Статья завершает описание метода спецкартирования, теоретические основы и принципы которого были представлены в предыдущей публикации [Seminsky, 2014]. На примере участка «Улирба» в Приольхонье (Западное Прибайкалье) подробно рассмотрено содержание структурного метода, базирующегося на парагенетическом анализе повсеместно распространенной трещиноватости, особенностью которой является отсутствие видимых признаков смещений. Основные операции спецкартирования проводятся в рамках трех главных этапов (рис. 3).

В ходе подготовительного этапа (I) осуществляется анализ данных предшественников о разломной структуре региона (рис. 1, А–Г), на участке картирования создается сеть пунктов геолого-структурных на­блюдений, в каждом из которых проводится массовый замер трещин, фиксируется информация о горных породах (рис. 2, А), общем состоянии сети разрывов (рис. 1, Д–З), их плотности (рис. 2, Б) и, если присутствуют, – структурах надтрещинного уровня (рис. 1, Е, З; рис. 2, А).

Этап обработки полевого материала (II) состоит из формализованных операций, образующих четыре группы (II.1–II.4). Операции первой группы (II.1) включают построение круговых диаграмм, характеристику систем трещин и свойственных им разбросов (рис. 4, А), выделение простых (обычно тройственных) парагенезисов с определением динамических обстановок их формирования (транслокальный ранг) (табл. 1), оценку показателей плотности и сложности трещинных сетей, анализ их пространственного распределения в пределах участка картирования и выявление на этой основе зон наиболее интенсивной деструкции породного массива (рис. 2, Б–В). Операции второй группы (II.2) состоят в сопоставлении каждой диаграммы трещиноватости с эталонными трафаретами полюсов трещин (рис. 4, Б–В; Е–З; Л–Н) и при их удовлетворительном совпадении – получении решения о возможности формирования определенной трещинной сети в сдвиговой, сбросовой или взбросовой (надвиговой) разломной зоне локального ранга (рис. 4, Г–Д, И–К, О–П; рис. 5; рис. 7, Б), а также установлении для этих зон относительных возрастных взаимоотношений на основе анализа разбросов у систем трещин, величин угла скалывания, априорной информации. Операции третьей группы (II.3) включают построение для участка картирования круговой диаграммы полюсов разломов локального ранга (рис. 8, Б), выявление пар сопряженных систем и динамических обстановок их формирования (табл. 2), вынесение этой информации на схему местности и оконтуривание разломных зон трансрегионального ранга (рис. 7, В–К), включающих точки наблюдения с однотипными обстановками и парагенезисами локальных разломов. Операции четвертой группы (II.4) состоят в сопоставлении диаграммы полюсов разломов локального ранга с выбранными согласно наличию сопряженных пар эталонными трафаретами разрывов (рис. 9, Б–Г) и на этой основе – получении решения о возможности формирования определенного парагенезиса локальных разломов в сдвиговой, сбросовой или взбросовой (надвиговой) зоне регионального ранга (рис. 9, Д–Ж), а также оконтуривании их границ на схеме участка картирования путем объединения точек наблюдения с однотипными решениями (рис. 7, Л–Н).

Этап интерпретации (III) заключается в комплексном анализе полученных при картировании материалов и априорной информации, результатами которого является итоговая схема разломных зон с их ранговой соподчиненностью (рис. 7, О), а также схемы разломных зон для отдельных этапов структурообразования с характеристикой их типа и особенностей внутреннего строения, т.е. выделением периферийной подзоны, подзоны разрывов 2-го порядка и, если установлена, – подзоны главного сместителя (рис. 7, Л–Н).

Перспективы спецкартирования определяются его особенностями в сравнении с известными геолого-структурными способами исследования разломов. С одной стороны, реализация метода связана с времяемкими массовыми измерениями и специфической обработкой «немых» трещин, а с другой – дает возможность в качестве основы для анализа использовать повсеместно распространенную трещиноватость, обеспечивает высокий уровень детальности картирования разрывной структуры разломных зон, позволяет определять их ранговую соподчиненность и другие особенности. Как следствие, в ситуациях с ярко выраженной тектоникой ординарное исследование должно опираться на традиционные геолого-структурные методы, а приемы спецкартирования могут привлекаться в качестве дополнительных способов анализа, целью которых является получение информации по отдельным элементам строения разломной сети (установление внутренней зональности дизъюнктивов, иерархии динамических обстановок их формирования и др.). Напротив, при минимуме прямых наблюдений за разломами, характерном для слабообнаженных территорий или использования специфических видов исследования (например, бурение скважин), операции спецкартирования должны осуществляться в полном объеме.

Перечисленные особенности спецкартирования открывают перед методом широкие перспективы для решения теоретических задач, связанных с исследованием зонно-блоковой делимости земной коры и закономерностей пространственно-временного развития ее главных элементов – разломных зон. Областями практического применения являются геологическая съемка, а также рудная геология, инженерно-геологи­ческие изыскания и гидрогеология, в рамках которых особое значение имеет детальность картирования разломных зон, контролирующих многие важные в прикладном отношении сопутствующие процессы.

В предыдущих геодезических исследованиях считалось, что Северное полушарие испытывает тенденцию сжатия, а Южное полушарие, наоборот, расширения. В данной работе аналогичные исследования были проведены на основе трех различных методов. Для расчета средних вертикальных изменений этих двух полушарий мы использовали поле скоростей в Международной земной системе координат (ITRF) в эпоху 2008. Наши результаты показали, что в Северном полушарии из-за деформации происходит расширение со средней скоростью около 1 мм/год, а Южное полушарие испытывает сжатие со скоростью на порядок меньше скорости расширения. После исключения из рассмотрения эффекта постледникового отскока было установ­лено, что темпы расширения и сжатия Северного и Южного полушарий составляют 0.46 мм/год и –0.19 мм/год, соответственно. Преобразование между полями скоростей для двух международных систем координат ITRF 2008 и ITRF 2000 может объяснить, почему разные авторы делают различные выводы о характере расширения / сжатия Северного и Южного полушарий. Тем не менее, в целом, Земля расширяется со скоростью около 0.2 мм/год, что совпадает с нашими предыдущими исследованиями. Были рассчитаны также средние скорости изменения радиуса Земли в зависимости от широты.

 

Рассматриваются результаты экспериментальных исследований, направленных на изучение ха­рактера временных изменений естественных геофизических полей (ЕГП) над залежью газа, расположенной в зоне влияния активного регионального разлома, а также выявление связи этих изменений с сейсмичностью. Определен ряд характерных признаков изменения полей, проявляющихся только над залежью газа. Установлено, что проявляющиеся периоды нестабильности ЕГП над залежью газа предшествуют конечной фазе подготовки сейсмических событий.

На основе сейсмотомографического алгоpитма ИТC pаccчитано тpеxмеpное pаcпpеделение аномалий cкоpоcтей P- и S-волн в зоне Зондской дуги. Сильные землетрясения (с М>4.8) рассматриваемого района группируются в зоне повышенных скоростей Р-волн. Гипоцентры сейсмических событий попадают в зоны как повышенных, так и пониженных скоростей S-волн. Географически начало вспарывания очага Суматранского землетрясения 2004 г. (Mw=9.0) совпадает с районом резкого изменения знака аномалий скоростей Р-волн. Расчет сейсмотектонических деформаций по данным механизмов 2227 землетрясений, зарегистрированных с 1977 по 2013 г., показал, что на всех глубинах наиболее устойчиво ведет себя компонента СТД, отвечающая за вертикальное удлинение объемов горных масс. Участки земной коры (0–35 км) в окраинных районах с западной и восточной стороны Зондской дуги характеризуются деформациями противоположного знака по отношению к центральной части. Также в слое 70–150 км под эпицентральной областью Суматранского землетрясения происходят деформации противоположного знака по отношению к деформациям рассматриваемой части Зондской дуги. Максимальные магнитуды коровых землетрясений Зондской дуги, возникающие в зоне контакта плит, зависят от направления давления активной погружающейся плиты, что является одним из дополнительных критериев определения предельной магнитуды этого района.

В восточной части Витимского плоскогорья, в Береинском вулканическом центре, выполнено сравнительное изучение вариаций петрогенных оксидов, микроэлементов и изотопов в последовательностях высоко- и умеренно-Mg вулканитов, извергавшихся, соответственно, 16–14 и 14–13 млн лет назад. В первой (малообъемной) последовательности определена смена контаминированных коровым материалом базальтов–трахибазальтов K–Na-серии неконтаминированными высоко-Mg базанитами–базальтами переходного (K–Na–K) состава и пикробазальтами–базальтами K-серии. По оценкам давлений с использованием уравнения [Scarrow, Cox, 1995], высоко-Mg магмы выплавлялись в глубинном интервале 115–150 км. Во второй (крупнообъемной) последовательности выявлена смена базальтов–андезибазальтов переходного (Na–K–Na) состава и базальтов Na-серии базальтами–трахибазальтами K–Na-серии. Сначала произошло сильное плавление малоглубинной безгранатовой части литосферной мантии (или с небольшим содержанием граната) с одновременным слабым плавлением более глубинного субстрата, обогащенного гранатом, а затем продолжал слабо плавиться только ее более глубинный субстрат. Предполагается, что последовательное образование высоко- и умеренно-Mg выплавок отразило среднемиоценовое термальное воздействие на литосферу горячего материала Забайкальского низкоскоростного домена, обладавшего высокой потенциальной температурой (до 1510 °С). Это термальное воздействие вызвало рифтогенез в литосфере Байкальской рифтовой системы.