонной пологоволнистой поверхности шириной от 1-3 до 6 км (на востоке), который снижается (от 450 м) к врезу моря.
1.2 Основные особенности геологического строения
Изучаемый регион расположен к югу от древней (дорифейской) Восточно-Европейской платформы и включает в себя Скифскую плиту с байкальско-киммерийским складчатым основанием, эпиплатформенный ороген Горного Крыма и Черноморскую котловину, состоящую из двух впадин, разделенных Центрально-Черноморским поднятием (Рисунок 3).
| Рисунок 3 Тектоническая схема Крыма и сопредельных территорий (акваторий), по [Starostenko et al, 2015] (фрагмент). |
Западно-Черноморская впадина характеризуется земной корой океанического типа мощностью 18-19 км, Восточно-Черноморская – субокеанической корой мощностью 23 км с редуцированным "гранитным" слоем [Starostenko et al., 2004 и др.]. Зона сочленения древней и молодой платформ трассируется системой субширотных шовных грабенов и полуграбенов [Тектоника, 1988; Хрящевская О.И. и др., 2007; Khriachtchevskaia et al, 2010; Saintot et al, 2006; и др.]; граница между Скифской плитой и Черноморской впадиной проходит по континентальному склону.
Наиболее достоверным источником информации о составе и строении земной коры на глубинах, недосягаемых для бурения, являются геофизические исследования с применением методов глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ), общей глубинной точки (ОГТ) и другие.
Земная кора региона имеет слоисто-блоковую структуру, осложненную коровыми и коро-мантийными разломами. К числу наиболее устойчивых сейсмических границ относятся поверхность раздела «кора-мантия» (поверхность Мохо) со скоростными характеристиками V=8,0-8,4 км/сек и поверхность с V=5,8-6,2 км/сек (К1), интерпретируемая как кровля разновозрастного (дорифейского) консолидированного кристаллического фундамента. Резкой скоростной границы между «гранитным» и «базальтовым» слоями земной коры (границы Конрада), как правило, не наблюдается. Отдельные участки характеризуются наличием в основании коры слоя, занимающего по своим скоростным характеристикам промежуточное положение между «базальтовым» слоем коры и мантией. Он имеет V=7,4-7,7 км/сек и интерпретируется некоторыми исследователями [Соллогуб, 1982; Соллогуб, Соллогуб, 1982 и др.] как «коромантийная смесь» (К-М), свидетельствующая о происходящих или произошедших деструктивных (главным образом, дивергентных, обусловливающих раздвигание земной коры) процессах в пределах участков современной или относительно недавней тектонической активизации.
Поверхность Мохо (по данным [Соллогуб, 1970, 1982]) характеризуется высокой контрастностью рельефа, наличием узких поднятий и прогибов, разделенных глубинными (мантийными) разломами (Рисунок 4). В отличие от последних структуры Мохо в регионе имеют диагональную (северо-западную) ориентировку и характеризуются большими глубинами (до 60 км).
|
| Рисунок 4 Схема глубинного строения земной коры Крымского региона(по [Строение, 1985; Щукин, 1982 и др.]). Условные обозначения: 1 – изогипсы поверхности Мохо; 2 – граница Восточно-Европейской платформы в структуре поверхности Мохо; 3 – глубинные (мантийные) разломы; 4 – Одер-Кавказский линеамент и субокеаническая кора Черноморской впадины; 5 – изогипсы поверхности дорифейского кристаллического фундамента (гранитного субстрата); 7– граница Восточно-Европейской платформы в структуре поверхности дорифейского кристаллического фундамента; 8 – плотность сейсмогенных дислокаций; 9 – изолинии плотности теплового потока (мВт/м2). |
С поверхностью дорифейского (эпикарельского) фундамента отождествляется сейсмическая граница К1, имеющая скорости 5,8-6,2 км/сек. Полого погружаясь на южном склоне Восточно-Европейской платформы в сторону Скифской плиты, поверхность дорифейского фундамента в зоне сочленения разновозрастных платформ резко сброшена по разлому с амплитудой более 5 км. Глубина его залегания различна: от 12-ти км на севере Крымского полуострова (район г. Джанкой) до 22-х км – в пределах Индоло-Кубанского прогиба. В пределах Горного Крыма отмечается воздымание древнего фундамента: до 5-ти км – на западе и до 10-ти км – в пределах восточных отрогов Крымских гор.
К глубинным разломам (тектоническим швам) первого порядка, нашедшим отражение в особенностях глубинного строения, относятся южная граница Восточно-Европейской платформы (точнее, зона сочленения последней со Скифской плитой) и Одер-Кавказский линеамент [Соллогуб, 1982; Строение, 1985], которые разделяют области земной коры, различающиеся по степени и возрасту консолидации, мощности и другим параметрам.
Зона сочленения Восточно-Европейской платформы со Скифской плитой проявляется в рельефе поверхности Мохо резким изменением структурного плана этой поверхности от субмеридионального – на склоне древней платформы, до диагонального, северо-западного – в пределах крымского сегмента Скифской плиты. В структуре поверхности гранитного субстрата эта граница выражена резкими увеличениями глубин залегания кристаллических пород. Вдоль шовной зоны разновозрастных платформ расположена Северокрымская система грабенов и полуграбенов [Тектоника, 1988; Хрящевская О.И. и др., 2007; и др.], в основании консолидированной коры которых на глубине 28-30 км В.Б.Соллогубом идентифицирована сейсмическая граница К-М со скоростью Vг=7,5 км/сек. Слой между этой границей и поверхностью Мохо, по мнению [Соллогуб, Соллогуб, 1982, Строение, 1985] представлен коро-мантийной смесью. Это послужило основанием для предположения о наличии рифтогенной структуры (Одесско-Джанкойского палеорифта) [Соллогуб, 1982; Соллогуб, Соллогуб, 1982, Строение, 1985], в пределах которого установлены повышенные значения теплового потока, а также широкое развитие диабаз-риолитового триас-юрского и андезитового мелового магматизма [Муратов и др., 1968; Плахотный и др., 1971; Ступка, 1969 и др.].
Предложенная В.Б.Соллогубом схема несколько дополнена Л.С.Борисенко и Л.Г.Плахотным [Борисенко, Плахотный, 1997]. Ими отмечено, что в пределах Крыма переходная зона между корой и мантией имеет более сложное строение и нередко характеризуется наличием нескольких поверхностей Мохо, формирование которых связано с эпохами периодической тектонической активизации, обусловившими неоднократные изменения структурного плана земной коры. В этой трактовке находит место еще одна, залегающая выше раннепротерозойской поверхности Мохо, аналогичная граница. Ориентировка и контуры образуемых ею структур (на глубинах 45-47,5 км) приблизительно согласуется с общей ориентировкой и положением Горнокрымского сооружения (Рисунок 5).
Новые весьма интересные данные о глубинном строении Крымско-Черноморского региона получены в результате геологической интерпретации скоростной модели земной коры и верхней мантии в процессе работ по ГСЗ в рамках Проекта DOBRE-5. Исследования проводились Институтом геофизики НАН Украины при участии специалистов Украины, Польши, Дании и Финляндии в пределах Крымско-Черноморско-Добруджского сегмента зоны сочленения Восточно-Европейской платформы и Скифской плиты (Рисунок 6). Геологическая интерпретация скоростной модели, параметризация и структурно-кинематическая идентификация основных разломных зон в пределах профиля были выполнены при непосредственном участии авторов настоящего отчета [Starostenko et al, 2014, 2015].
|
| Рисунок 5 Схема рельефа поверхностей Мохо в пределах Крымско-Черноморского региона(по [Борисенко, Плахотный, 1997]).Условные обозначения: 1 – разломно-флексурные зоны, ограничивающие раннепротерозойские троги; 2 – разломно-флексурные зоны, ограничивающие киммерийские троги; 3 – изолинии глубин залегания поверхности Мохо М2 в пределах раннепротерозойских трогов; 4 – изолинии глубин залегания более молодых (в т.ч., киммерийской) поверхностей М1 и М; 5 – Профили ГСЗ. Глубинные разломы: Од-С – Одесско-Синопский, Г-Р – Гурзуфский, М-Л – Молбайский, П – Предгорный, Ю-Б – Южнобережный, Ю-А – Южно-Азовский, П-В – Правдинский, М-Ф –Мелитопольско-Феодосийский, Г-С – Горностаевский. |
Весь профиль DOBRE-5 ориентирован в широтном направлении и имеет длину более 600 км (рисунок 6). Полученная скоростная модель дает представление о строении региона до глубин 50-70 км (рис. 2.6). Она отражает как структурные особенности осадочного чехла (с V=2,05-5,70 км/с) и гетерогенного основания Скифской плиты (V=5,72-6,00 км/с), так и морфологию основных глубинных границ коры – гранитно-гнейсового субстрата (V=6,22 км/с), базальтового слоя (V=6,50 км/с) и поверхности Мохо (V=8,15-8,16 км/с).
Ниже приведены краткие результаты геологической интерпретации полученной модели по данным работы [Starostenko et al, 2015]; при этом следует отметить, что в некоторых деталях (которые не влияют существенным образом на общую картину) точка зрения автора отчета может несколько отличаться от коллективного мнения авторов статьи. При послойном описании разреза (сверху вниз) ограничимся только той частью профиля, которая относится непосредственно к Крымскому региону и прилегающим участкам шельфа Черного и Азовского морей (интервал ~160-600 км на рис. 5 и 6).
|
| Рисунок 6 Положение профиля DOBRE-5 (по [Starostenko et al, 2015]). Звездочками отмечены пункты взрывов. |
Верхняя часть разреза (V=2,05-2,06 км/с) на протяжении всего профиля представлена разнофациальными, преимущественно мелководными карбонатно-терригенными отложениями среднего миоцена-голоцена мощностью до 700-800 м. Ниже залегают глинистые образования олигоцена-нижнего миоцена (V=2,24 км/с). Вместе с аналогичными породами Индоло-Кубанского прогиба (где их скорости несколько выше – V=2,70 км/с) они отнесены к майкопской серии, которая идентифицируется как моласса предгорного прогиба.
| Рисунок 7. Скоростная модель земной коры и верхней мантии вдоль профиля DOBRE-5 (по [Starostenko et al, 2015]). |
На рисунке 7 цифры в кружках: 1 – Преддобруджский прогиб, 2 – Каркинитский прогиба, 3 – Центральнокрымское поднятие, 4 – Индоло-Кубанский прогиб. Черные стрелки – пункты взрывов. Проекции близлежащих скважин на профиль: SVR-4 – Суворовская-4; FMR1 – Фурмановская-1; S-TR-1 – Старо-Трояновская-1; KLS-5 – Килийская-5; OLN-6 – Оленевская-6; RDN-2 – Родниковская-2; W-OCT-31 – Зап.-Октябрьская-31; GLB-27 – Глебовская-27; OCT-2 – Октябрьская-2; DNZ-1 – Донузлавская-1; ELZ-2 – Елизаветинская-2; SVR-1 – Северская-1; KSN-3 – Красновская-3; KRG-1 – Красногвардейская-1; SHB-7 – Шубинская-7; KMN-1 – Каменская-1; SLZ-2 – Селезневская-2; SLS-2 – Слюсаревская-2; GOR-4 – Горностаевская-4; FNT-12 – Фонтановская-12; ALK-7 – Алексеевская-7.
Максимальная мощность олигоцен-нижнемиоценовых отложений в этой части профиля составляет 1,2-1,3 км, глубина их основания достигает 2-х км. Указанные параметры вполне согласуются с результатами ранее проведенных геолого-геофизических исследований. На своде Центрально-Крымского поднятия олигоцен-нижнемиоценовые отложения полностью выклиниваются.
| ||
| Рисунок 8. Строение верхней части земной коры вдоль профиля DOBRE-5 (сост. Ю.М. Вольфман, Л.В. Фарфуляк). Условные обозначения: 1-9 – литолого-стратиграфические комплексы осадочного чехла: 1 – среднемиоцен-четвертичный; 2 – эоцен-олигоценовый (Преддобруджского) и олигоцен-нижнемиоценовый (Каркинитско-Северокрымского и Индоло-Кубанского) прогибов; 3 – верхнемеловой-эоценовый Каркинитско-Северокрымского прогиба; 4 – нижнемеловой-эоценовый Индоло-Кубанского прогиба; 5 – нижне-верхнемеловой (альб-сеноманский) терригенный (а) и терригенно-вулканогенный (б) Каркинитско-Северокрымского прогиба; 6 – среднеюрский-нижнемеловой; 7 – триасовый; 8 – пермский; 9 – среднедевонский-карбоновый; 10 – рифейско-нижнедевонский нерасчлененный комплекс платформенного чехла Приднестровского склона Восточно-Европейской платформы (а), синхронные ему отложения Северной Добруджи, переработанные в байкальскую и варисскую эпохи (б); 11 – байкальско-киммерийское гетерогенное основание Скифской плиты; 12 – дорифейский гранитно-гнейсовый субстрат. Цифры в кружках – зоны разломов (описание см. в следующем подразделе). | ||
Нижележащие скоростные слои разреза (с V=3,00-4,00 км/с и V=5,55-5,70 км/с) на первый взгляд отвечают соответственно палеоцен-эоценовым и меловым образованиям, мощности которых в этом случае согласуются с данными работы [Тектоника, 1981]. Однако по литологическому составу эта толща делится на два подкомплекса – верхнемеловой-эоценовый и нижнемеловой, включающий также нижнюю часть верхнего мела. Верхний их них сложен преимущественно известняками и мергелями, второй характеризуется терригенным составом отложений. При этом в альбе и в основании сеноманской части разреза широкое распространение имеют продукты вулканической деятельности – лавы, туфолавы, туфы и туффиты андезитового состава [Плахотный и др., 1971]. Если считать, что скоростной градиент (от V=4,00 км/с до 5,55-5,60 км/с) обусловлен изменениями литологического состава, то данная граница проходит по кровле терригенно-вулканогенных образований сеномана, местами – турона. Таким образом, часть разреза со скоростями V=3,00-4,00 км/с соответствует мергельно-известняковой толще верхнего мела-эоцена, а основание чехла (слой с V=5,55-5,70 км/с) – вулканогенно-терригенным отложениям нижнего мела-нижнего сеномана. Максимальные мощности первого из этих подкомплексов более 2 км, второго – 6-7 км. Они резко сокращаются на склонах смежных поднятий гетерогенного основания вплоть до полного выклинивания на их сводах. Соответственно, подошвы этих подкомплексов достигают глубин 3-4 и 10-12 км. «Ломаный» характер границы раздела этих слоев на отрезке 320-380 км (на западном склоне Центрально-Крымского поднятия) может быть обусловлен кососекущим положением профиля по отношению к сложной разломно-блоковой структуре этой части разреза. Также вполне вероятно, что на характер раздела повлияло наличие продуктов альб-сеноманской вулканической деятельности.
Особенности верхней части разреза Восточно-Крымской области по литолого-стратиграфическому составу и скоростным характеристикам вполне сопоставимы с верхними комплексами чехла северо-западного шельфа Черного моря (рис. 6). Слой с V=2,06 км/с отражает наличие толщи мелководных карбонатно-терригенных отложений среднего миоцена-голоцена мощностью до 1300 м. Ниже, до глубин 3-4 км залегает молассовый комплекс олигоцена-нижнего миоцена – майкопская серия (V=2,70 км/с), выполняющая Индоло-Кубанский прогиб и имеющая широкое распространение в Крыму и Предкавказье.
Следующий комплекс (V=4,50 км/с) мощностью до 4 км, по-видимому, можно идентифицировать, как нерасчлененный нижнемеловой-эоценовый, поскольку отложения этих отделов вскрыты скважинами на Керченском полуострове и даже выходят на поверхность в его юго-западной части (на мысе Чауда). Есть основания полагать, что основанием этого комплекса является тектоническое нарушение надвигового типа (№1 в кружке на рис. 6), по которому нижнемеловая-эоценовая толща была надвинута на низкоскоростные отложения (V=3,50 км/с) предположительно того же возраста, подвергшиеся разуплотнению в процессе деформирования (более детальная характеристика тектонических границ будет приведена ниже).
Следует отметить, что скорости продольных волн в пределах верхней части разреза Восточно-Крымской области выше, чем в синхронных образованиях Каркинитско-Северокрымского прогиба. Это можно объяснить более интенсивными процессами складкообразования и уплотнения пород в пределах Крымско-Кавказской области альпийской складчатости.
Полученная скоростная модель верхней литосферы вдоль профиля ДОБРЕ-5 (рис. 5, 7) позволяет вполне уверенно идентифицировать границы, соответствующие поверхности дорифейского кристаллического гранитно-гнейсового фундамента (V=6,22-6,30 км/с) и разделу Мохо (V=8,15-8,20 км/с). Следует отметить, что скоростные характеристики этих границ, равно, как и поверхности гетерогенного основания Скифской плиты (V=5,70-6,00 км/с), вполне согласуются с результатами ранее проведенных исследований по изучению глубинного строения этого сегмента литосферы [Соллогуб и др., 1985; Соллогуб, 1986 и др.].
Поверхность гетерогенного основания Скифской плиты вдоль профиля ДОБРЕ-5 имеет весьма контрастный рельеф и выражена скоростной границей с V=5,72-5,82 км/с. В пределах свода Центральнокрымского поднятия основание залегает на небольших глубинах (до 1-2 км) и перекрыто маломощным чехлом платформенных отложений. На участках максимального погружения (осевые зоны Каркинитско-Северокрымского и Индоло-Кубанского прогибов) глубины достигают 10-12 км. Нижней границей комплексов основания является поверхность дорифейского субстрата с V=6,2-6,4 км/с. Глубины этой границы варьирует от 3-5 км в пределах Центральнокрымского поднятия до 20-22 км – в зонах прогибов (рис. 6, 7).
В составе Скифской плиты три структурных яруса: предположительно рифейско-кембрийский (байкальский), карбон-нижнетриасовый (варисский) и среднетриасовый-среднеюрский (киммерийский) [Муратов и др., 1968; Чекунов, 1972; Тектоника, 1981 и др.]. Степень переработки и уровень метаморфизма слагающих эти ярусы породных комплексов различны, однако высокая насыщенность киммерийских образований продуктами вулкано-магматической деятельности, по-видимому, является причиной сближения их скоростных характеристик. Вероятно, поэтому на профиле скоростные границы между ними отсутствуют, и все структурные ярусы основания проявлены в виде одного скоростного слоя с V=5,74-6,05 км/с.
Суммарная мощность комплексов складчатого основания Скифской плиты составляет в Каркинитско-Северокрымском и Индоло-Кубанском прогибах – 12-15 км; в то же время отмечается ее резкое уменьшение (до 2 км) на своде Центральнокрымского поднятия. При этом в Крыму основание Скифской плиты включает массивы, скоростные характеристики которых соответствуют дорифейскому гранитно-гнейсовому субстрату (V=6,22 км/с). Эти массивы подстилаются относительно низкоскоростными образованиями (V=5,80-5,84 км/с), что указывает на аллохтонный характер залегания этих фрагментов субстрата (рис. 5–7), хотя по этому поводу мнения авторов статьи [Starostenko et al, 2015] разделились.
|
| Рисунок 2.8. Глубинное строение региона вдоль профиля DOBRE-5 (сост. Ю.М. Вольфман, Л.В. Фарфуляк). Условные обозначения: 1 – осадочный чехол; 2 – байкало-киммерийское гетерогенное основание Скифской плиты; 3 – «гранитный» слой (верхняя кора); 4 – «Базальтовый» слой (нижняя кора); 5 – верхняя мантия; 6 – раздел Мохо; 7 – границы в земной коре; 8 – тектонические нарушения (цифры в кружках – номера в тексте). |
Глубина залегания дорифейского гранитно-гнейсового субстрата (V=6,22-6,30 км/с) резко изменяется от 3-5 км в пределах Центральнокрымского поднятия до 20-22 км – в пределах Михайловской депрессии и Индоло-Кубанского прогиба (рис. 2.8). При этом, как отмечалось выше, в основании Новоселовского поднятия и Новоцарицынского выступа Центральнокрымского поднятия блоки и линзы гранитно-гнейсового субстрата чередуются в разрезе с относительно низкоскоростными слоями, которые соответствуют либо байкальско-киммерийским комплексам основания Скифской плиты, либо зонам разуплотнения кристаллического фундамента, либо отражают сочетание этих факторов. Любой из этих вариантов предполагает аллохтонную природу сводовой части Центральнокрымского поднятия. Мощность «гранитного» субстрата (V=6,22-6,40 км/с) достигает 15-17 км, а включая аллохтонные сегменты Центральнокрымского поднятия –25 км.
Нижняя часть коры – «базальтовое» ложе мощностью до 20-25 км, представленное слоями с различными скоростями (V=6,50-6,70 и 6,80-7,20 км/с). Это различие обусловлено выплавлением и уплотнением вещества в зоне динамического влияния крупной структуры, идентифицируемой как южная граница Восточно-Европейской платформы (разломная зона 3 на рис. 2.8), вследствие ее периодической интенсивной активизации. Об этом свидетельствуют вскрытые скважинами многочисленные проявления вулкано-магматической деятельности как в составе гетерогенного основания Скифской плиты, так и в его осадочном чехле [Муратов и др., 1968; Ступка, 1969; Чекунов, 1972; Тектоника, 1981; Плахотный и др., 1971; Тектоника, 1988; Nikishin et al, 1998; Хрящевская и др., 2007 и др.]. В результате образовался слой с промежуточными (между мантией и «базальтовым» слоем) скоростными характеристиками (V=7,16 км/с на рис. 1.6; HVLC – на рис. 2.9).
Поверхность Мохо (V=8,15-8,16 км/с) имеет более спокойный рельеф, чем в интерпретациях результатов предыдущих исследований [Строение, 1985; Соллогуб, 1986 и др.]. Максимальные ее погружения (до глубин 40-47 км) фиксируются на флангах профиля. К центральной части профиля эта граница плавно воздымается, достигая минимальных отметок (32-30 км) в основании Михайловской депрессии.
Верхняя мантия (в той ее части, которая представлена на рис. 1.6) не структурирована и характеризуется постепенными наращиваниями скоростей продольных волн с глубиной (от 8,15 до 8,25 км/с). По результатам глубинного моделирования [Козленко и др., 2009, 2013], плотность вещества мантии составляет 3,34 г/см2. Это меньше плотности эклогита (3,5 г/см2), но соответствует плотности мантийного перидотита – пиролита (3,3-3,4 г/см2), значения которых получены экспериментальным путем [Рингвуд, Грин, 1968].
|
| Рисунок 2.9. Трехмерная модель (блок-диаграмма) строения исследуемого региона, интегрирующая данные скоростной модели по профилю DOBRE-5 и результаты ее геологической интерпретации (по [Starostenko et al, 2015]). Условные обозначения: 1-8 – структурно-тектонические элементы региона и их скоростные характеристики; 9 – зоны тектонических нарушений: а) установленные по изменениям волнового поля, б) не имеющие четкого отражения в сейсмических разрезах; 10 – положение границы между Восточно-Европейской платформой и Скифской плитой. Вставка-диаграмма показывает истинный угол погружения (17º) этой границы. |
Таким образом, верхняя мантия сложена либо пиролитом, либо разновидностями эклогитов, которые, согласно [Лутц, 1974], по физическим свойствам приближаются к пиролитам мантии.
Особенности взаимоотношений элементов земной коры, характеризуемых разными скоростями продольных волн, позволяют выделить зоны, которые с той или иной степенью достоверности можно интерпретировать как крупные разрывные нарушения. При этом следует учитывать следующее:
1. Косопоперечное или субпараллельное положение профиля по отношению к основным структурам региона затрудняет определение истинных структурно-кинематических параметров этих зон.
2. Практически все выделяемые зоны, точнее – их проекции на плоскость профиля, являются наклонными (почти пологими), поскольку даже границы, кажущиеся субвертикальными, при уравнивании горизонтального и вертикального масштабов предлагаемой модели обретут слабонаклонное положение. Представляется, что сам метод обработки сейсмологического материала, ориентированный в значительной мере на латеральную увязку скоростных элементов разреза, практически исключает возможность выявления субвертикальных структур. По этой причине даже зоны, которые в плоскости разреза выглядят как субвертикальные разрывы (на рис. 2.10, который для удобства чтения дублирует предыдущие рисунки 2.7 и 2.8), на самом деле могут быть как пологими тектоническими нарушениями, так и крупными флексурами, усложняющими залегание разновозрастных литолого-стратиграфических комплексов.
К основным структурам, интерпретируемым как крупные региональные разломные зоны, отнесены зоны 1-3 (рис. 2.10), первые две из которых устанавливаются достаточно уверенно по повторениям в вертикальном разрезе фрагментов коры с разными скоростными свойствами. Зона 3 выделена как предполагаемая, однако, как показал структурный анализ региона, именно эта зона играла определяющую роль в его строении и геологическом развитии, поскольку она идентифицируется как граница Восточно-Европейской платформы и Скифской плиты.
|
| Рисунок 2.10. Предполагаемые зоны тектонических нарушений на профиле DOBRE-5 (в кружках – их номера в порядке описания). Условные обозначения см. на рис. 2.7, 2.8. |
Зоны разломов 1 и 2. Ранее отмечалось, что внутри крымского сегмента гетерогенного основания Скифской плиты (с V=5,70-6,00 км/с) выделяются фрагменты гранитно-гнейсового субстрата с V=6,22-6,30 км/с. Здесь происходит тройное повторение разреза с «переслаиванием» высокоскоростных и менее скоростных слоев (рис. 2.10). При этом основание самого верхнего фрагмента субстрата с V=6,22 км/с как будто срезается почти прямолинейной границей, имеющей свое восточное продолжение в осадочных комплексах (зона 1). Здесь она также отделяет расположенный выше более скоростной слой (V=4.50 км/с) от нижележащего менее скоростного (V=3,50 км/с). Вероятно, это же нарушение проявилось на скоростной модели в виде флексурообразного изгиба западного края Центральнокрымского поднятия (в инт. 350-370 км профиля на глубине около 5 км). Протяженность этой границы (зона 1) на профиле составляет около 270 км, глубина залегания – 4-8 км, вертикальная амплитуда смещения (по разнице отметок кровли верхнего и нижнего сегментов гранитного субстрата) – более 4 км (рис. 2.10, вверху). Видимая мощность подстилающего низкоскоростного слоя составляет 2-3 км.
Аналогичная ситуация наблюдается и на глубинах 7-15 км, где высокоскоростные гранитно-гнейсовые образования (V=6,25-6,30 км/с) залегают на слое, характеризуемом скоростями V=5,90-6,00 км/с. Эта граница раздела (зона 2) также весьма протяженна (не менее 230 км); вертикальная амплитуда смещения вдоль нее – от 4 до 13 км, мощность подстилающего низкоскоростного слоя – до 7 км (рис. 2.10).
Таким образом, низкоскоростные слои, разделяющие расположенные друг над другом блоки гранитного состава, можно было бы интерпретировать как кровлю автохтона (в основании зоны 2) и паравтохтона или нижнего аллохтона (в основании зоны 1), по которым происходило смещение фрагментов коры по надвиговому типу. Однако, согласно «Толковому словарю английских геологических терминов», «allochthon – это массы горных пород, перемещенные (выделено автором) от места своего первоначального залегания тектоническими силами, как, например, в надвиговых чешуях или тектонических покровах» [Толковый, 1977, т. 1. с. 48]. В данном случае, учитывая, что указанные структуры являются, вероятнее всего, поддвигами и, следовательно, происходило перемещение нижних фрагментов по отношению к верхним, то правильнее будет считать, что сегменты основания Скифской плиты, ограниченные снизу зонами 1 и 2 представляют собой висячие (соответственно, автохтонное и паравтохтонное) крылья региональных поддвиговых нарушений.
Следует отметить, что в коллективных работах [Starostenko et al, 2014, 2015] большинство авторов сошлось во мнении, что наблюдаемое чередование на профиле высокоскоростных и низкоскоростных сегментов разреза обусловлено наличием крупных палеозойских интрузивов гранитоидного состава в строении гетерогенного основания Скифской плиты. Это нашло свое отражение на рис. 2.9, где подошвы высокоскоростных сегментов показаны как нетектонические. Подобное предположение имеет право на существование, поскольку наличие палеозойских гранитоидных образований в Крыму обосновывается датировками их абсолютного возраста, приведенными в литературе.
Тем не менее, есть веские основания полагать, что высокоскоростные (гранитоидные) тела в основании Центральнокрымского поднятия Скифской плиты являются не палеозойскими интрузивами, а фрагментами дорифейского гранитно-гнейсового субстрата, «выдавленными» по зонам полого падающих разломов. В пользу их тектонического происхождения свидетельствуют:
1. «Субпластовый» бескорневой характер проявления гранитоидных тел и их протяженность на профиле (до 200 км с запада на восток), которые более свойственны тектоническим пластинам, нежели интрузивным массивам.
2. Линейный характер границы основания верхних гранитоидных массивов, на тектоническую природу которой указывает также продолжение предполагаемого нарушения в осадочном чехле (в восточной части профиля – инт. 540-640 км), где более высокоскоростные слои разреза также залегают на менее скоростных образованиях.
3. Локализация исследуемых гранитоидных массивов в ядре Центральнокрымского поднятия основания Скифской плиты, в то время как все без исключения известные позднепалеозойские образования расположены вдоль зон сочленения крупных геоструктур, где выплавлению и внедрению гранитоидных магм в верхние горизонты земной коры способствовала высокая проницаемость последней (в зоне сочленения Восточно-Европейской платформы и Скифской плиты или в зоне сочленения Скифской плиты и Горнокрымского сооружения).
4. Отсутствие в пределах Крыма достоверно установленных крупных гранитоидных интрузивов, поскольку все сведения о наличии таковых основываются на косвенных признаках – ороговикование, мигматизация, наличие краевых фаций и т.п.
Определение пространственно-кинематических параметров зон 1 и 2 по характеру их проекции на плоскость профиля DOBRE-5 весьма проблематично. Тем не менее, используя возможности графического анализа на стереографических сетках и аналогии с известными структурами, установленными в регионе, некоторые варианты определения условий залегания этих зон и реконструкции кинематических обстановок их формирования все же возможны. Полученные результаты анализа с высокой степенью вероятности позволяют полагать, что тектонические зоны 1 и 2 имеют субширотное простирание с падением от 10 и более градусов как в южных, так и в северных румбах, и их формирование обусловлено наличием в регионе обстановок субмеридионального сжатия.
Первый вариант (падение в южном направлении) допускает некоторое структурное сходство выделенных разломных зон с выделенной В.В.Юдиным позднепалеозойской Северокрымской сутурой, по которой микроконтинент Скифия контактирует с Лавразией [Юдин, 2008 и др.]. Сутура проходит по перешейку Крымского полуострова (к северу от профиля DOBRE-5); ее проекция на земную поверхность практически совпадает с границей Восточно-Европейской платформы на рис 2.2. Если считать, что зоны 1 и 2 являются фрагментами или сопутствующими элементами Северокрымской сутуры (исключая ретронадвиги), то вся структура могла бы рассматриваться как система надвигов или шарьяжей северной вергентности. Однако имеются доводы, не позволяющие отождествлять зоны 1 и 2 с позднепалеозойской сутурой. Во-первых, возраст выделен