Сдвиговая разломная зона в рельефе: анализ цифровых моделей экспериментальных и природных объектов

УДК 551.24.035+551.4.044

СДВИГОВАЯ РАЗЛОМНАЯ ЗОНА В РЕЛЬЕФЕ: АНАЛИЗ ЦИФРОВЫХ МОДЕЛЕЙ ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫХ И ПРИРОДНЫХ ОБЪЕКТОВ

© А.С. Черемных1

Институт земной коры СО РАН,

664033, Россия, г. Иркутск, ул. Лермонтова, 128.

Приведены результаты изучения рельефа сдвиговых разломных зон. В качестве основного метода исследования использовалось физическое моделирование. Эксперименты проводились при различных граничных условиях по скорости нагружения, вязкости и толщине деформируемой модели. Проведен эксперимент с изучением рельефа на трех временных стадиях развития разломной зоны. Для оценки рельефа использовалось построение его цифровых моделей с применением количественных методов геоморфологии. В ходе работы выделены закономерности, которые были проверены на природных аналогах экспериментальных моделей, соответствующих крупным сдвиговым разломным зонам. Ил. 16. Библиогр. 23 назв.

Ключевые слова: сдвиговая разломная зона; физическое моделирование; анализ рельефа; цифровые модели рельефа; градиент вертикальных движений; градиент рельефа.

STRIKE-SLIP FAULT ZONE IN RELIEF: ANALYSIS OF EXPERIMENTAL AND NATURAL OBJECTS NUMERICAL MODELS

A. S. Cheremnykh

Institute of the Earth's Crust SB RAS, 128 Lermontov St., Irkutsk, 664033, Russia.

The article presents the results of studying the relief of strike-slip fault zones. Physical modeling has been used as the main method. Experiments were carried out under various boundary conditions of loading rate, viscosity and thickness of the strained model. An experiment studying relief at three time stages of the fault zone development has been conducted. Digital elevation models have been built with the use of quantitative methods of geomorphology in order to assess the relief. The study revealed the regularities that have been tested on natural analogs of experimental models that correspond to large strike-slip fault zones. 16 figures. 23 sources.

Key words: strike-slip fault zone; physical modeling; relief analysis; digital elevation models; gradient of vertical motions; relief gradient.

Введение. Изучение рельефа, формирующегося вследствие перемещений по разломам земной коры, зародившееся в начале XX столетия, не потеряло актуальности и в наше время. За всю историю исследований рельефа было предложено и опробовано множество методов и подходов к его изучению, таких как полевые наблюдения и анализ карт, измерения на основе количественных данных, физический эксперимент и математическое моделирование. Исследованиями рельефа, в том числе связанного с перемещениями по разломам, занималось большое количество ученых по всему миру. Крупным деструктивным зонам, как, например, Байкальская рифтовая зона, посвящены работы выдающихся ученых: А.Г. Золотарева, П.М. Хренова, Н.А. Логачева, Н.А. Флоренсова, В.В. Лама-кина, Г.Ф. Уфимцева и многих других [1, 2, 4, 5, 8, 11, 13-16].

Описание и применение количественных методов анализа рельефа [6, 7, 18], а также развитие дистанционного зондирования позволили изучать рельеф крупномасштабных разломных зон, что было затруднено раньше в связи с невозможностью равноценного исследования значительных по площади природных территорий. А.В. Тевелев [12] на основе космоснимков

описал морфологию сдвиговых разломных зон. Он выделил несколько вариантов проявления сдвиговых зон в рельефе.

Физическое моделирование, являющееся на сегодняшний день полноправным методом изучения тектонических процессов и структур [3], в плане исследования рельефообразования представлено преимущественно зарубежными [21-23] и некоторыми отечественными [9, 10, 17, 19] работами. Целью этих исследований было изучение механизмов формирования крупных разломных зон, особенностей строения областей их динамического влияния, результатов воздействия на уже сформированный рельеф разнотипных денудационных процессов и многое другое. Целью исследований, представленных в данной статье, было изучение на основе физического моделирования характера проявления в рельефе разломной зоны сдвигового типа.

В соответствии с тектонофизическим подходом развитие разломной зоны характеризуется пространственно-временной неоднородностью [10]. Выражением неоднородности является стадийное развитие внутренней структуры разломной зоны, которая состоит из элементов, таких как разрывы, дуплексы сжа-

1Черемных Алексей Сергеевич, аспирант, тел.: 89041516082, e-mail: acherem@crust.irk.ru Cheremnykh Aleksei, Postgraduate, tel.: +79041516082, e-mail: acherem@crust.irk.ru

тия, впадины пулл-апарт и присдвиговые складки. В связи с этим, для изучения и оценки рельефа сдвиговой разломной зоны применялась комплексная методика. Основу методики составляло физическое моделирование. Эксперименты проводились без использования дополнительной компоненты при сдвиге, при однородности экспериментального субстрата, постоянной скорости деформирования, а также отсутствии влияния экзогенных процессов. Это дало возможность получить тектонический рельеф процесса сдвигообра-зования.

Второй составляющей методики являлось построение цифровых моделей рельефа, образовавшегося в результате развития экспериментальной сдвиговой зоны. Построение цифровых моделей выполнялось с применением количественных методов геоморфологии. Это позволяло оценить характер проявления в рельефе внутренней структуры зоны и ее элементов с учетом дизъюнктивной стадии развития зоны.

Сравнение экспериментальных моделей с их природными аналогами являлось третьей составляющей комплексной методики. Оно позволяло подтвердить выделенные эмпирическим путем закономерности.

Таким образом, комплексная методика позволяла изучить рельеф сдвиговых зон с учетом их пространственно-временной неоднородности. То есть исследовать отражение в этом рельефе внутренней структуры зоны и ее элементов в зависимости от временной стадии развития, что представляет особый интерес и наш объект исследования.

для моделирования разнообразных типов тектонических структур, путем перемещения в различных направлениях ее отдельных частей - штампов. В качестве модельного материала использовалась однородная глинистая паста, удовлетворяющая основным критериям подобия при проведении экспериментов [17]. Модель, состоящая из одного слоя глинистой пасты, находилась в прямоугольных в плане рамках 130х25 см (рис.1, В). Она располагалась на двух штампах установки, один из которых смещался в горизонтальном направлении с постоянной скоростью (рис.1, Б). В проведенных опытах использовался как левосдвиговый, так и правосдвиговый характер смещения экспериментальной модели. Перемещение штампов происходило до момента, пока разломная зона не достигала стадии полного разрушения, то есть до формирования на поверхности модели магистрального сместителя [10].

Для наиболее полной оценки рельефа эксперименты проводились при разных граничных условиях по вязкости пасты, скорости деформирования и толщине модели, поскольку все эти параметры существенно влияют на структуру разломной зоны [17, 21], а следовательно, на ее рельеф. Исследованы модели с тремя значениями вязкости: высокой (1.74х108 Па*с), средней (1,26х107 Па*с) и низкой (6,17х106 Па*с); с двумя значениями скоростей: медленной (0,5 мм/мин) и быстрой (5 мм/мин); с тремя величинами толщины модели: 5, 8,5 и 11 см. Влияние каждого па-

В. Поверхность модели из влажной глины перед началом эксперимента Рис. 1. Установка «Разломи (А), схема деформирования при левом сдвиге (Б) и поверхность модели перед началом эксперимента (В) по [Семинский, 2003 с дополнениями]

Методика эксперимента. Общая методика экспериментов по моделированию крупных разломных зон разработана в лаборатории тектонофизики Института земной коры СО РАН [17]. Показано, что физическая модель из глинистой пасты при деформировании в лаборатории проявляет упруго-пластичные свойства подобно литосфере в процессах крупномасштабного разломообразования [10]. Все эксперименты по изучению зон разломов проводились на специальной установке «Разлом» (рис.1, А), которая предназначена

раметра на рельеф разломной зоны изучалось отдельно. Для этого сначала были проведены эксперименты с базовой моделью, имеющей следующие параметры: средняя вязкость пасты, медленная скорость деформирования и толщина модели, равная 8,5 см. В ходе проведения дальнейших экспериментов один из параметров базовой модели изменялся, а остальные оставались постоянными. Каждый эксперимент дублировался, чтобы избежать влияния случайных факторов при формировании зоны. Всего бы-

ло проведено более двух десятков экспериментов.

Временная неравномерность характеризуется различным выражением в рельефе модели внутренней структуры разломной зоны в зависимости от стадии ее формирования. Поэтому проведен дополнительный эксперимент, в котором рельеф изучался на трех основных временных стадиях формирования зоны [10]: ранней дизъюнктивной стадии, поздней дизъюнктивной стадии и стадии полного разрушения. Ранняя дизъюнктивная стадия представлена широкой сетью мелких разрывов на поверхности модели. На поздней дизъюнктивной стадии в отдельных участках модели происходит объединение сети разрывов ранней стадии. Дизъюнктивная стадия полного разрушения характеризуется наличием единого непрерывного магистрального сместителя.

Измерения рельефа поверхности модели выполнялись по сети из 27 профилей по 23 пикета каждый, проведенных вкрест простирания разломной зоны. Сеть профилей охватывала практически всю экспериментальную модель по длине и ширине, за исключением краевых частей. Расстояние между профилями 3 см, между пикетами 1 см. На каждом пикете измерялось значение высоты рельефа с точностью ±1 мм при помощи лазерного дальномера, закрепленного на одной высоте относительно начальной поверхности экспериментальной модели. На основе измеренных значений отметок высот был рассчитан средний градиент изменений углов наклона рельефа (градиент вертикальных движений) для каждого пикета по формуле

\grad\ =h hB

L

где hA -hB - разность отметок высот двух соседних пикетов профиля, м; / - расстояние между ними, м. Последним этапом обработки экспериментальных данных было построение распределения градиента в изолиниях с помощью современных программных средств.

Методика построения цифровых карт рельефа природных регионов. Природным аналогам экспериментальных моделей соответствовали разломные зоны левостороннего Левантийского сдвига и правостороннего сдвига Сан-Андреас. Это крупные сдвиговые разломные зоны, которые удовлетворяют по своим размерам теории подобия [17] при сопоставлении их с экспериментальными моделями.

За основу для построения карт природных аналогов были взяты цифровые модели рельефа Aster GDEM2 [20]. Эти модели обладают пространственным разрешением выше среднего (=15-30 м) и сравнительно небольшой ошибкой по высоте (20 м), что приемлемо для подобного рода исследования.

На цифровых моделях рельефа Aster, составленных для запада США и западной части Аравийского полуострова, была проведена сеть профилей вкрест простирания изучаемых сдвиговых зон; шаг между пикетами в профиле составлял 500 м; расстояние между профилями было примерно 1,5 км. Далее по

полученным точкам рассчитывался градиент изменений углов наклона рельефа (градиент рельефа) по формуле (1). В результате по полученным значениям градиента рельефа при помощи современных программных средств строилась цифровая карта распределения данного параметра для территории проявления изучаемой разломной зоны. Карта дополнялась линеаментами (спрямленными элементами рельефа), выявленными при анализе модели Aster.

Несмотря на то что градиент вертикальных движений для экспериментальных моделей и градиент рельефа для природных объектов рассчитаны по одной формуле, они не равнозначны. В первом случае в эксперименте отсутствует влияние экзогенных процессов, что дает право назвать рассчитанный параметр градиентом вертикальных движений. В случае с природными аналогами для построения градиента вертикальных движений сначала нужно выделить эк-зогенно-активный слой, а после этого произвести расчет по формуле (1) [6, 7, 18]. Полученный таким способом параметр - градиент вертикальных движений -выделяет крупномасштабные участки рельефа, созданные тектоническими процессами. В отличие от него обычный градиент рельефа отражает как крупномасштабные, так и менее масштабные участки нарушенности и более прост в применении, что позволяет использовать данный параметр как экспресс-оценку. Поэтому при анализе природных объектов мы исследовали распределение градиента рельефа.

Анализ экспериментальных моделей. Анализ экспериментальных моделей проводился в несколько этапов. На начальном этапе по фотографии поверхности модели были зафиксированы все образовавшиеся разрывы (рис. 2, А). Затем сеть разрывов и фотография модели были сопоставлены с цифровой моделью рельефа (рис. 2, Б) и распределением градиента (рис. 2, В).

Считалось, что значения градиента выше среднего уровня (на рис. 2, В, светлые тона) являются аномальными и характеризуют влияние на рельеф внутренней структуры разломной зоны. Следующим шагом являлось измерение средней истинной ширины и средней ширины зоны по градиенту. Истинная ширина - это поперечный размер зоны сдвига на поверхности модели, в которой проявляются разрывные деформации, вызванные его формированием. Ширина зоны по градиенту - это расстояние между крайними изолиниями его аномальных значений. Средние величины получены в результате измерений указанных параметров по пяти выбранным профилям, равномерно охватывающим изучаемую часть модели. Дополнительно для сопоставления с элементами разрывной структуры сдвиговой зоны анализировались направления вытянутости максимумов аномальных значений градиента.

Эксперимент показал, что в целом сдвиговая зона отчетливо выделяется в рельефе модели повышенными отметками высот с чередующимися внутри них впадинами, что в совокупности образует вытянутое поднятие по типу хребта (рис. 2, Б и рис. 3).

350 410 470 530 590 650 710 770 830 890 950 1010 1070

Рис. 2. Фото модели с разрывами

Рис. 3. Объемная цифровая модель рельефа для экспериментальной модели зоны левостороннего сдвига

Распределение градиента углов наклона рельефа для модели во многом подобно распределению ее высотных отметок (рис. 2, Б и В). Главное отличие в том, что градиент выделяет участки с наибольшими изменениями рельефа в связи с перемещениями внутри зоны и поэтому лучше отображает структуру, размеры и границы сдвиговой зоны. Также метод построения распределений градиента позволяет сравнивать разломные зоны разного масштабного ранга по интенсивности перемещений внутри них. Сдвиговая зона в распределении градиента выделяется значениями выше их среднего уровня. Распределение неравномерно как вкрест, так и по простиранию разлом-ной зоны и отчетливо делится на несколько продольно вытянутых участков. Неравномерность распределения отражается в изменении величины градиента от периферии к центру вкрест простирания зоны разлома и в изменении величины этого параметра в продольном направлении. Участки, на которые делится распределение градиента, формируются преимущественно в областях с повышенной плотностью разрывов, а переходом от одного участка к другому служат области с пониженной плотностью разрывов (рис. 4).

Основные максимумы градиента рельефа локализуются вблизи магистрального сместителя, что связано с присдвиговыми растяжениями или сильными сжатиями. Более мелкие максимумы приурочены как к магистральному сместителю, так и к опережающим его формирование разрывам Р-типа [10], которые, в отличие от разрывов Р типа, играют ведущую роль в формировании распределения градиента вертикальных движений (рис. 5).

Построенные розы-диаграммы направлений максимумов градиента для экспериментальных моделей левостороннего и правостороннего сдвигов (рис. 6, А и Б) показали, что преобладают направления, связанные с перемещениями по магистральному сместителю и разрывам Р типа, а также с формированием участков растяжения. Значительно менее выражены направления, связанные с перемещениями по разры-

200-

100-

вам Р'-типа, с формированием участков сжатия и с развитием складок. Стоит заметить, что на диаграмме правого сдвига (рис.6, Б) не выражено направление, связанное с участками сжатия и формирования складок, но, по-видимому, это единичный случай, поскольку направление четко прослеживается на общей диаграмме для правого сдвига (рис. 11). Оставшиеся направления на розе-диаграмме единичны (рис. 6, А и Б), их сложно соотнести с какими-либо перемещениями внутри зоны (рис. 6, В и Г).

В ходе анализа экспериментальных моделей было установлено, что на формирование рельефа сдвиговой зоны существенное влияние оказывает вязкость глинистой пасты. Различие вязкости в экспериментах приводит к тому, что внутренняя структура зоны, а точнее ее составляющие элементы (такие как всевозможные разрывы, дуплексы сжатия, впадины пулл-апарт и др.) различны по форме и размерам, от чего зависит и характер рельефа. Стоит заметить, что сама по себе внутренняя структура остается одинаковой, то есть включает в себя одни и те же элементы, образовавшиеся в результате сдвига. При высокой вязкости в результате более хрупкой реакции среды на приложенную нагрузку наблюдались большие амплитуды смещений участков сжатия и растяжения и, как следствие, - зияющие трещины-впадины и высокие «горы» на модели, отражающиеся максимумами в поле градиента (рис. 7). При средней и низкой вязкости амплитуды смещения заметно ниже, рельеф модели уменьшился, что отразилось в поле градиента уменьшением максимальных значений. С понижением вязкости наблюдалось уменьшение ширины разлом-ной зоны. Так, при высокой вязкости истинная ширина зоны и ширина зоны по градиентам составляла около 9-10 см, при средней вязкости - порядка 7-8 см, а при низкой вязкости - всего 5-6 см. Таким образом, вязкость глинистой пасты влияет на величину вертикальных перемещений, а также при повышении вязкости пасты происходит увеличение ширины зоны.

Рис.4. Плотность разрывов модели левосторонней (А) и правосторонней (Б) сдвиговых зон, градиент вертикальных движений зоны левостороннего (В) и правостороннего сдвига (Г). Черные прямоугольники - области перехода между участками

Рис. 5. Разрывы Я и Я/ типа в модели правостороннего сдвига

Рис. 6. Роза-диаграмма направлений максимумов градиента вертикальных движений для левосторонней (А) и правосторонней (Б) сдвиговых зон, обобщенный парагенезис разрывов для зоны левостороннего (В) и правостороннего (Г) сдвигов [Семинский, 2003 с дополнениями]: 1 - сдвиговый магистральный сместитель (У); 2 - сопряженные (Я и R') и одиночные (Р) сдвиги; 3 - сопряженные сбросы (п и п'); 4 - сопряженные взбросы или надвиги (( и V); 5 - разрывы растяжения (е); 6 - оси складок ((); 7 - эллипс, в который преобразовалась окружность

после деформации; 8 - направление перемещения крыльев

На формирование рельефа влияет также скорость деформирования экспериментальной модели (рис. 8). Увеличение скорости в 10 раз приводит к изменению рельефа модели за счет уменьшения угла наклона разрывов Р-типа к оси разломной зоны и, как следствие, уменьшению ширины зоны по сравнению с базовой моделью. Амплитуды вертикальных перемеще-

ний невысоки - рельеф модели неконтрастен, что отражается невысокими значениями градиента углов наклона. Изменение угла наклона разрывов Р-типа к оси зоны около 10°, что отражается в направлении максимумов градиента (рис.11, А) и небольшом изменении истинной ширины зоны и ширины зоны по градиенту около 1 см.

а) б) в)

Рис. 7. Фото экспериментальной модели и градиент вертикальных движений при разных вязкостях:

а - высокой; б - средней; в - низкой

а) б)

1 о-| !........• 1 щ ..........................

370 430 4 90 550 810 670 730 790 850 910 970 1030 1090 1150 378 430 490 650 818 870 738 790 860 8,0 878 1030 1080 1,50

1 МПИИПМП—— 1  МНМММНМ

= = ¿Г- ' — = " В Ч

Рис. 8. Фото экспериментальной модели и градиент вертикальных движений при разных скоростях: а - медленной

Изменение толщины глинистой пасты экспериментальной модели привело к изменению истинной ширины зоны (рис. 9), что отмечалось ранее в работах [17], однако не выявило явной зависимости от амплитуды вертикальных движений. Максимальные значения градиента вертикальных движений примерно равны по своим значениям, высота рельефа от первоначального уровня неодинакова при различной толщине.

Дополнительный эксперимент показал, что на каждой временной стадии формирования зоны сдвига рельеф имеет характерные отличительные особенности.

На ранней дизъюнктивной стадии

ента, однако его максимумы приурочены в основном к разрывам Р типа, что еще раз доказывает их решающую роль в формировании поля градиента. Формирование рельефа происходит благодаря развитию складок, что в градиенте отражается вытянутостью аномальных значений по направлению осей складок.

На поздней дизъюнктивной стадии (рис. 10,б) перемещение по разрывам Р типа, а также участки присдвигового растяжения выделяют зону единым полем аномальных значений градиента. К этому времени складки полностью сформированы и отчетливо видны на цифровой модели рельефа. Это отражается в поле градиента характерной вытянутостью аномальных значений параметра по направлению осей складок, только уже более отчетливо. Основные максимумы в поле градиента вертикальных движений формируются за счет больших амплитуд перемещений по разрывам Р типа и интенсивно развивающихся дуплексов растяжения.

в)

Рис. 9. Фото экспериментальной модели и градиент вертикальных движений при разной начальной толщине

экспериментальной модели: а - 5 см; б - 8,5 см; в - 11 см

а)

б)

е)

Рис. 10. Фото экспериментальной модели, цифровая модель рельефа и градиент вертикальных движений на разных стадиях развития зоны: а - ранней дизъюнктивной стадии; б - поздней дизъюнктивной стадии;

в - стадии полного разрушения

Стадия полного разрушения (рис. 10), характеризующаяся наличием магистрального сместителя, отчетливо выделяется в поле градиента. Основные максимумы градиента отражают отдельные элементы внутренней структуры зоны. Влияние складок на градиент трудно проследить, поскольку они были смещены в связи с перемещениями по разрывам Р типа и формированием участков присдвигового сжатия и растяжения. На данной стадии амплитуда вертикальных движений максимальна, что отражается в градиенте его максимальным значением 3,5, что больше в два раза по сравнению с поздней дизъюнктивной стадией, и значительно больше ранней стадии, где значения находятся на уровне погрешности и составляют около 0,15.

Таким образом, градиент напрямую зависит от плотности разрывов, перемещений по магистальному и сопутствующим ему разрывам, а также связан с формированием дуплексов сжатия, впадин пулл-апарт и др., что в совокупности составляет внутреннюю структуру зоны сдвига. В целом при любой вязкости, скорости деформирования и толщине модели сдвиговая зона отчетливо выделяется в поле градиента, сохраняя общие закономерности сдвигообразования

(рис. 11, Б), за редким исключением основные элементы ее внутренней структуры выделяются аномальными значениями градиента вертикальных движений. По характеру распределения градиента и его величине можно приблизительно оценить условия, в которых сформировалась сдвиговая разломная зона, а также примерно определить временную стадию ее развития. Построение распределений и анализ градиентов углов наклона рельефа является эффективным способом, позволяющим изучать главные черты процесса сдвигообразования.

Анализ природных объектов и их сравнение с экспериментальными моделями. Различие в породном составе, неодинаковые скорости перемещений и вариации толщины деформируемого слоя на отдельных участках природной разломной зоны осложняют ее анализ и сравнение с экспериментальными моделями. Экзогенные процессы вносят существенные изменения в рельеф и могут скрыть многие закономерности проявления в нем внутренней структуры разломной зоны. Тем не менее, мы постараемся показать, что природная зона во многих основных чертах сохраняет главные закономерности, выделившиеся при анализе экспериментальных моделей.

Количество: 16 шт. Количество: 131 шт.

Шаг: 10° Шаг: 10°

Макс, процент: 37% Макс, процент: 17%

Рис. 11. Роза-диаграмма направлений максимумов градиента вертикальных движений для правосторонней сдвиговой зоны при высокой скорости

Анализ природных объектов, как и экспериментальных моделей, можно разделить на несколько стадий. На начальной стадии по цифровой модели рельефа Aster GDEM отрисована сеть линеаментов, находящихся в зоне влияния Левантийского сдвига (рис. 13, А). Затем цифровая модель и сеть линеаментов сопоставлены с отстроенным по сети профилей градиентом рельефа для данного участка (рис. 13, Б). При анализе природных аналогов также считалось, что значения градиента выше среднего уровня являются аномальными и характеризуют влияние на рельеф внутренней структуры разломной зоны. Дополнительно были проанализированы направления вытяну-тости максимумов градиента, построены плотности линеаментов внутри зоны сдвига.

Анализ Левантийского сдвига показал, что во многих основных чертах подтверждаются закономерности, выделенные при анализе экспериментальных моделей. Зона Левантийского сдвига также отчетливо выделяется в цифровой модели рельефа структурой по типу хребта (рис. 12) с чередующимися внутри впадинами пулл-апарт.

Распределение градиента для Левантийского сдвига в основных чертах сходно с его рельефом, оно неравномерно и делится на несколько продольно вытянутых участков. Зона разлома в поле градиента от-

ражается аномальными значениями, но, в отличие от эксперимента, ее основные структуры растяжения -бассейны пулл-апарт (Залив Акаба и Мертвое море) представлены минимумами градиента, это связано с тем, что они заполнены водой и осадками. Поле аномальных значений градиента рельефа непрерывное, что соответствует распределению параметра на стадии полного разрушения. Продольно вытянутые относительно оси разломной зоны участки градиента рельефа соотносятся с областями высокой плотности линеаментов, а переходы между этими участками - с областями низкой плотности (рис. 13, Б и В).

Исследование направленности максимумов градиента (рис. 14, А) показало, что в зоне преобладают направления, соответствующие направлениям перемещений по разрывам R типа и магистральному сме-стителю. Также преобладает направление, связанное с формированием участков присдвигового сжатия, в отличие от эксперимента, где это направление проявлено меньшим количеством соответствующей направленности максимумов градиента вертикальных движений. Угол направления максимумов градиента, соответствующего направлению перемещения по магистральному сместителю и R типу разрывов, одинаковый с подобным углом в экспериментах при медленных скоростях.

Рис. 12. Объемная цифровая модель рельефа левостороннего Левантийского сдвига

34 36 34 36

О 330

километры

Рис. 13. Цифровая модель рельефа с линеаментами (А), градиент рельефа (Б) и плотность линеаментов (В) для

зоны Левантийского сдвига

Количество: 62 шт Количество: 16 шт

Шаг: 10° Шаг: 10°

Макс, процент: 12% Макс, процент: 18%

Рис. 14. Роза-диаграмма направлений максимумов градиента рельефа для зоны Левантийского сдвига

сделан для сравнения с экспериментальными данными

Для зоны разлома Сан-Андреас так же, как для Левантийского сдвига, была отрисована сеть линеа-ментов по цифровой модели Aster (рис.15, А), построен градиент рельефа (рис.15, Б), проанализированы направления максимумов, построена карта плотностей линеаментов.

Распределение градиента рельефа для зоны разлома Сан-Андреас сходно в основных чертах с ее

большими максимумами. Возможно, это объясняется большим размером сети расчета плотности линеаментов по сравнению с шириной зоны. Сеть 1° х 1° выбиралась из расчета ее сходства с соответствующей сетью для зоны Левантийского сдвига, но его зона влияния в 1,5-2 раза больше зоны разлома Сан-Андреас, что могло повлиять на выделение участков пониженной плотности линеаментов.

Рис. 15. Цифровая модель рельефа с линеаментами (А), градиент рельефа (Б) и плотность линеаментов

(В) для зоны сдвига Сан-Андреас

рельефом. Оно неравномерно и делится на несколько продольных участков. Зона разлома в поле градиента отражается аномальными значениями. Поле аномальных значений градиента рельефа непрерывное, что соответствует распределению параметра на стадии полного разрушения. При сопоставлении градиента с отстроенной плотностью линеаментов по сети 1° х 1° закономерности не наблюдается (рис. 15, В). Зона на карте плотностей линеаментов выделяется единой областью высоких значений параметра с редкими не-

Исследование направленности максимумов градиента (рис. 16, А) показало, что в зоне разлома Сан-Андреас преобладают направления, соответствующие направлениям перемещений по разрывам R типа и магистральному сместителю. Менее выражены направления, связанные с перемещениями по разрывам R' типа и формированием участков сжатия. Угол направления, соответствующего перемещению по R типу, смещен на 10°, что соответствует эксперименту при высокой скорости деформирования (рис. 16, Б).

Рис. 16. Роза-диаграмма направлений максимумов градиента рельефа для зоны сдвига Сан-Андреас (А), роза-диаграмма направлений максимумов градиента вертикальных движений для экспериментальной модели зоны правого сдвига при высокой (Б) и низкой (В) скорости. Черной линией обозначен магистральный сместитель; разворот розы-диаграммы (А) сделан для сравнения с экспериментальными данными

Выводы. Использованная методика физического моделирования крупных сдвиговых зон с последующим сравнением стадии полного разрушения экспериментальных моделей и природных аналогов, позволила изучить как наиболее общие, так и некоторые частные закономерности проявления внутренней структуры сдвиговых зон в рельефе. Основной упор при этом был сделан на моделирование разломных зон для выделения закономерностей, связанных с процессом сдвигообразования. Было показано, что сдвиговая зона отчетливо выделяется в рельефе модели повышенными отметками высот, которые в совокупности образуют вытянутое поднятие по типу хребта, а также повышенными значениями градиента скорости вертикальных движений. Несмотря на то что рельеф модели и градиент вертикальных движений сдвиговой зоны во многом повторяют друг друга, градиент лучше отражает участки наибольшего изменения рельефа. Распределение градиента внутри зоны неравномерно и делится на сегменты с переходами в областях пониженной плотности разрывов. На распределение влияют: перемещения по магистральному сместителю, сдвиговым разрывам Р и Р' типов, формирование участков сжатия и растяжения, а также присдвиговые складки, - то есть в характере распре-

деления градиента отражаются все главные элементы внутренней структуры зоны. На рельеф и распределение градиента влияют различные граничные условия по вязкости пасты, скорости деформирования и толщине модели. Они вносят небольшие изменения в рельеф зоны, которые отражаются в распределении градиента вертикальных движений, сохраняя при этом общие закономерности процесса сдвигообразования. Сравнение стадии полного разрушения экспериментальных моделей и природных аналогов показало, что большинство выделенных закономерностей как общих, так и частных подтверждается, несмотря на осложнение природной ситуации, различными процессами и явлениями, не относящимися к сдвигообразо-ванию. Безусловно, существуют и более узко специфичные особенности в природных аналогах, осложняющие рельеф и характер распределения градиента, как, например, заполнение впадин растяжения водой и осадками. Однако эти особенности не повлияли на общую оценку и выделение закономерностей для природных объектов.

Работа выполнена в рамках проекта РФФИ (№ 12-05-00322), а также программы фундаментальных исследований СО РАН (ОНЗ-7.6).

Библиографический список

Статья поступила 18.12.2013 г.

1. Аржанникова A.B. Оценка степени тектонической раздробленности земной коры в зоне влияния Приморского разлома // Проблемы геологии и освоения минерально-сырьевых ресурсов Восточной Сибири: информационные материалы Юбилейной конференции в честь 80-летия Иркутского университета и 110-летия государственной геологической службы Восточной Сибири. Иркутск, 1998. С.10-12.

2. Аржанникова А.В. Некоторые аспекты влияния активных разломов на экзогенные процессы и их количественная оценка // Строение литосферы и геодинамика: мат. XVII молодежной научной конференции. Иркутск, 1997. С.39-40.

3. Борняков С.А. Физическое моделирование процессов разломообразования в литосфере на современном этапе: обзор // Тектонофизика и актуальные вопросы наук о Земле: мат. докладов Всерос. конф. (г. Москва, 8-12 октября 2012 г.). В 2 т. М.: ИФЗ, 2012. Т.2. С.50-53.

4. Золотарев А.Г. Рельеф и новейшая структура Байкало-

Патомского нагорья. Новосибирск: Наука, 1974. 118 с.

5. Ламакин В.В. Неотектоника Байкальской впадины. М.: Наука, 1968. 247 с.

6. Леви К.Г. Вертикальные движения земной коры в Байкальской рифтовой зоне // Проблемы разломной тектоники. Отв. ред. Н.А. Логачев, С.И. Шерман. Новосибирск: Наука, 1981. С.142-167.

7. Леви К.Г. Применение количественных методов в геоморфологии. Иркутск: Изд-во ИГУ, 1995. 54 с.

8. Логачев Н.А., Флоренсов Н.А. Роль рифтогенеза в геологической истории Земли. Новосибирск: Наука, 1977.

9. Лучицкий И.В., Бондаренко П.М. Эксперименты по моделированию сдвиговых поднятий Байкальского типа // Геотектоника. 1967. №2. С.3-20.

10. Семинский К.Ж. Внутренняя структура континентальных разломных зон. Тектонофизический аспект. Новосибирск: Изд-во СО РАН, Филиал «Гео», 2003.

11. Семинский К.Ж., Кожевников Н.О. и др. Структура раз-ломных зон Приольхонья (Байкальский рифт) по данным полевой тектонофизики и геофизики // Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН. Геология, поиски и разведка рудных месторождений. Иркутск: Изд-во ИрГТУ, 2008. Вып. 7(33). С.111-124.

12. Тевелев Арк. В. Тектоника и кинематика сдвиговых зон: автореф. дис. ... д-ра геол.-минералог. наук. М., 2002. 309 с.

13. Уфимцев Г.Ф., Щетников А.А., Филинов И.А. Новейшая геодинамика Тункинского рифта (Прибайкалье) // Литосфера. 2006. №2. С.95-102.

14. Флоренсов Н.А. Мезозойские и кайнозойские впадины Прибайкалья. М.-Л.: Изд-во АН СССР. 1960. 258 с.

15. Флоренсов Н.А., Солоненко В.П., Логачев Н.А. Кайнозойский вулканизм рифтовых зон // Вулканизмы и тектоноге-нез: докл. сов. геологов на XXIII секции Междунар. геол. конгресса. М.: Наука, 1968. С.146-151.

16. Хренов М.П., Шерман С.И., Александров В.К. и др. Разломы и горизонтальные движения горных сооружений СССР. М.: Наука, 1977.

17. Шерман С.И., Борняков С.А., Буддо В.Ю. Области ди-

намического влияния разломов (результаты моделирования). Новосибирск: Наука, 1983. 112 с.

18. Шерман С.И., Леви К.Г., Ружич В.В., Саньков В.А. и др. Геология и сейсмичнось зоны БАМ. Неотектоника. Новосибирск: Наука, 1984. 208 с.

19. Шерман С.И., Семинский К.Ж., Борняков С.А. и др. Раз-ломообразование в литосфере. Зоны сдвига. Новосибирск: Наука, 1991. 262 с.

20. ASTER GDEM is a product of METI and NASA http://www.gdem.aster.ersdac.or.jp

21. Dooley T. P., Schreurs G. Analogue modelling of intraplate strike-slip tectonics: A review and new experimental results // Tectonophysics. V.574-575. 2012. P.1-71.

22. Graveleau F., Hurtrez J.-E., Dominguez S., Malavieille J. A new experimental material for modeling relief dynamics and interactions between tectonics and surface processes // Tectonophysics. V.513. 2011. P.68-87.

23. Guerroue E. L., Cobbold P. R. Influence of erosion and sedimentation on strike-slip fault systems: insights from analogue models // Journal of Structural Geology. V.28. 2006. P.421-430.

УДК: 614.841:622.012.3

ПРИМЕНЕНИЕ ИНГИБИРУЮЩИХ ВЕЩЕСТВ ДЛЯ ПРОФИЛАКТИКИ САМОВОЗГОРАНИЯ БУРЫХ УГЛЕЙ ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ И ЗАБАЙКАЛЬСКОГО КРАЯ

А

© И.И. Шестакова1

Иркутский государственный технический университет, 664074, Россия, г. Иркутск, Лермонтова, 83.

Высокая активность бурых углей определяет большую частоту возникновения эндогенных и экзогенных пожаров. Для профилактики и тушения бурых углей необходимо применять ингибирующие вещества. Для углей с разреза Бородинский выявлена оптимальная концентрация компонентов антипирогенного состава на основе ортофос-форной кислоты, поверхностно активного вещества и воды. Для углей Восточной Сибири и Забайкальского края определены концентрации аэрозолеобразующего огнетушащего состава. Мощность засыпки для изоляции поро-доугольных отвалов разреза Харанорский определена в размере не менее 1,5 м. Ил. 4. Табл. 2. Библиогр. 7 назв.

Ключевые слова: бурые угли; антипирогены; аэрозолеобразующий огнетушащий состав; инертные породы; пожароопасность; самовозгорание.

INHIBITORY SUBSTANCE APPLICATION TO PREVENT SELF-IGNITION OF EAST SIBERIAN AND TRANSBAIKALIAN BROWN COALS I.I. Shestakova

Irkutsk State Technical University, 83 Lermontov St., Irkutsk, 664074, Russia.

High reactivity of brown coals determines repeatedly emerging endogenous and exogenous fires. Inhibitory substances are proposed to be used for fire prevention and extinguishing of brown coals. An optimal component concentration of antipyrogen structure on the basis of orthophosphoric acid, surfactants and water has been identified for the coals from Borodinsky field. The concentrations of aerosol forming extinguishing composition have been determined for East Siberian and Transbaikalian coals. The backfill depth for sealing Kharanorsky open-cast is determined of 1.5m minimum. 4 figures. 2 tables. 7 sources.

Key words: brown coals; antipyrogen; aerosol forming extinguishing composition; inert rocks; fire hazard; self-ignition.

Высокая активность бурых углей определяет большую частоту возникновения эндогенных и экзогенных пожаров. Пожары на разрезах возникают и развиваются при реализации определенных условий: наличие горючего материала, возникновение теплового импульса и способность окружающей среды под-

держивать горение. Для профилактики и тушения бурых углей необходимо применять ингибирующие вещества на основе антипирогенных составов и/или инертные породы.

Антипирогены - это вещества, препятствующие возгоранию угля, действие их состоит в том, что они

1Шестакова Инна Ивановна, аспирант, тел.: 89501302274, e-mail: emia-irk@bk.ru Shestakova Inna, Postgraduate, tel.: 89501302274, e-mail: emia-irk@bk.ru