Активная геодинамика северо-западного сектора Тихоокеанского тектонического пояса: по данным изучения активных разломов тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.03, доктор геолого-минералогических наук Кожурин, Андрей Иванович

  • Кожурин, Андрей Иванович
  • доктор геолого-минералогических наукдоктор геолого-минералогических наук
  • 2013, МоскваМосква
  • Специальность ВАК РФ25.00.03
  • Количество страниц 207
Кожурин, Андрей Иванович. Активная геодинамика северо-западного сектора Тихоокеанского тектонического пояса: по данным изучения активных разломов: дис. доктор геолого-минералогических наук: 25.00.03 - Геотектоника и геодинамика. Москва. 2013. 207 с.

Оглавление диссертации доктор геолого-минералогических наук Кожурин, Андрей Иванович

ОГЛАВЛЕНИЕ

стр.

ВВЕДЕНИЕ. ПОСТАНОВКА ПРОБЛЕМЫ

Глава I. КАМЧАТКА

1. Центральная Камчатка (надсубдукционная часть Камчатки)

1.1 Активные разломы Камчатки

1.2 Восточно-Камчатская зона разломов

1.3 Параметры движений по Восточно-Камчатской зоне активных разломов

1.4 Механизм формирования Центральной Камчатской депрессии

2. Коллизия Камчатской и Алеутской островных дуг

2.1 Активные разломы полуострова Камчатский

2.2 Геодинамическая интерпретация системы активных

разломных деформаций полуострова Камчатский

Глава И. САХАЛИН

1. Кинематика активных разломов южной и центральной частей Сахалина

2. Кинематика активных разломов северной части Сахалина

3. Закономерности распределения активных разломов разной кинематики на Сахалине

4. Источник сдвиговых движений вдоль Сахалина

Глава III. АКТИВНЫЕ РАЗЛОМЫ СЕВЕРО-ВОСТОКА АЗИИ

1. Ланково-Омолонская зона

2. Активные разломы юго-западной части Корякского нагорья

СТРУКТУРЫ ТИХООКЕАНСКОГО ПОЯСА

1. Форма Тихоокеанского пояса на сфере

2. Активные разломы внешней периферии Тихоокеанского пояса

3. Островные дуги и задуговые бассейны - плановая геометрия, закономерности пространственных соотношений

4. Общие закономерности структуры и активной кинематики Тихоокеанского пояса

4.1 Относительные движения Тихоокеанской плиты и плит ее обрамления

4.2 Относительное движение Тихоокеанской плиты и продольные разломы внешней периферии Тихоокеанского пояса

4.3 Относительное движение Тихоокеанской плиты и плановая

геометрия островных дуг

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Актуальность работы

Изучение активных тектонических процессов представляет важнейшую часть фундаментальных исследований в науках о Земле. Обращение, в рамках таких исследований, к объектам, проявленным, в силу их геологической молодости, отчетливо и ярко, позволяет наиболее полно и всесторонне представить общие и частные закономерности распределения деформационных структур разного типа и разной степени напряженности на поверхности Земли. Это, в свою очередь, дает основу для восстановления механизмов и процессов, их порождающих, а также обеспечивает понимание того, как эти процессы могли происходить в прошлом.

Распределение активных тектонических структур, границ плит и блоков, в них проявленных, является необходимой основой интерпретации геофизических параметров (физических свойств) земной коры и литосферы и создания моделей их глубинного строения, интерпретации результатов инструментальных измерений современных движений земной коры, в том числе, методами спутниковой геодезии.

Активные тектонические процессы являются теми, которые не только действовали в земной коре и литосфере долгое время и продолжают действовать сейчас, но которые будут продолжать действовать достаточно продолжительное время в будущем. В этом смысле изучение активных тектонических процессов имеет прогностический потенциал, реализуемый, прежде всего, в оценке связанной с ними сейсмической опасности с целью обеспечения нормального бесперебойного функционирования инфраструктурных объектов и, прежде всего, безопасности людей.

Работа посвящена активной тектонике и геодинамике Тихоокеанского тектонического пояса - одного из двух, наряду с Альпийско-Гималайским поясам, глобальных тектонических образований, его северо-западному, от Сахалина и до крайнего северо-востока Азии, наименее изученному сектору.

Цели и задачи работы

Цель работы состоит в выявлении общих параметров активных перемещений в северо-западном секторе Тихоокеанского тектонического пояса и в поясе в целом, и их вариаций в локальных геодинамических условиях внешней (удаленной от Тихого океана) и внутренней (граничащей с океаном) периферии пояса. Как сопутствующий этой цели решался вопрос о характере структурного взаимоотношения пояса с внутриконтинентальным подвижным поясом на северо-востоке Азии (Момско-Черским).

Основные задачи исследования включали:

1) выявление и картирование активных тектонических нарушений в пределах изученных районов, их изучение комплексом методов, определение основных кинематических параметров, прежде всего - направления и, при возможности, средней скорости смещений.

2) выделение структурных сочетаний (рисунков), образуемых активными разломами, их интерпретация как показателей режима активного деформирования объемов земной коры, в которых они развиты.

3) выявление механизмов (причин) деформирования земной коры изученных районов и пояса в целом.

Фактический материал и методы исследований

В основу диссертации положены результаты полевых исследований на Камчатке в 1980-1987 и 2003-2008 годах, на Сахалине в 1995-2001 и 2006-2007 годах, в системе хребтов Момский и Черский в 1990 и 1991 годах, на юге Корякского нагорья в 2010 году. Работы проводились главным образом в рамках программ ОНЗ РАН и грантов РФФИ. Исходные общие представления о распределении основных активных разломов в регионе были получены при работе про проекту П-2 Международного комитета по литосфере «Карта крупнейших активных разломов Мира» [Ioffe, КогЬипп, 1996; ТпАэпоу, 2004;], а также при работах по созданию сейсмотектонической основы для карт общего сейсмического районирования ОСР-97 и ОСР-2012 [Уломов, Шумилина, 1999;

Уломов, 2012]. Во всех проектах автор был составителем и редактором фрагмента соответствующих карт на восток Евразии.

Для решения поставленных в работе задач использовался комплекс методов, включающий дешифрирование и интерпретацию дистанционных материалов (космических и аэрофотоснимков, топографических и батиметрических карт, цифровых моделей рельефа), полевые геоморфологические и геологические исследования, в том числе - тренчинг, детальную топографическую съемку, георадарное профилирование.

Научная новизна и личный вклад автора

1. Впервые выделена, как единая, система активных правосдвиговых разломов и разломных зон американского и азиатского сегментов внешней периферии Тихоокеанского тектонического пояса.

2. Доказана правоедвиговая кинематика элемента этой системы на северо-востоке Азии (Ланково-Омолонская зона).

3. Доказана сдвиговая правого знака кинематика активных разломов Северного Сахалина, а также наличие правосдвиговой компоненты движений по взбросовым разломам Центрального и Южного Сахалина. Впервые движения вдоль единой правосдвиговой зоны, протягивающейся вдоль всего поднятия острова Сахалин, объяснены ее принадлежностью к системе правосдвиговых разломов внешней периферии Тихоокеанского пояса.

4. Детальными геологическими исследованиями доказана сбросовая кинематика активных разломов Восточно-Камчатской зоны, а также их листрическая морфология. Выявлена связь формирования системы продольных ассиметричных поднятий и впадин Центральной Камчатки, ограниченных листрическими сбросами, с динамикой краевой (северной) части зоны подцвига — отступанием погруженной части Тихоокеанской плиты в сторону океана.

5. Впервые на основе прямых структурных данных (распределение и кинематика активных разломов на полуострове Камчатский) доказан коллизионный характер взаимодействия Алеутской и Камчатской дуг. Предложена модель «мягкой» коллизии, в которой одна из взаимодействующих

дуг (Алеутская) представляет не единое жесткое образование, а набор блоков, способных перемещаться относительно друг друга.

6. Предложен единый для всего Аляскинско-Азиатского сегмента Тихоокеанского тектонического пояса источник правосторонних перемещений по продольным активным разломам, который представляет не ортогональное простиранию пояса сближение Тихоокеанской плиты с ее континентальным обрамлением.

Практическое значение

Интенсивное промышленно-хозяйственное освоение территорий, в том числе - дальневосточных, требует обоснованной оценки сейсмической опасности (максимальной силы возможных землетрясений, периодов их повторяемости), связанной с эволюцией сейсмогенерирующих активных тектонических структур. Реализация ни одного более или менее крупного строительного проекта не обходится без учета возможных сейсмических проявлений активных тектонических процессов, главным образом, перемещений по активным разломам. Работы, направленные на определение параметров движений по активным разломам, позволяющих оценить их сейсмический потенциал, выполнялись на Сахалине (по заказу администрации области, также при проектировании прокладки продуктопроводов шельфовых нефтяных проектов) и на Камчатке (в целях оценки сейсмической опасности от коровых землетрясений, прямо не связанных с подцвигом Тихоокеанской плиты под Камчатку). Результаты исследований автора использованы при подготовке сейсмотектонической основы для карт общего сейсмического районирования России ОСР-97 и (ЭСР-2012.

Защищаемые положения

1. На внутренней периферии пояса, в островных дугах, режим деформирования определяется локальными особенностями динамики поддвига океанической плиты. Земная кора Центральной Камчатки, располагающейся над северным краем Тихоокеанской плиты, растягивается в сторону океана,

следуя за смещающейся в том же направлении погруженной частью океанической плиты.

2. За краем плиты, на полуострове Камчатский (северном из восточных полуостровов Камчатки), распределение и кинематика активных структур соответствуют коллизионному взаимодействию Камчатской и Алеутской островных дуг. Характерным для коллизионного процесса является наличие компоненты поддвига в сближении Командорского сегмента Алеутской дуги и Камчатки.

2. Активные разломные деформации поднятия острова Сахалин составляют единую правосдвиговую зону. На севере острова правосторонняя компонента движений по продольным разломам преобладает. В центральной и южной частях острова, сопряженных с прогибом Татарского пролива, правосдвиговые движения дополнены существенной взбросовой компонентой. Сахалинская правосдвиговая зона структурно связана с правосдвиговыми активными разломами северо-востока Азии и представляет элемент системы правосдвиговых разломов внешней периферии Тихоокеанского пояса.

4. Зона перехода континент-океан на северо-востоке Азии - сегмент единого Тихоокеанского тектонического пояса, протягивающегося от Северной Америки до Индонезии вдоль дуги большого круга. Относительное движение разделяемых поясом океанических (Тихоокеанская плита) и континентальных (Евразийская и Северо-Американская плиты) пространств включает, помимо их сближения, правосдвиговую компоненту величиной до первых сантиметров в год. Правосдвиговая компонента проявлена в движениях по разломам и разломным зонам внешней периферии пояса и определяет плановую геометрию островодужных систем внутренней периферии пояса.

Апробация работы

Всего автором опубликовано 72 работы, из них по теме диссертации 41, в том числе 19 в реферируемых журналах из списка ВАК РФ. Результаты работ докладывались на Тектонических совещаниях в Москве (1996, 2010), всероссийских совещаниях в Иркутске (2007, 2012 г.г.), международных

совещаниях по процессам в зонах субдукции Японской, Курило-Камчатской и Алеутской островных дуг (ЖА8Р) в Петропавловске-Камчатском (2004, 2011), всероссийском с международным участием совещании по проблемам сейсмотектоники в Москве (2011), ассамблеях Еви в Вене (2007, 2012), международных геологических конгрессах в Пекине и Рио де Жанейро (1996, 2000), симпозиуме АОИ в Сан-Франциско (2009).

Структура работы

Работа состоит из 4 глав, общий объем составляет 207 страниц, включая 87 иллюстраций. Список литературы содержит 286 наименований. Во Введении дана общая характеристика работы, обсуждаются ее актуальность, научная новизна и практическое значение, обосновывается постановка решаемой фундаментальной научной проблемы, ставятся цели и задачи работы. Также во Введении приводятся необходимые определения, описываются основные методы исследования. В Главах I - III излагаются фактические данные по регионам (Камчатский сегмент Курило-Камчатской островной дуги, Сахалин, северо-восток Азии), делаются выводы об особенностях деформирования земной коры в локальных геодинамических обстановках в рассмотренных участках пояса. В Главе IV рассматривается данные из литературных источников и личные данные автора, на основе которых делаются выводы об основных параметрах активных перемещений в северо-западном секторе Тихоокеанского тектонического пояса и в поясе в целом. В Заключении суммируются результаты исследование, обсуждается их значение для понимания закономерностей активных тектонических процессов в северозападном секторе Тихоокеанского тектонического пояса.

Благодарности

Автор выражает признательность сотрудникам Геологического института РАН В.Г. Трифонову и А.О. Мазаровичу, критические замечания и конструктивные советы которых способствовали завершению работы. Особую благодарность автор выражает сотрудникам Института вулканологии и сейсмологии ДВО РАН Т.К. Пинегиной и В.В. Пономаревой за плодотворное

сотрудничество и совместные полевые исследования. Автор выражает признательность Е.А. Зеленину, П.Г. Михайлюковой и А.Л. Захарову за самоотверженный труд в полевых условиях и проявленный к работе интерес.

ВВЕДЕНИЕ. ПОСТАНОВКА ПРОБЛЕМЫ

Работа посвящена активной тектонике и геодинамике северо-западного сектора Тихоокеанского тектонического пояса, включающего поднятие о-ва Сахалин, Камчатский сегмент Курило-Камчатской островной дуги и крайний северо-восточный регион Азии. В ее основе лежат два положения. Первое -всегда существует признак, позволяющий объединять индивидуальные структуры в зоны, системы и пояса. Второе положение, до сих пор явно не формулировавшееся, заключается в констатации соответствия ранга объекта рангу движения или причины, его создавших. Иначе говоря, выделение некоторого тектонического объекта как единого образования означает и признание того, что есть общее относительное движение разделяемых этим объектом пространств.

Тихоокеанский тектонический пояс объединяет комплекс «разновозрастных структурных образований земной коры, связанных единой системой простираний, укладывающихся в огромное тектоническое кольцо, разделяющее ложе Тихого океана и древние платформы окружающих его континентов» [Пущаровский, 1972, с. 10].

Выделение отдельного особого периокеанического тектонического пояса, основанное на простом и универсальном признаке общности (параллельности) простираний реально наблюдаемых структур, представляет, несомненно, пример и результат эмпирического обобщения. Подобным образом на признак параллельности опирались Уеда и Сугимура, заключив, что «

По площади и по включаемым в него структурам на востоке Азии пояс примерно соответствует зоне перехода континент-океан [Рудич, 1962; Белоусов, 1982].

В историко-эволюционном плане современная зона перехода неоднородна. Ее возраст, в целом, можно определить как кайнозойский, так как

возникла она после отмирания и деструкции меловой активной окраины [Меланхолина, 1988]. Объединяемые зоной области различаются по возрасту складчатости, времени формирования континентальной коры [Тектоника

Понятие зоны перехода континент-океан исчезло с появлением концепции тектоники плит, на той ее стадии, когда литосфера Земли была представлена ограниченным набором больших плит. Это привело к существенно иному пониманию структурной делимости переходной зоны и характера движений в ней. В рамках этой концепции, в регионе взаимодействуют три крупнейшие литосферные плиты - Евразийская, СевероАмериканская и Тихоокеанская. Параметры относительных движений плит, описываемые положением полюсов и значениями угловых скоростей, в общем, известны [напр., DeMets et al., 1990], хотя точное положение границ плит и характер движений вдоль них в регионе до сих пор остаются неопределенными [Chapman, Solomon, 1976]. Существенной чертой плейттектонических представлений о строении региона является отход от того, что можно назвать «естественной» делимостью земной коры и литосферы. Так, например, СевероАмериканская плита на северо-востоке Азии объединяет в себе континентальные пространства, островные дуги (Алеутская и Камчатская) и окраинные моря (Берингово, Охотское), то есть, сегменты и Тихоокеанского пояса, и его обрамления.

Зона перехода континент-океан вновь возродилась, в рамках той же плитной концепции, с появлением представлений о существовании относительно небольших (малых) литосферных плит типа Охотской и Берингийской - каждая включает в себя окраинное море и обрамляющую его со стороны океана островную дугу, не выходя своими границами за пределы пояса. Однако при этом переходная зона предстала жесткой, «склеротичной», с внутренними разделами - границами плит, поперечными ее простиранию.

Движения малых плит в поясе, очевидно — ограниченные, являются лишь реакцией на относительные движения мегаплит их окружения.

Наконец, эволюция представлений привела к идее диффузных границ плит [Gordon, 1998]. В соответствии с ней, плиты разделяются не узкими концентрированными зонами деформаций, а широкими, до 1000 км, поясами, в пределах которых движения включают не только блоковые перемещения, но и вязко-пластические течения [Kozhurin, 2004].

Очевидно, что причиной деформаций и, соответственно, формирования структур пояса является взаимодействие разделяемых им океанических и окружающих их континентальных пространств. Представления о едином механизме, одной причине деформаций в периокеаническом поясе высказывались уже давно. Таковой была, например, идея о вращении плиты Тихого океана относительно ее континентального обрамления, предложенная для объяснения существования продольных границе континент-океан крупных сдвиговых разломов [Benioff, 1957; St. Amand, 1957] (рис. 1). Мысль о кинематическом единстве и согласованности движений в переходной зоне была подчеркнута позже и автором [Трифонов, Кожурин, 1982; Кожурин, 1988; Kozhurin, 2004].

Рис. 1. Единый пояс орогеииых сооружений обрамления Тихого океана в представлении Аманда Ашапё, 1957] (слева) и вращение ложа океана относительно окружающих континентов него в модели Беньофа [Ветой!, 1957].

Такие работы были выполнены в камчатском сегменте Курило-Камчатской островной дуги и в зоне ее сочленения с Алеутской дугой (Глава I, 1 на рис. 1), то есть вблизи океанической границы переходной зоны. Сведения об активной разломной тектонике части пояса вблизи ее континентальной (фронтальной) границы были получены при изучении Сахалинского поднятия (Глава II, 2 на рис. 2). Для района севернее Камчатки и Сахалина приводятся данные о характере перемещений вдоль отдельных сегментов продольных разломов (Глава III, участки 3, 4 и 5 на рис. 2). Характер деформаций в северном обрамлении Командорской котловины описывается на основе данных изучения Олюторского сейсморазрыва 2006 г. (район 5 на рис. 2). Для решения вопроса о соотношении систем периокеанических и внутриконтинентальных активных деформаций привлечены литературные данные и данные автора об активной разломной тектонике юго-восточной части хребтов Момский и Черский и побережья залива Шелихова Охотского моря — единственного района на северо-востоке Азии, где этот вопрос может решаться наземными структурными методами (4 на рис. 2). В работе этот вопрос сводится к выяснению того, существуют какие-либо поперечные структуры в Тихоокеанском поясе на продолжении внутриконтинентальных систем и, в связи с этим, насколько структурно оправдано выделение малых литосферных плит. В Главе IV описывается Тихоокеанский тектонический пояс в целом. Акцент здесь сделан на распространении и кинематике крупных активных разломов, с учетом данных, изложенных в предыдущих главах, а также на плановой геометрии составляющих пояс островных дуг и областей задугового растяжения, которые в совокупности позволяют высказать предположения о том самом общем движении, которое соответствует рангу пояса. Очевидно, что в каких-то участках пояса это движение может проявляться явно, а в других, в силу локальных геодинамических условий, быть затушеванным деталями.

Основная проблема, решаемая в работе, состоит в выявлении закономерностей проявлений активной тектоники и геодинамики северозападного сектора Тихоокеанского пояса и пояса целом и, на этой основе,

выявлении единого механизма, источника движений, наличие которого выделение пояса подразумевает. Исходит ли импульс от зон поддвига Тихоокеанской плиты, следует ли обратиться к моделям малых литосферных плит или искать какие-либо другие выходы? Главное требование, которое должно быть при этом соблюдено - применимость источника движений для всего пояса - его и Северо-Американского, и Азиатско-Аляскинского сегментов.

В работе не рассматривается доновейшая эволюция изученных регионов. Практически, временные рамки закономерностей тектонических деформаций и движений в каждом из них определяются продолжительностью временного интервала, на который могут быть экстраполированы данные изучения активных разломов. Как правило, этот интервал соответствует времени, когда сформировался наблюдаемый ныне тектонический дифференцированный рельеф земной поверхности. В конкретных ситуациях изученных районов деформации, прямыми показателями которых являются перемещения по активным разломам, начались относительно недавно - 1-2 млн. лет назад. Поэтому в целом, заключения и выводы, следующие из изучения активных разломов, следует относить к концу плиоцена — четвертичному времени. В самом же общем виде, активные деформации в переходной зоне являются продолжением тех процессов, которые последовали за отмиранием меловой системы активной окраины в палеоцене и формированием зрелой континентальной коры на востоке Азии [Меланхолина, 1988]. В этом отношении интервал времени, на который могут быть распространены данные изучения активной тектоники, близок по своей продолжительности новейшему этапу развития внутриконтинентальных пространств, начавшемуся примерно со второй половины эоцена [Макаров, 1977; Трифонов, 1999].

Основными в работе являются данные об активных разломах. В связи с этим представляется необходимым пояснить, что понимается под активными разломами, как они выявляются и какими методами изучаются.

Определение термина «активный разлом». Методы выявления и изучения активных разломов

Изучению активных разломов посвящена обширная литература. Подробно история становления этого направления тектонических исследований описана В.Г.Трифоновым [Трифонов, 1983; Трифонов, 1985; Trifonov, 2000], что избавляет от необходимости повторного изложения, в общем, известных сведений. В России большой вклад в развитие методики изучения активных разломов в разных в геодинамическом отношении ситуациях и регионах внесли К.Е. Абдрахматов, A.B. и С.Г. Аржанниковы, B.C. Буртман, A.B. Ваков, Т.П. Иванова, B.C. и Л.П. Имаевы, P.M. Лобацкая, Н.В. Лукина, О.В. Лунина, В.И. Макаров, Е.А. Рогожин, С.Ф. Скобелев, О.П. Смекалин, А.Л. Стром, С.И. Шерман, А.В.Чипизубов и другие. Из последних зарубежных сводок следует отметить чрезвычайно подробные систематизированные описания методических и практических аспектов изучения активных разломов в двух изданиях книги "Палеосейсмология" под редакцией МакКалпина [Paleoseismology, 1996, 2009], книгах «Геология землетрясений» Р. Йейтса и др. [Yeats et al., 1997], «Механика землетрясений и разломов» К. Шольца [Scholz, 2002].

Цель данного раздела - пояснить, что вкладывается в понимание термина «активный разлом», а также его применение на практике, при картировании активных разломов. Представляется, что обнаружение активных разломов и их систем представляет наиболее важную и сложную составляющую в изучении активной разломной тектоники. Методы и способы уже обнаруженного разлома описывались подробно и неоднократно, включая перечисленными выше авторами и многими другими, и потому ниже только упоминаются.

Определение

В многочисленных предложенных определениях термина чаще всего упоминаются два «свойства» активных разломов [Slemmons, DePolo, 1986]: 1) возможность (ожидаемость) подвижки в некотором ближайшем

продолжительность некоторого, считая от современности, интервала времени, в который последняя подвижка имела место.

Интервал времени, который следует учитывать для решения вопроса, считать ли разлом активным, определялся по разному. По мнению К. Аллена [Allen, 1975], упомянутый интервал составляет последние -10 тыс. лет, то есть примерно соответствует голоцену. По мнению В.Г.Трифонова [1983, 1985], этот интервал следует распространить вглубь времен до 100-130 тыс. лет при изучении подвижных областей, и до ~ 700 тыс. лет - стабильных платформенных. А.А.Никонов [1995] определил продолжительность искомого интервала примерно в 400 тыс. лет (поздний и средний неоплейстоцен).

Здесь необходимо пояснить, в чем состоит смысл этих интервалов времени, а также поддаются ли они настолько точному определению.

Подавляющее большинство разломов движутся импульсами, отдельными подвижками, разделенными периодами покоя продолжительностью в сотни и тысячи лет. При этом имеются в виду перемещения собственно по разломной плоскости, и это не означает, что две точки по разные стороны от разлома, на удалении от него, например, в 10-15 км, смещаются относительно друг друга также импульсно, отдельными подвижками. Отсутствие смещений по плоскости разлома при в общем непрерывном движении его крыльев на некотором удалении от него служит причиной накопления напряжений и затем, после превышения прочности пород, их разрядке при подвижке (упругой отдаче, по [Reíd, 1910]). Эта подвижка (смещение) проявляется как землетрясение. Разломов, движения по которым происходят постоянно и непрерывно или же понемногу и часто (что может фиксироваться, например, геодезическими методами), то есть с криповым режимом смещений, чрезвычайно мало.

Предположим, установлено, что по некоторому разлому подвижки происходили с периодичностью раз примерно в 2 тыс. лет, и последняя подвижка произошла около 10 тыс. лет назад, то есть движений по разлому не было в течение периода времени, включившего несколько средних периодов

продолжительность искомого интервала (периода повторяемости подвижек по активному разлому, времени накопления напряжений между подвижками по активному разлому) может составлять первые десятки тысяч лет, охватывая весь голоцен плюс некоторую часть позднего плейстоцена. Такая оценка близка к предложенной В.Г.Трифоновым для подвижных областей [Трифонов, 1983, 1985; ТПАопоу, 2000].

Таким образом, активный разлом, это разлом, для которого есть основания ожидать подвижку в будущем. Основанием является наличие следов хотя бы одной подвижки по разлому в течение первых десятков тысяч лет, считая от современности [Кожурин и др., 2008].

Обнаружение (выделение) и картирование активных разломов Десятки тысяч лет (время, следующее из характерных периодов повторяемости движений по активным разломам, см. выше) составляют период, в течение которого сформировались позднеплейстоцен-голоценовые (позднечетвертичные) формы рельефа, называемые также молодыми. Отсюда следует, что активные разломы должны быть выражены в деформациях молодых форм рельефа, смещать их. Выраженность в рельефе в результате смещения форм рельефа и представляет практически эффективный и (в силу того, что рельеф есть везде) универсальный признак обнаружения и картирования активных разломов.

Конкретное морфологическое выражение смещения в рельефе есть результат сочетания многих факторов, главными из которых являются тип (генетический) смещенной формы и кинематические параметры конкретного разрыва. Как правило, активные разломы выражены в рельефе уступами разной, часто меняющейся по простиранию разлома, высоты. Так выражены не только разломы с преимущественно вертикальными движениями, но и разломы, по которым движения практически чисто сдвиговые: смещаемые поверхности никогда не являются идеально ровными и горизонтальными, так что в одной точке разлома горизонтальными движениями могут быть совмещены первично разновысотные участки смещаемой поверхности. В этом случае, вертикальное

смещение является только видимым, не свидетельствуя о наличии вертикальной компоненты смещений.

При несомненном наличии общих черт у всех активных разрывных деформаций, интерпретация форм рельефа, в смысле их возможной обусловленности движениями по разломам или отсутствия связи с ними, каждый раз конкретна. Существуют несколько общих правил такой интерпретации [Трифонов и др., 1993; Кожурин и др., 2008; Трифонов, Кожурин, 2010].

1. Следует убедиться, что формирование линейной формы рельефа (например, уступа в какой-то поверхности) не может быть объяснено действием не тектонических (эрозионных, денудационных, аккумулятивных, мерзлотных и т.д.) процессов.

2. Должно наблюдаться соответствие между величиной накопленных разломных деформаций и возрастом смещаемых элементов рельефа, (зависимость величины смещения от возраста смещенной формы рельефа) Хорошей иллюстрацией этому положению служит ставший уже классическим рисунок из статьи А. Сугимуры и Т. Матсуды 1965 года, посвященной разлому Атера в Японии (рис. 5, см. также рис. 1.35 в Главе I).

3. Предполагаемый разлом должен логично «вписываться» в систему новейших структур района как элемент общего структурного рисунка. Перечисленные признаки выраженности активных разломов в рельефе

Рис. 5 Левосдвиговое, при уступающем вертикальном, смещение последовательности террас по разлому Атера в Японии (рис. 8 из [81^тига, Ма1зис1а, 1965]). Римские цифры -нумерация террас от молодых к древним, цифра и та же цифра со штрихом соответствуют одной террасе по разные стороны от разлома. Величина сдвига возрастает от молодых террас к древним примерно от 17 м (II) до 140±35.м (1Х>

коренным образом отличают его от образований, называемых линеаментами. Последние не смещают поверхность, образуют регулярные системы (ортогональные и диагональные), количество их, как правило, растет с увеличением масштаба анализируемого материала, отображающего земную поверхность. По образному выражению В.И. Макарова «

Методы изучения активных разломов

Основной метод изучения активных разломов - геолого-геоморфологический. Молодые отложения распространены не везде, а там, где они есть, необходимы обнажения. В значительной степени, нерегулярность и редкость естественных обнажений восполняет тренчинг, по сути - создание искусственных обнажений.

Кинематический анализ смещенных форм рельефа применим практически повсюду (см. примеры в Главах I—III). Его использование обеспечивает определение, с высокой точностью, основных параметров активных разломов - кинематики движений (направления смещений), их величины и соотношения вертикальной и горизонтальной компонент, а также средних скоростей движений, когда смещаемые формы удается датировать.

Получение данных о повторяемости подвижек по разлому и возрасте последней из них в настоящее время, как правило, осуществляется при тренчинге - заложении канав через разломы и изучении деформированных движениями по разлому отложений. Канава, в этом случае, представляет искусственное обнажение, созданное там, где изучение разлома может оказаться наиболее результативным. Методика палеосейсмологического анализа деформированных разломом отложений детально описана в упомянутых выше книгах под редакций МакКалпина [Paleoseismology, 1996, 2009] и др., в ряде частных статей, и потому не нуждается в подробном изложении. Здесь следует отметить только, что, в целом, она подразумевает

использование по сути традиционных методов структурно-формационного анализа и фаций и мощностей, направленных на выявление и датирование земной поверхности прошлого (палеоповерхности), существовавшей на момент подвижки. В палеосейсмологических интерпретациях такую поверхность называют событийным горизонтом (event horizon, по [Pantosti et al., 1993]). Специфику такого рода исследованиям придает то, что в канавах для наблюдения доступны плоскости разломов только в их приповерхностных (первые метры) частях. Эти подвижки нарушают современную земную поверхность (см. рис. 3), приводя в действие целый ряд экзогенных процессов, без знания и учета которых правильная интерпретация нарушенного разреза невозможна.

Датирование движений по разломам

Датирование смещенных элементов рельефа и молодых отложений представляет важную составляющую в изучении активных разломов. Среди всего многообразия методов датирования, радиометрических и

нерадиометрических, наиболее применимым при изучении активных разломов оказалось радиоуглеродное датирование. Оно применимо для интервала времени примерно в 50 тыс. лет от современности (точнее, от 1950-го года) и, таким образом, практически перекрывает по продолжительности максимально возможные периоды повторяемости подвижек по активным разломам (см. выше). В тектонических и палеосейсмологических целях используется, как правило, календарное значение возраста, получаемое калибровкой радиоуглеродной даты (коррекцией, учитывающей флуктуации во времени атмосферного 14С).

В заключение следует отметить следующее.

Исследование активной разломной тектоники имеет два аспекта. Во-первых, как сейсмогенерирующие структуры, активные разломы представляют интерес для решения широкого спектра вопросов оценки сейсмического риска и обеспечения, таким образом, сейсмической безопасности в пределах территории, где они развиты. Для этого важны, прежде всего, сам факт

существования активного разлома и его точное положение. Длина разлома и общая величина одноразовой подвижки позволяют оценить, с использованием эмпирических соотношений, примерную силу (магнитуду) землетрясения, которое будущая подвижка по разлому вызовет. В работе эти вопросы практически не рассматриваются. Во-вторых, в параметрах движения по отдельным разрывам и их зонам (направление, средняя скорость движений), в типе образуемых отдельными разломами структурных рисунков прямо отражается характер (режим) деформирования какого-то объема земной коры. В работе такого рода данные об активных разломах используются для решения поставленной фундаментальной проблемы активной и современной геодинамики пояса.

Необходимо подчеркнуть особенности исследований, базирующихся на данных об активных разломах.

Изучая активные разломы, исследователь каждый раз имеет дело с тектоническими движениями одного определенного временного интервала, в общем - позднечетвертичного (примерно 100 тыс. лет). При этом модели, основанные на интерпретации получаемых данных, являются, по сути, феноменологическими. Естественным недостатком таких моделей и интерпретаций в применении к геологии как к науке исторической является отсутствие в них эволюционной «компоненты», выявление которой подразумевает восстановление истории развития какого-то определенного тектонического или геологического элемента, одной из частей единого геологического пространства. С другой стороны, то, что все активные разломы по определению одновременны (в рамках позднечетвертичного времени), обеспечивает возможность интерпретаций структур и их сочетаний (структурных рисунков и парагенезов), располагающихся на поверхности Земли нередко на значительных расстояниях и отражающих реальные процессы деформирования больших пространств земной коры, находящихся в той или иной геодинамической ситуации. Создаваемые при этом модели важны также для понимания геодинамических ситуаций прошлого.

ГЛАВА I. КАМЧАТКА

Рекомендованный список диссертаций по специальности «Геотектоника и геодинамика», 25.00.03 шифр ВАК

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Активная геодинамика северо-западного сектора Тихоокеанского тектонического пояса: по данным изучения активных разломов»

Введение

Камчатка - полуостровной участок суши, омываемый на западе водами Охотского моря, на востоке - Тихого океана, размером примерно 800 х 600 км. Основные элементы современного рельефа полуострова представлены Срединным хребтом и Восточными хребтами, впадиной между ними с долиной р. Камчатка, и полуостровами восточного побережья - Шипунским, Кроноцким и Камчатским. Полуостров Камчатский расположен прямо на простирании гряды Алеутских островов, ее Командорского сегмента. Район Камчатки севернее полуострова Камчатский, между заливом Шелихова Охотского моря и Беринговым морем называется Камчатским перешейком. На севере Камчатский перешеек без отчетливо выраженной физиографической границы смыкается с Корякским нагорьем (рис. 1.1)

Полуостров Камчатка представляет собой блок континентальной коры, несущий на себе северный, Камчатский, сегмент Курило-Камчатской островной дуги. Как у всякой дуги, активный вулканизм на Камчатке сосредоточен в линейных продольных поясах, а проявления сейсмичности образуют единую сейсмофокальную зону. Вне сейсмофокальной зоны землетрясения, исключительно коровые, редки, рассредоточены и, в общем, не образуют отчетливо выраженных скоплений и поясов [Гордеев и др., 2005, 2006].

Сейсмофокальная зона, начинаясь на юге у о-ва Хоккайдо, на севере заканчивается примерно на линии глубоководного желоба Алеутской островной дуги. В этой части, вблизи Алеут, Тихоокеанская плита погружается под Камчатку почти ортогонально со скоростью примерно 8-9 см в год, перемещаясь при этом параллельно Командорскому сегменту Алеутской островной дуги [ЭеМ^Б е1 а1., 1990]. Такому направлению движения плиты соответствует ориентация главных осей горизонтального сжатия, восстанавливаемых по механизмам очагов землетрясений в зоне субдукции [Аверьянова, 1975; Юнга, Рогожин, 1998]. Край Тихоокеанской плиты в ее погруженной под Камчатку части располагается на простирании

Тихоокеанской плиты. Северные две трети «надсубдукционной» Камчатки -Центральная Камчатка - представляют Камчатский сегмент Курило-Камчатской активной островной дуги, южная треть - Южная Камчатка -относится к Курильскому сегменту.

Положение Камчатки в системе больших и малых литосферных плит до сих пор не определено [Chapman, Solomon, 1976]. Она может быть частью или Северо-Американской плиты [DeMets et al., 1990], или же принадлежать Охотской плите [Zonenshain, Savostin, 1981; Riegel et al., 1993; Mackey et al., 1997]. В последнем случае, если он верен, Камчатка на широте смыкания с Алеутской дугой или несколько севернее контактирует либо с СевероАмериканской плитой, либо с выделяемой из нее Берингийской плитой [Ландер и др., 1994; Mackey et al., 1997].

В главе излагаются данные об активных разломах Центральной Камчатки и района сразу к северу от нее, напротив Алеутской островной дуги. Эти данные используются для восстановления режима деформирования земной коры Камчатки в ее надсубдукционной части и за ней. Решаемые при этом вопросы следующие:

1. каким образом деформируется земная кора островной дуги на фоне продолжающегося под нее поддвига океанической плиты, вблизи ее бокового края;

2. что, в структурном отношении, характеризует район сочленения Камчатской и Алеутской островных дуг, насколько распределение и кинематика активных структур соответствуют существующим представлениям об их коллизионном взаимодействии [Geist, Scholl, 1994; Gaedicke et al., 2000; Park et al., 2002 и др.].

3. если вариации в режиме деформирования Камчатки относительно края погруженной части плиты существуют, то в каких структурах выражен переход между ними.

Раздел 1. Центральная Камчатка (надсубдукционная часть Камчатки)

Земная кора Центральной Камчатки, континентального типа, в настоящее время имеет мощность до 40-45 км, уменьшающуюся до 10-15 км в сторону глубоководного желоба [Тектоническая.., 2000; Park et al., 2002]. Кора сформировалась при совмещении, начиная с эоцена, и консолидации в единую массу островодужных образований разного возраста [Konstantinovskaya, 2001]. Последние движения, на которых закончилось формирование сложной чешуйчто-надвиговой доновейшей структуры Камчатки, имели место в позднем миоцене, при причленении к Камчатке позднемеловой-раннепалеогеновой Кроноцкой островной дуги [Шапиро, 1980; Бахтеев и др. 1997; Konstantinovskaya, 2001]. Причленение Кроноцкой дуги, отделенной в настоящее время от остальной Камчатки надвигом Гречишкина, могло происходить последовательно с юга на север, закончившись примерно 2 млн. лет назад на широте полуострова Камчатский [Lander, Shapiro, 2007].

Основная черта новейшей и современной структуры полуострова, определяющая главные особенности его рельефа - наличие продольных, примерно параллельных восточному побережью и линии глубоководного желоба, относительно приподнятых и опущенных блоков [Эрлих, 1973; Эрлих и др., 1974; Кожурин, 1988]. Структурами первого порядка в пределах Центральной Камчатки являются Центральная Камчатская депрессия (ЦКД) и ее западный и восточный фланги - поднятия, соответственно, Срединного и Восточных хребтов. Кроме них обычно выделяется наиболее приближенная к океану зона, объединяющая поднятия Шипунского, Кроноцкого и Камчатского полуостровов (рис. 1.1, 1.2). В структурном отношении ЦКД и ее восточный фланг (поднятие Восточных хребтов) представляют собой, соответственно, грабен-синклиналь и горст-антиклиналь [Эрлих, 1973]. Определяя их так, Э.Н.Эрлих [1973] имел в виду, прежде всего, асимметричность прогибов и поднятий в поперечном сечении, то есть наличие лишь одного разломного ограничения: восточного для ЦКД и, соответственно, западного для поднятия

северной части, начиная примерно с широты п-ва Кроноцкий, глубоководный желоб, а также сейсмофокальная зона на глубинах более 50 км [Федотов и др., 1987] разворачиваются ближе к меридиональному направлению (см. рис. 1.1). При этом вулканическая зона ЦКД оказывается примерно на таком же расстоянии от жёлоба, что и вулканы Восточного вулканического фронта. Вулканические центры и Восточного вулканического фронта, и ЦКД располагаются над сеймофокальной зоной там, где глубина ее поверхности составляет 120-160 км (см. рис. 1.1). В этом отношении вулканизм востока Центральной Камчатки и ЦКД выглядит как образующий единую зону, наложенную на систему продольных поднятий и впадин [Кожурин, 1988; Kozhurin, 2009]. Связующим между Восточным вулканическим фронтом и вулканической зоной ЦКД выглядит вулкан Кизимен, располагающийся на одном из разломов восточного ограничения ЦКД [Tibaldi et al., 2008].

В целом, система поднятий и впадин Камчатки сформировалась в четвертичное время. Наиболее интенсивные дифференцированные вертикальные движения, определившие основные черты наблюдаемого контрастного рельефа, охватили период времени примерно со второй половины среднего плейстоцена. Начало движений фиксируется появлением в разрезе осадочного выполнения Центральной Камчатской депрессии относительно грубого песчано-галечного материала, поставляемого ее воздымающимися флангами - Восточным и Срединным хребтами [Брайцева и др., 1968; Брайцева, Мелекесцев, 1974; Брайцева и др., 2005].

Среди перечисленных структурных элементов наиболее значительным является Центральная Камчатская депрессия. Протягиваясь с юга на север по центру полуострова почти на 500 км, она определяет весь морфологический структурно обусловленный облик Камчатки. Масштабы ее таковы, что ответы на вопросы, как депрессия образовалась, чем она в структурном отношении является, как начинается на юге и как заканчивается на севере, как соотносится с одновозрастными ей вулканическими поясами, являются и ответами на то, каким образом, в каком режиме деформируется земная кора Камчатки.

1.1. Активные разломы Камчатки

Помимо зоны разломов, следующей вдоль восточного борта ЦКД и зоны разломов Срединного хребта, структурно похожей на нее, но более короткой и не столь ярко проявленной, сосредоточенные (концентрированные) скопления разломов известны в вулканических поясах Камчатки - в Южном поясе и в Восточном вулканическом фронте (рис. 1.2). Отдельно, без отчетливо видимой структурной связи с разломами Центральной Камчатки, существуют несколько разломов на полуострове Камчатский. Последний представляет собой самый северный из полуостровов восточного побережья Камчатки и находится прямо на видимом продолжении Алеутской дуги. Как будет показано ниже, кинематика разломов полуострова Камчатский и система, образуемая ими, весьма специфичны, что позволяет считать их особенностью района сочленения Алеутской и Камчатской дуг.

Восточно-Камчатская зона начинается на юге разломами Быстринского грабена и заканчивается на севере примерно на широте п-ва Камчатский, где заканчивается и ЦКД (рис. 1.2). В движениях по разломам зоны реализуются относительные движения ЦКД и ее восточного фланга - поднятия Восточных хребтов Камчатки. Для понимания закономерностей развития зоны и, соответственно, впадины ЦКД существенное значение имеет следующее.

1) Стиль строения Восточно-Камчатской зоны разломов: кинематика составляющих ее разрывов, структурный рисунок, образуемый ими (в плане), кинематика перемещений по зоне разломов в целом.

2) Южное окончание Восточно-Камчатской зоны - в чем оно выражено, как меняются параметры активной разрывной тектоники там, где ЦКД резко сужается и меняет свое простирание с север-северо-восточного на примерно субмеридиональное (Быстринский грабен).

3) Северное окончание зоны — как меняются параметры активной разломной тектоники при переходе от структуры ЦКД на север, за ее пределы, то есть к той части полуострова, которая находится уже вне зоны поддвига Тихоокеанской плиты под дугу. В общем виде, это вопрос о том, каким образом

осуществляется переход от структур собственно островной дуги к структурам западного обрамления Командорского задугового (по отношению к Алеутской дуге) бассейна. Это также вопрос северного окончания (замыкания) Центральной Камчатской депрессии.

4) Параметры активной разломной тектоники полуострова Камчатский, то есть района сочленения Алеутской и Камчатской островных дуг.

Зона разломов вулканических поясов восточной и южной Камчатки представляет собой совершенно особое образование как по плановой морфологии и образуемому разрывами рисунку, так и по очевидной связи с процессами вулканизма. Разломы протягиваются в осевой части вулканических поясов, образуют структуры типа «грабен в грабене» [Леглер, 1978; Леглер, Парфенов, 1979; Флоренский, Трифонов, 1985; Леонов, 1989; Леонов, 1997; КогЪипп, 20076; Кожурин, Пономарева, 2007]. Их система сегментирована, с более или менее отчетливо проявленной кулисностью во взаимном расположении сегментов зоны.

1.2. Восточно-Камчатская зона разломов

История изучения

Здесь и далее зона называется Восточно-Камчатской [КогЬипп е1 а1., 2006]. Ранее она называлась зоной разломов передового фаса [Мелекесцев, Эрлих, 1974; Леглер, Флоренский, 1976; Кожурин, 1988], а также Камчатской [Ермаков, 1977].

Эволюция представлений о кинематике разломов Восточно-Камчатской зоны включила практически все возможные интерпретации - от надвиговой [Тихонов, 1968; Леглер, Флоренский, 1976] до сбросовой [Эрлих, 1973; Эрлих и др., 1974; КогЬипп е1 а1., 2006] и от левосдвиговой [Леглер, 1974, 1976; Леглер, Парфенов, 1979] до сбросо-правосдвиговой [Кожурин, 1988]. Расхождения во взглядах можно объяснить двумя основными причинами. Во-первых, при чрезвычайной редкости естественных обнажений на линиях активных разломов, представления о кинематике отдельных разломов и их зоны формировались на основе геоморфологических наблюдений, которые зачастую

не могут дать однозначного решения без привлечения дополнительных независимых данных. Во-вторых, нередко данные изучения разломных деформаций древних (дочетвертичных) образований прямо экстраполировались на четвертичные и активные движения.

Представления о надвиговой природе относительных движений между впадиной ЦКД и ее восточным флангом [Тихонов, 1968; Леглер, Флоренский, 1976] в настоящее время можно считать устаревшими. Они были не чем иным, как результатом перенесения выводов из изучения складчато-надвиговой структуры меловых и раннекайнозойских комплексов, слагающих поднятие Восточных хребтов (восточного фланга ЦКД), на более поздние, в общем четвертичные, движения.

Очевидной разнородностью фактической базы характеризовались и работы В.А. Леглера, проводившего исследования разломной тектоники Центральной Камчатки в 70-е годы прошлого столетия [Леглер, 1974, 1976; Леглер, Парфенов, 1979]. В.А. Леглер подтвердил сбросовой характер позднечетвертичных смещений по разломам восточного ограничения ЦКД, указал на перекос сбросовых ступеней и общий пологий наклон к востоку поверхности восточного фланга ЦКД (поднятия Восточных хребтов), предположив, таким образом, листрическую морфологию сбросовых разломов. В то же время, В.А. Леглер выделил т.н. Начикинско-Кумрочкий пояс разломов внутри поднятия Восточных хребтов, параллельный Восточно-Камчатской зоне, но смещенный несколько к востоку. В.А. Леглер отнес пояс к активным и предположил его в целом левосдвиговую кинематику, с суммарной амплитудой левого сдвига около 20 км за плиоцен-четвертичное время (примерно 5 млн. лет) [Леглер, Парфенов, 1979]). Заключение о левосдвиговом характере перемещений в поясе следовало как из наблюдавшихся им смещений дочетвертичных комплексов и структур в хребтах Кумроч и Ганальский, так и из интерпретации структурного рисунка пояса. В единую систему были связаны субширотные сегменты восточного ограничения ЦКД, интерпретируемые В.А.Леглером как надвиги, меридиональные грабены в

Восточных хребтах и северо-восточные разломы. Последние, как это понятно, и должны представлять в таком структурном сочетании левые сдвиги [Леглер, 1974, 1979; Леглер, Флоренский, 1976]. Признаков собственно средне-позднечетвертичных движений по разломам Начикинско-Кумрочкого пояса В.А.Леглер не обнаружил, но представления о кинематике пояса перенес на очевидно активные разломы восточного ограничения ЦКД - Восточно-Камчатскую зону разломов. Практически единственное подтверждение левостороннего характера перемещений по ним В.А. Леглер увидел в отклонении активных русел некоторых рек, пересекающих зону, влево [Леглер, Парфенов, 1979]. Стоит отметить, что данное наблюдение не может быть прямым указанием на знак сдвиговых движений - эффект левого сдвига может возникать, например, при правом сдвиге конусов выноса, характерных для рек, раскрывающихся в депрессию, и обходе активным руслом этих конусов слева (возможность, отмечаемая самим автором наблюдения). Не отрицая сбросовой природы зоны разломов восточного ограничения ЦКД, В. А. Леглер предположил, что растяжение на Камчатке происходит одновременно с продольной сдвиговой тектоникой и, видимо, в какой-то степени независимо от нее.

Кажется несомненным, что при восстановлении кинематики разломов Начикинско-Кумрочского пояса В.А. Леглер руководствовался предварительно созданной им схемой взаимодействия островной дуги с океанической плитой при их косом сближении [Леглер, 1976]. В его схеме, океаническая плита, погружаясь и меняя вследствие этого кривизну своей поверхности, испытывает продольные, поперечные направлению поддвига, деформации растяжения (рис. 1.3). Результатом деформации является расщепление и расползание края погруженной части океанической плиты в стороны, от центра островной дуги к ее краям (см. рис. 1.3). Продольная компонента в движениях деформирующегося таким образом края плиты, воздействуя на кору островной дуги, приводит к перемещению ее масс также в продольном, вдоль дуги,

Рис. 1.3 Деформация погруженной части океанической плиты [Леглер, 1976]. 1 — граница между плитами; 2 - меридианы вращения; 3 - направление относительного движения плит; 4 -векторы относительного движения для конкретных точек; 5 - зоны растяжения

направлении. В итоге, из схемы следовало, что в северной половине дуги, к северу от пролива Буссоль, должны происходить левосдвиговые перемещения по продольным дуге разломам, а в южной (южнее пролива) - правосдвиговые. Отметим, что к прямо противоположному выводу пришел М.И. Стрельцов, структурные построения которого предполагали левосдвиговые движения вдоль южных Курил [Стрельцов, 1971, 1991]. Поскольку процесс поддвига продолжается и в настоящее время, сдвиговые движения должны быть активными. Как было отмечено выше, активность разрывов Начикинско-Кумрочского пояса подтверждения не нашла.

В начале 80-х годов прошлого столетия специальные работы по изучению кинематики разломов Передового фаса предпринял автор [Кожурин, 1985, 1988, 1990а]. Основное внимание было уделено геоморфологическим проявлениям движений, которые в условиях практически полной закрытости растительностью западных подножий Восточных хребтов часто оказывались единственно возможными. В целом, кинематика зоны была определена на основе полученных данных как сбросовая с меньшей, иногда равной, правосдвиговой компонентой. При этом, как и В.А. Леглер, А.И. Кожурин подчеркнул одновременность растяжения и продольного сдвигания (но правого знака) в пределах Центральной Камчатки [Кожурин, 1988], связал сдвиговую и сбросовую тектонику с разными по глубине источниками деформаций и сделал вывод, что одновременное действие (сочетание) двух процессов, возможна, обеспечивается тектонической расслоенностью земной коры Камчатки.

/ 1

/

/ *

£ 5

Более поздние работы автора включили изучение активных разрывов в искусственных обнажениях - канавах, при котором оказывается возможным определять положение плоскости разрыва и определенно решать вопрос о кинематике (направлении и средней скорости) движений по разрывам, а также получать сведения о палеосейсмологической истории движений [Кожурин и др., 2004; КогЬипп а1., 2006; Кожурин и др., 2008].

Ниже приводятся сведения о плановой геометрии (морфологии) Восточно-Камчатской зоны разломов, выраженности в рельефе, возрасте и кинематике составляющих ее разрывов, что необходимо для решения вопроса о причинах и закономерностях формирования и развития впадины Центральной Камчатской депрессии.

1.3. Параметры движений по Восточно-Камчатской зоне активных разломов

Общая плановая морфология (геометрия) зоны

Восточно-Камчатская зона разломов общей протяженностью примерно 500 км состоит более чем из ста индивидуальных разрывов. Средняя длина разрывов составляет около 20-25 км, максимальная - порядка 60-65 км. Общее простирание зоны - север-северо-восточное, слегка косое, под углом порядка 10-15° к вытянутости полуострова. С юга на север простирание зоны изменяется от почти меридионального (8-10° ССВ, Быстринский грабен) через северо-восточное (45° СВ, центральная часть) до север-северо-восточного (2830° ССВ, северная часть) (рис. 1.4).

Основная черта строения зоны разломов, своего рода структурный «мотив» ее организации, заключается в отчетливой сегментации и характере планового соотношения сегментов. Выделяются четыре основных (первого порядка) сегмента, отделяющие впадину ЦКД от четырех поднятий-хребтов, составляющих ее восточный фланг (с юга на север хребты Ганальский, Валагинский, Тумрок, Кумроч). Как и упомянутые поднятия-хребты, сегменты зоны не продолжают прямо друг друга, смещаясь при прослеживании с юга на север каждый раз к востоку (правостороннее кулисное подставление). В местах

только как сопряженные с основными разломами, у которых опущены западные крылья (рис. 1.7).

Несмотря на все соответствующие морфологические признаки, сбросовая кинематика вертикальных движений по разрывам Восточно-Камчатской зоны не могла считаться доказанной без наблюдений за собственно плоскостями разрывов. В условиях почти полной закрытости подножий Восточных хребтов растительным покровом, при практическом отсутствии естественных обнажений на линиях разрывов (разломных уступах),

Рис. 1.7.Фрагмент мозаики снимков Ьапёва! 2000 [Ю N-57-50 2000,

glcf.umiacs.umd.edu/data/mosaic/]. Черными стрелками отмечен основной сбросовый разлом восточного борта Центральной Камчатской депрессии, белыми - встречный сброс, окончательное подтверждение могли обеспечить только специальные работы по вскрытию приповерхностной части разломов канавами. Помимо восстановления палеосейсмологической истории движений по разрывам, эти работы позволили впервые наблюдать плоскости разломов и деформированные ими отложения. Исследования проводились на севере (Кумрочский сегмент) и юге (Быстринский грабен) зоны разломов (см. рис. 1.4). Во всех случаях,

валунно-галечного слоя и земной поверхности, квадратной скобкой под основанием уступа показано положения приразломной депрессии; латинские буквы и величины в градусах -окончания фрагментов поверхности валунно-галечного слоя и их наклон. Б - зарисовка разреза (юго-западная стенка канавы): серая заливка - валунно-галечные отложения основания почвенно-пирокластического чехла (показаны также отдельные валуны), слои выше - отдельные прослои тефры (Ш - вулкана Шивелуч, КС - вулкана Ксудач, ГА - вулкана Гамчен, КЛ - вулкана Ключевская, КЗ - вулкана Кизимен, чп - тонкий прослой черной тефры; цифры - радиоуглеродный возраст, в годах до н.в.). В - интерпретация разреза: цифры в кружках - нумерация подвижек (от древних к молодым): 1 - ~ 10.5 тыс. л.н., 2 - ~ 6 тыс. л.н., 3 - ~ 4.5 тыс. л.н., 4 и 5 - в интервале ~ 1.2-1.3 тыс. л.н.; Н2 и НЗ - поверхности несогласий (цифры соответствуют нумерации подвижек); СIV -коллювиальные клинья (цифры соответствуют нумерации подвижек). Следы подвижки 1 представлены фрагментами склона деградированного уступа в поверхности валунно-галечных отложений; ЗР и ВР - западная и восточная разломные плоскости.

тыс. лет, и что движение происходило со средней скоростью порядка 0,5 мм/год.

4. Плоскость разлома в стенке канавы практически вертикальна. Для восстановления обстановки, при которой происходили движения по разлому, важно отметить наличие в основании склона в поверхности валунно-галечных отложений небольшой впадины - «приразломной депрессии», и отсутствие деформаций поперечного разлому сокращения (складок). Следует заключить, что вертикальные движения по разлому имели характер сбросовых. Данные, позволяющие представить положение плоскости разрыва в более глубоких приповерхностных горизонтах, будут описаны ниже.

5. Тыловой шов террасы, на которой была заложена канава, смещен по горизонтали вправо примерно на 4 м, то есть на величину, сопоставимую с одновозрастной (накопившейся за тот же интервал времени) вертикальной компонентой (рис. 1.11 А). Подтверждение наличия правосдвиговой компоненты получены также несколько севернее канавы: небольшой водоток отчетливо смещен вправо (рис. 1.11 Б).

Канава «Березнячишковая» (55,83677° с.ш., 161,12575° в.д., 2 на рис. 1.4, северный прямоугольник на рис. 1.8).

Рис. 1.11. Примеры сбросо-правосдвиговых смещений по разлому хр. Кумроч. А: Сбросовое (1.3 м) и правостороннее (примерно 4-5 м) смещение тылового шва террасы р. Б. Хапица (уступ, показанный на рис. 1.10. Вид примерно на В.

Б: Сбросо-правосдвиговое смещение ложбины по тому же разлому (примерно в 1.8 км к северу по линии разлома от А. Вид на ЮВ [КогЬипп ег а!., 2006]

Канава пересекает восточный из двух сближенных параллельных разрывов, которыми, в данном месте, представлен разлом Кумрочского сегмента зоны на его отрезке основного, север-северо-восточного, простирания. Разрыв выражен уступом в поверхности цокольной террасы, образовавшейся в поверхности морены второй фазы позднеплейстоценового оледенения. Фотография, первичная зарисовка и графическая интерпретация нарушенного разломом разреза ППЧ приведены на рис. 1.12. Основные выводы из данных изучения вскрытого канавой разреза заключаются в следующем.

1. Возраст основания ППЧ - около 4-5 (?) тысяч лет (возраст самого нижнего из идентифицированных пеплов, пепла SH 2800, с возрастом 2850 лет, плюс временной интервал, необходимый для аккумуляции нижней части ППЧ мощностью примерно 40 см).

средней скорости вертикальных движений по разлому Кумрочского сегмента Восточно-Камчатской зоны, достигающее примерно 3-4 мм/год. По порядку такое же значение (до 2,5 мм/год) получается при соотнесении величины вертикального смещений поверхности моренных отложений в районе канавы (27-30 м) с их возрастом (11,5-14 тыс. лет) [Kozhurin et al., 2006].

3. Плоскость основного разрыва падает вертикально, в самой верхней части - круто на запад в сторону лежачего крыла. В опущенном крыле развиты малоамплитудные разрывы и ограниченные ими зияния, заполненные фрагментами ППЧ. Кинематически все второстепенные разрывы являются сбросами, в движениях по которым аккумулирована часть горизонтальной компоненты движений. Следует заключить, что вертикальные движения по основному разрыву происходили в условиях некоторого растяжения, и разрыв должен быть классифицирован как сброс. Видимое «взбросовое» падение самой верхней части плоскости разрыва представляет хорошо известное явление. Оно обязано своим возникновением гравитационному отседанию («отваливанию») верхней части деформированных отложений в сторону опущенного крыла (англ. «toppling», см., например [McClymont et al., 2009]).

4. Тыловой шов террасы, на которой пройдена канава, сдвинут вправо на 4-5 м. Это сдвиговое смещение примерно равно одновозрастному вертикальному.

Канава «Поперечная» (53,38805° с.ш., 157,67646° в.д., 3 на рис. 1.4)

Канава пересекает один из разломов Восточно-Камчатской зоны, ее южного, меридионального простирания сегмента, представляющего восточный борт Быстринского грабена. Разлом выражен невысоким уступом в поверхности голоценовой (послеледниковой) эрозионно-аккумулятивной надпойменной террасы р. Поперечная, выработанной во флювиогляциальных отложениях второй стадии позднеплейстоценового оледенения (рис. 1.13). Изучение разлома включило не только анализ деформированных отложений ППЧ, но и георадарное профилирование (рис. 1.14).

Рис 113 Канава «Поперечная» Слева-геоморфологическое строение долины р Поперечная 1 — низкая и высокая поймы р Поперечная ((34 ), 2 — надпойменная терраса р Поперечная (С241), 3 -пролювиальные шлейфы и пологие ложбины-промоины (С^1) на

поверхности флювиогляциальных

отложениях второй фазы

позднеплейстоценового оледенения (<3з4) (?), 4 — флювиогляциальные равнины I первой фазы позднеплейстоценового оледенения (СЬ2), 5 - морены первой (а) и второй (б) фаз позднеплейстоценового оледенения (соответственно, СЬ2 и Оз4), 6 - отрезки активного разлома с последней подвижкой в раннем голоцене (а), предположительно, не вышедшие на поверхность в раннем голоцене (б), скрытые под средне-позднеголоценовой поверхностью (в), без раннеголоценовой подвижки (г), 7 — линия гипсометрического профиля, показанного на врезке вверху справа, маленький прямоугольник - границы правого рисунка Изолинии рельефа через 50 м, по данным 8ЯТМ 3"[1Шр //\vww2 паза gov/srtm/] При интерпретации форм рельефа использовались данные Брайцевой О А и Мелекесцева ИВ [1974] Справа - расположение канавы относительно тыловых швов террас и разломного уступа Пунктирная линия - проекция линии разлома на поверхность разломного уступа, точечная — на недеформированную поверхность поймы

1 - » » ¿>0 ¿>& £

з!» Л*

9 £

4> ? 1? ¿>

образованием кальдеры Курильского озера.

Вертикальная и горизонтальная разметка — через 1 м. Б — первичная зарисовка разреза. Горизонты тефры: KCl -кальдерообразующее извержение в массиве Ксудач, 1Ав7 -влк.Авачинский, КС2 - кальдерообразующее извержение в массиве Ксудач, КО -извержение, связанное с образованием кальдеры Курильского озера; число справа -календарный возраст тефры. Цифры в кружках - выделенные горизонты и подгоризонты отложений (см. текст). 14С - место отбора пробы на радиоуглеродный анализ. Вертикальная и горизонтальная разметка через 1 м, соответствует разметке на рис. А. В -палеосейсмологическая интерпретация разреза: цифры в квадратах - отложения, накопившиеся до подвижки по разлому (7) и после подвижки (2); CWj и CW2 - нижняя грубая и верхняя тонкая составляющие коллювиального клина; пунктирная линия показывает положение в разрезе событийного горизонта (в поднятом крыле - примерное); точечная — эрозионной поверхности. Г — георадарный профиль, пройденный вкрест разломного уступа вдоль южной стенки канавы (антенный блок АБД «Тритон»), Соотношение вертикального и горизонтального масштабов - 1:1. Вертикальные белые стрелки показывают положение поверхности валунно-галечных отложений в основании ППЧ, вертикальные точечные линии - примерные ограничения зоны, в которой находится плоскость разлома (интерпретация) [Кожурин и др., 2008].

О кинематике разлома, проявленной в наблюдаемых смещениях, можно сказать следующее.

1. Амплитуда вертикального смещения кровли валунно-галечных отложений составляет 1,2 м, земной поверхности — 1м (разница амплитуд компенсирована увеличенной мощностью ППЧ в опущенном крыле).

2. Восстанавливается лишь одна подвижка, часть которой (примерно 0,5 м) реализовалась в смещении по плоскости разлома, другая — в изгибе слоев при их волочении по плоскости. По времени подвижка попадает в интервал между 8400 и примерно 10 тыс. л.н. Так как возраст предыдущей подвижки неизвестен, средняя скорость движений может быть оценена лишь очень приблизительно — величиной порядка первых долей мм в год.

3. Плоскость разлома в разрезе видна как практически вертикальная часть галечного уступа, к которой примыкают пойменные отложения.

4. Георадарный профиль с антенной, обеспечивающей глубину проникновения сигнала до 20 м, также показывает практически вертикальное падение плоскости разлома.

5. Горизонтальная компонента в движениях по разлому отсутствовала: тыловой шов террасы по горизонтали не смещен. При анализе аэрофотоснимков не обнаруживается также заметной кумулятивной сдвиговой деформации долины р. Поперечная (бортов троговой долины).

Падение плоскости сбросов восточного ограничения ЦКД

В трех описанных выше канавах плоскости сбросов почти вертикальны. Рассмотрим, следует ли распространять такое падение разломных плоскостей на более глубокие, чем вскрытые канавами, горизонты. И на севере, в южной части хр. Кумроч, и на юге, в восточном ограничении Быстринского грабена, развит, в отличие от центральных частей депрессии, расчлененный рельеф. Это дает возможность определить средний угол падения плоскостей разломов для верхних примерно 150—200 м, используя известный в элементарной структурной геологии метод «пластовых» треугольников. В применении к активным разломам он сводится к анализу связи плановой конфигурации линии выхода разлома на поверхность с неровностями рельефа.

Впервые угол падения разлома Кумрочского сегмента был определен фотограмметрическим методом В.В.Деминой (по [Святловский, 1967]). Значение составило 65-70°, падение западное. К сожалению, детали процедуры остались неизвестными (какие формы рельефа анализировались, на какой базе по глубине и т.д.). Однако процедура это проста и стоит того, чтобы ее выполнить.

Один из очень немногих участков, где она осуществима, находится в южной части Кумрочского сегмента Восточно-Камчатской зоны разломов, на протяжении примерно 5-7 км перед тем, как он меняет свое простирание с север-северо-восточного на меридиональное (рис. 1.8). Здесь разлом пересекает несколько довольно глубоких троговых долин второй стадии позднеплейстоценового оледенения, и его линия в плане обнаруживает

отчетливые изгибы: к востоку на водоразделах, к западу в долинах. Глубина долин относительно поверхностей водоразделов достигает 100-120 м. Соотношение величины отклонения линии разлома в плане с указанными значениями относительных превышений рельефа дает среднее значение угла падения плоскости разлома около 40-45° (рис. 1.15 А). Полученное значение дает основания предполагать, что плоскость разлома Кумрочского сегмента с глубиной становится положе, то есть, возможно, имеет листрическую морфологию.

Проверим это для южной части Восточно-Камчатской зоны разломов. В районе Быстринского грабена (район канавы «Поперечная») получены три значения угла падения разлома - 40°, 50° и 70° (рис. 1.15 5). Таким образом, как и для Кумрочского сегмента, следует предполагать выполаживание плоскости разлома с глубиной, то есть его листрическую морфологию.

Помимо данных изучения разрывов в канавах, отметим еще два наблюдения, подтверждающие выполаживание плоскостей сбросов Восточно-Камчатской зоны с глубиной.

1. В центральной части Восточно-Камчатской зоны основной разлом западного ограничения Валагинского хребта сопровождается со стороны ЦКД серией разломов с юго-восточным, в сторону поднятия, падением плоскостей (рис. 1.16, см. также рис. 1.7). На общую величину вертикального смещения впадины ЦКД относительно поднятия ее восточного плеча вертикальная компонента смещений по встречным сбросам влияния не оказывает, но величины горизонтальной компоненты движений по основному и встречному сбросам суммируются. На какой-то глубине встречные и основной разломы сливаются. Ниже точки слияния обе компоненты реализуются полностью на одной плоскости, которая должна иметь более пологое, за счет увеличенной (при суммировании) горизонтальной компоненты, падение по сравнению с приповерхностными горизонтами (см. рис. 1.16). В хрупкой части коры плоскость листрического сброса не может быть положе примерно 30° [Scholz, 2002], но может становиться почти горизонтальной в самом нижнем,

Очевидно, что протяженность вдоль Камчатки объема земной коры, испытывающего растягивание, соответствует протяженности ЦКД. При этом должны существовать структуры южного, северного и западного латеральных ограничений этого объема.

Южное ограничение ЦКД

Положение и структура южного ограничения растягивающегося блока вполне очевидны и просты [Кожурин и др., 2008]. Это общего северо-западного простирания ряд четвертичных впадин, включающий (с северо-запада на юго-восток) Быстринский грабен, грабен озера Сокоч, Начикинский грабен и, видимо, грабен долины р. Паратунка (рис. 1.18). Каждая из впадин ограничена

Рис. 1.18. Слева - блок Восточной Камчатки и его предполагаемое относительное движение в средне-позднечетвертичное время. Знаки вопросов поставлены там, где положение границ блока неясно. Справа -

правосдвиговый ряд

односторонних грабенов - южное ограничение смещающегося к востоку восточного блока Центральной Камчатки [Кожурин и др., 2008]. 1 - зона разломов западного и юго-восточного ограничений блока (а) и его возможная площадь (б); 2 - участки зоны разломов: а - с преимущественно сбросовой кинематикой, б - сдвиговой кинематикой; в - предполагаемое направление движения блока относительно Западной и Южной Камчатки; 3 - островная дуга (а) и океаническая плита (б). Основа рисунка - SRTM data V3, http://srtm.csi.cgiar.org [Jarvis et al., 2006]

сбросовыми разрывами только с востока и своей асимметричностью подобна впадине ЦКД, отличаясь от последней размерами и почти меридиональным простиранием. Относительное расположение впадин - кулисное, с левосторонним подставлением, что свидетельствует о горизонтальном движении правого знака в целом вдоль образуемого ими ряда. Подчеркнем, что

Положение и роль выявленного активного взброса в системе активных деформаций в районе смыкания Камчатки с Алеутской дугой описываются в разделе 2 этой главы. Сейчас же обратим внимание на то, что поднятие Северного Кумроча, в виде асимметричной, с восточной вергентностью, антиклинальной складки над активной взбросо-надвиговой разломной плоскостью, являет собой полную противоположность структурам Центральной Камчатки. Это означает, что примерно на широте северного замыкания ЦКД происходит коренное изменение в режиме деформирования Камчатки - поперечное полуострову (дуге) растяжение земной коры сменяется ее поперечным сокращением. Очевидно, что переход от растяжения к сокращению земной коры полуострова должен иметь структурное выражение, кинематически левосдвиговое. При этом соответствующая структура, или система структур, будет играть и роль северного ограничения объема земной коры островной дуги, смещающегося в сторону океана.

Такой граничной структурой мог бы быть крупный левосдвиговый разлом примерно северо-западного простирания, начинающийся на северо-западе уступом северного замыкания ЦКД (за Шивелучем), пересекающий хр. Кумроч и продолжающийся под водой до линии глубоководного желоба. Однако такого разлома нет. Кинематически подобный, но структурно иной вариант предполагает, что по-разному деформирующиеся объемы земной коры разделяет горизонтальная левосдвиговая флексура. При этом горизонтальное изгибание должно быть выражено в плановом рисунке и морфологии дочетвертичных комплексов и структур.

Северный Кумроч сложен позднемеловыми и палеогеновыми толщами, дислоцированными в чешуйчато-надвиговые пакеты с восточной вергентностью и в восточной части хребта надвинутыми на миоценовые толщи [Карта.., 1999]. Разделяющий мел-палеогеновые и миоценовые толщи разлом представляет северное окончание региональной надвиговой структуры, известной под названием надвиг Гречишкина [Геология.., 1964]. На^ широте Кроноцкого полуострова основные движения по надвигу происходили в

послемиоценовое время при замыкании олигоцен-миоценового Тюшевского прогиба [Шапиро, 1980], возможно, продолжаясь до позднего плиоцена [Бахтеев и др., 1997]. Севернее, на широте Северного Кумроча (напротив полуострова Камчатский), последние движения по надвигу датируются концом плиоцена - началом четвертичного времени (там же), возможно, как проявление самой молодой стадии диахронной коллизии Кроноцкой дуги с Камчаткой [Lander, Shapiro, 2007].

Линия надвига Гречишкина на широтах Кроноцкого полуострова и Камчатского залива следует вдоль побережья полуострова, то есть в северовосточном направлении. Перед рекой Камчатка линия разлома поворачивает на северо-запад, а затем, с плавным изгибом, севернее, уже в пределах Северного Кумроча, приобретает опять северо-восточное простирание. Здесь она протягивается в нижней части восточного склона хребта, в нескольких километрах западнее активного взбросового разлома (рис. 1.20). Конформный линии надвига Гречишкина изгиб виден и в конфигурации обобщенных границ распространения различных комплексов меловых и палеогеновых толщ (см. рис. 1.20). Надвиг Гречишкина, как было отмечено выше, потерял активность к концу плиоцена и может рассматриваться, таким образом, как элемент геологического и структурного «матрикса», сформированного до тех движений, которые привели к появлению современной блоковой структуры Центральной Камчатки. Наблюдаемый плановый изгиб линии разлома может быть унаследован от дочетвертичного этапа развития Камчатки, но может быть и вторичным, по кинематике левосдвиговым. Последнее, если верно, означает, что роль структурного раздела между по-разному деформирующимися областями Камчатки играет горизонтальная левосдвиговая флексура.

В целом, при предлагаемом варианте согласованные движения включают латеральное выгибание в сторону океана объема земной коры Камчатки с тыловым растяжением в виде ЦКД и некоторое отставание Северного Кумроча. Как будет показано ниже (раздел 2), на широте полуострова Камчатский и Северного Кумроча мы сталкиваемся, на самом

видимо, и порядок мощности испытывающих вращение в вертикальной плоскости блоков, то есть примерная глубина горизонта, на котором заканчиваются, выполаживаясь, сбросы Восточно-Камчатской зоны. Указанные примерные значения близки к значениям мощности земной коры восточной части Центральной Камчатки [Балеста, 1981; Тектоническая.., 2000; Levin et al., 2002]. Из этого следует, что растяжению подвергается земная кора Центральной Камчатки практически на всю ее мощность. Если же говорить собственно о процессе, а не его тектонофизическом смысле, то растяжение, реализующееся в листрической сбросовой тектонике, следует определить как растягивание некоторого объема хрупкой части земной коры примерно в горизонтальном направлении [Scholz, 2002]. Величина горизонтального растягивания, очевидно, увеличивается в северном направлении - в направлении увеличения ширины ЦКД. Видимо, с относительно высокой скоростью растягивания на севере может быть связано появление дополнительной зоны разломов, аналогичной Восточно-Камчатской, внутри поднятия восточного фланга ЦКД (зона разломов вдоль рек Пятая и Бушуйка в хр. Кумроч), принимающей на себя часть движений растяжения.

В принципе, возможны два варианта растягивания земной коры Центральной Камчатки - направленное к западу или направленное к востоку. Первый вариант предполагает, очевидно, наличие структур, в которых это растягивание должно компенсироваться - в западной части Срединного хребта, ближе к побережью Охотского моря или даже на еще более далеком расстоянии от ЦКД, но вряд ли на более далеком, чем ее линейные размеры. Такие активные структуры к западу от ЦКД неизвестны. Второй вариант кажется более простым, так как он подразумевает движение коровых масс Центральной Камчатки к глубоководному желобу, как предположили Ермаков В.А и др. [Ермаков и др., 1974], в сторону субдукционного контакта островной дуги и Тихоокеанской плиты, то есть к границе, на которой относительные движения возможны и происходят.

Попытаемся понять, проявлением какого процесса является сбросовая тектоника Центральной Камчатки. Ответ на вопрос должен объяснять, помимо прочего, относительное увеличение степени растяжения в северном направлении и резкую смену там тектоники растяжения тектоникой сокращения земной коры.

Особенностью относительных движений плит в этой области является практически параллельное крайней западной части Алеутской дуги, ее Командорскому сегменту, перемещение Тихоокеанской плиты (см. рис. 1.1). Тектонические следствия такой геодинамической ситуации рассмотрены ниже (раздел 2 этой главы). Здесь же следует сказать, что трансформный характер указанного сегмента границы плиты означает, что там Тихоокеанская плита заканчивается и что там находится ее боковой край. Его положение на глубине по данным А. Горбатова и др. [Gorbatov et al., 1997] показано на рис. 1.1.

Тому факту, что где-то под северным замыканием ЦКД, в районе наиболее продуктивных активных вулканов Камчатки - Ключевской группы и Шивелуча, находится край Тихоокеанской плиты, придавалось всегда особое значение. Предполагалось, что ничем не поддерживаемый сбоку (с севера) край погруженной части Тихоокеанской плиты может испытывать деформации кручения, всплывать [Park et al., 2002]. Изучение региональной сейсмической анизотропии верхней мантии привело к предположению о наличии горизонтального мантийного течения вдоль плиты у ее края, огибании им погруженной части Тихоокеанской плиты северо-западнее Командорских островов, возможно, приводящее к прогреву и эрозии плиты [Levin et al., 2002; Wiens, Smith, 2003]. Парк и др. [Park et al., 2002] объясняли течением в мантийном клине существование огромных по продуктивности вулканов Ключевской группы и Шивелуча. Близостью бокового края погружающейся плиты объяснялось появление расплавов под Центрально-Камчатским поясом в связи с аномально высокими температурами надсубдукционного мантийного клина за счет поступления относительно горячей подсубдукционной мантии в надсубдукционную зону [Авдейко и др., 2006] при огибании края плиты

потоком мантийного вещества (тороидальное течение) [Schellart, Griffiths, 2006; Stegman et al., 2006]. С близостью к краю погруженной плиты связывались ярко выраженные особенности составов лав в северной части ЦКД от составов одновозрастных лав на удалении от него [Churikova et al., 2001; Portnyagin et al., 2005].

Несомненно, что край погруженной части плиты, представляя ярко выраженную контрастную (высокоградиентную) физическую и вещественную неоднородность, должен оказывать и, вероятнее всего, оказывает влияние на перемещение и состав вещества, температурный режим и прочие физические параметры процессов в подкоровых горизонтах. Среди многочисленных вероятных «краевых» эффектов есть и чисто механические. Так, Скелларт и др. [Schellart et al., 2007] и Стегман и др. [Stegman et al., 2006] численным моделированием убедительно показали, что смещение погруженной части плиты в сторону океана наиболее вероятно вблизи бокового, ничем не поддерживаемого сбоку края плиты, и этот процесс сопровождается латеральным перемещением глубоководного желоба в сторону океана.

Очевидно, что отступание в сторону океана погруженной части плиты и глубоководного желоба не может не оказывать воздействия на находящуюся над плитой островную дугу. Следует ожидать, что на нее при этом будет оказываться тянущее, направленное в сторону океана, усилие [Levin et al., 2002]. Пожалуй, это единственный возможный процесс, с которым можно связать листрическую сбросовую тектонику, столь характерную для Центральной Камчатки: она есть эффект следования коровых масс восточной части Центральной Камчатки за удаляющейся от нее океанической плитой и желобом. В этом смысле четвертичная и активная тектоника Центральной Камчатки, со всеми ее особенностями, есть следствие динамики перемещения края погруженной части Тихоокеанской плиты.

В заключение следует кратко коснуться вопроса о роли процесса растягивания земной коры Центральной Камчатки в формировании ее современного рельефа. Понятно, что растягивание, реализующееся в

смещениях по листрическим сбросам и разворотах блоков вдоль горизонтальных осей, возможно - с утонением коры, не может привести к росту гор (относительно уровня геоида). Однако современный рельеф Центральной Камчатки является среднегорным, с высотами до почти 2 км над уровнем моря. Можно предположить, что начиная со среднечетвертичного времени происходило разрушение прежде существовавшей гипсометрически высоко поднятой области, возникшей к концу миоцена при причленении к Камчатке Кроноцкой островной дуги (ее коллизии с Камчаткой). Существование такого процесса ранее предполагал А.Е. Шанцер [Шанцер, 1979]. На наличие к началу четвертичного времени орогенного сооружения в пределах Центральной Камчатки указывает, например, увеличение к востоку мощности позднеплиоценового вулканогенно-осадочного тумрокского комплекса (см. рис. 1.17). Вершинная поверхность современных Восточных хребтов понижается с юга на север от примерно 2000 м (Ганалький хр.) до 700800 м (на широте вулкана Шивелуч) согласно с расширением (увеличением растяжения) в том же направлении ЦК Д. В хр. Кумроч сразу севернее р. Камчатки нижние части всех эрозионных врезов «затоплены» молодыми рыхлыми отложениями, что могло произойти лишь при опускании прежде высоко поднятой и интенсивно расчлененной территории (Зеленин Е.А., устное сообщение). Вероятно, современная высота поверхности Ганальского хребта, составляющая чуть более 2 км, соответствует высоте орогена, позднее подвергшегося разрушению. В этом смысле, собственно орогенный режим существовал в пределах Центральной Камчатки в дочетвертичное время. В четвертичное время он сменился режимом, который можно определить как рифтогенный [Ермаков и др., 1974], пассивный по механизму [Хаин, Ломизе, 1995; Леонов, 2001]. Особенностями рифтогенного режима на Камчатке является асимметричность растяжения (отступает один фланг) и источник растяжения — отступание в сторону океана погружающейся Тихоокеанской плиты.

Раздел 2. Коллизия Камчатской и Алеутской островных дуг

Идея коллизии островных дуг следует из простой кинематической схемы: в области смыкания двух островных дуг на их контактах с погружающейся океанической плитой неизбежно появляется тангенциальная (сдвиговая) компонента (рис. 1.21). Эта компонента силой трения влечет

Рис. 1.21. Схема появления тангенциальной и нормальной компонент поддвига в области смыкания двух островных дуг. А - схема косого

(не ортогонального) поддвига океанической плиты и реализации тангенциальной компоненты в сдвиговых движениях по продольным разломам островных дуг [Fitch, 1972]; Б - два случая движения океанической плиты относительно островных дуг: с компонентой поддвига под каждую дугу (вверху) и трансформного относительно одной дуги при нормальной поддвиге под другую (случай смыкания Камчатской и Алеутской дуг (см. текст) окончания дуг целиком или их ближние к зоне поддвига фрагменты к вершине угла, образуемого в плане дугами. Чисто механическое сближение окончаний дуг приводит, в конце концов, к их столкновению и деформации, что и определяется как коллизия. Схема предполагает, что на западе Тихого океана, в гирлянде островных дуг, процесс коллизии на той или иной стадии развития должен иметь место практически везде, где дуги смыкаются (в каждой паре соседних дуг) (рис. 1.22).

В области, близкой к рассматриваемой, примером является коллизионное взаимодействие Курильской и Японской дуг на острове Хоккайдо. Предполагается, что фрагмент Малой Курильской гряды, отделенный от Большой гряды правосдвиговым разломом, активно продвигается на юго-восток, и на Хоккайдо коллизия проявлена дислокациями

Расшифровка процесса коллизии островных дуг, действующего в определенной геодинамической обстановке, представляет собой важную научную задачу. Г. Кимура считал, что коллизионное взаимодействие островных дуг вносит существенный вклад в формирование земной коры в области их смыкания [Клтига, 1996]. Несомненно, внимания заслуживает структурное выражение процесса коллизии. Из показанных на рис. 1.22 районов смыкания островных дуг два южных в этом отношении относительно хорошо изучены. Представление о том, что взаимоотношение Камчаткой и Алеутской дуг является коллизионным, основывалось, главным образом, на сейсмологических данных (см. ниже). При отсутствии прямых, то есть структурных, признаков коллизии ее реальность оставалась под вопросом.

Ниже рассматриваются активные структуры зоны сочленения Камчатской и Алеутской островных дуг. Основным объектом изучения явился полуостров Камчатский, расположенный прямо на продолжении Алеутской дуги, между ней и Камчаткой (рис. 1.23). Выявление и изучение активных структур было направлено на решение двух задач: 1) действительно ли активные структуры района сочленения в совокупности образуют систему, которую можно определить как коллизионную, то есть считать ее проявлением и результатом коллизии двух дуг, и 2) каковы особенности деформации земной коры района сочленения дуг - полуострова Камчатский.

М.С. Марков и др. [1969] обратили внимание на высокую степень сжатости структур Северного Кумроча напротив полуострова Камчатский и на коренные различия геологического строения и тектоники полуострова и хребта и пришли к выводу об их принадлежности к двум самостоятельным структурно-фациальным зонам. Отметив характерное для полуострова преимущественно северо-западное простирание разрывных и складчатых структур, резко отличающее его от других полуостровов Камчатки, они интерпретировали зону полуострова Камчатский как крайнее западное звено Алеутской островной дуги, сочленяющееся с Камчаткой по «зоне крупных разломов» северо-восточного простирания, названной ими Усть-Камчатской

Алеутской дугой и Тихоокеанской плитой: распределение общего правостороннего относительного движения по нескольким параллельным разломам, выделенным ранее [Селиверстов, 1983; Baranov et al., 1991; Селиверстов и др., 1995]. Как структурное проявление коллизии Гейст и Шолл [Geist, Scholl, 1994] интерпретировали пояс надвигов юго-восточной вергентности в Северном Кумроче, выпуклой на северо-запад дугой обрамляющий с запада полуостров Камчатский, самый восточный из которых представлен надвигом Гречишкина.

Более поздние работы свелись к попыткам найти продолжения продольных правосдвиговых разломов Командорского сегмента Алеутской дуги (Командорского блока, по A.B. Ландеру [Титков и др., 2009]) на полуострове Камчатский. Так, Гедике с соавторами [Gaedike et al., 2000], а также Б.В. Баранов и др. [2010] интерпретировали один из активных разрывов северо-западного простирания в юго-восточной части полуострова (в долине р. 1-я Перевальная, см. рис. 1.23) как наземное продолжение «алеутского» разлома Пикеж, повторив, по сути, высказанное ранее Н.И. Селиверстовым [1983] предположение. Такая интерпретация означает наличие структурной связи между Командорским блоком и полуостровом Камчатский, то есть их поведение (перемещение) как единого образования, а также перенесение линии коллизионного контакта из Камчатского пролива на сушу к западу (рис. 1.24). Фрайтаг с соавторами [Freitag et al., 2001] установили для этой части полуострова (в «Пикежской» зоне) наиболее высокую скорость эксгумации и степень деформации доплиоценовых образований.

Некоторые возможности для восстановления режима деформации и, возможно, перемещений полуострова Камчатский дает анализ строения и кинематики диффузной трансформной границы западных Алеут и Тихоокеанской плиты. Правосдвиговая кинематика продольных разломов Командорского сегмента дуги (Стеллера, Пикеж, Беринга), составляющих «диффузную» трансформную зону, требует уменьшения скорости правого сдвига от одного разлома к другому в северном направлении, поперек зоны. Из

продолжающаяся, но имеющая свою историю) коллизия двух дуг не могла не проявиться в деформациях полуострова, большинство из которых должны оставаться активными. Изучая эти активные деформации, можно понять, что за процесс воздействует на полуостров, насколько он соответствует коллизионной модели, является ли полуостров Камчатский частью Камчатки (в современной, активной, структуре), а если нет, то где находится раздел между ними. Раздел этот, если существует, и должен быть местом коллизионного контакта Алеутской и Камчатской островных дуг. Оставаясь на позициях тектонического анализа, следует принять, что именно наличие структурных признаков коллизии является решающим: все другие, не подтвержденные структурными данными, могут быть лишь косвенными.

Касаясь представлений, описанных выше, можно сказать следующее.

Ни один из надвигов внутри поднятия Северного Кумроча не является активным: движения по самому молодому из них, надвигу Гречишкина, закончились, самое позднее, в конце плиоцена [Бахтеев и др., 1997]. Пояс надвигов «скрыт» в современном (наблюдаемом) асимметричном поднятии хр. Кумроч, представляя неоднородности его объема, никак не проявляемые в морфологии земной поверхности. К югу от реки Камчатка тот же пояс в четвертичное время был срезан восточным разломным бортом ЦКД -структурой активной, то есть, по определению, одновременной предполагаемому, процессу коллизии и активным коллизионным структурам, если таковые существуют.

Много неясностей остается с продолжением продольных правых сдвигов Алеут на сушу полуострова Камчатский. Очевидных признаков того, что движения по северо-западному разлому в юго-восточной части полуострова (в долине р. 1-я Перевальная) - правосторонние [ОаесИке е1 аЦ 2000], нет. Соответственно, нет и твердых оснований считать его продолжением «алеутского» разлома Пикеж. Наверное, именно это - отсутствие надежных данных о кинематике активных движений — позволило позднее отнести тот же самый разлом уже к левосдвиговым [Баранов и др., 2010]. Предполагалось

также, что сдвиговая компонента в движениях по этому разлому (и параллельному в долине р. Пикеж) может отсутствовать, а вертикальная иметь сбросовую природу [Кожурин, 1985, 1990; Kozhurin, 2007а].

Рассмотрим основные особенности активной структуры полуострова Камчатский.

_В отличие от других полуостровов восточного побережья Камчатки,

полуостров Камчатский выглядит структурно дифференцированным. Особенностью выраженной в рельефе структуры является расположение всех поднятий полуострова на его краях (см. рис. 1.23). Поднятия, как правило, асимметричные. Пологие протяженные склоны направлены к центральной низкой части полуострова, занятой озерами Нерпичье и Култучное, а крутые -всегда к береговой линии. Поднятия обрамлены плейстоценовыми и голоценовыми морскими террасами. Наиболее древние морские террасы, с сохранившимися тыловыми швами, сопоставляются со стадией MIS 11 [Pedoja et al., 2006], то есть, возможно, имеет среднеплейстоценовый (около 400 тыс. лет) возраст. Террасы, венчающие поднятия полуострова, возможно, сформировались в раннечетвертичное время.

Изучение голоценовых морских террас выявило дифференцированное вдоль береговой линии неравномерное поднятие прибрежной полосы со скоростями от 0.5 до примерно 11 мм в год, причем резкие изменения в значениях средних скоростей совпадают с линиями активных разломов, выходящих к берегу [Пинегина и др., 2010] (см. ниже). На западе кольцо поднятий срезано т.н. Столбовской депрессией, протягивающейся вдоль Северного Кумроча (к востоку от него) и раскрывающейся в каньон Покатый на подводном склоне к Командорской котловине.

Интервал времени, в течение которого поднятия и впадины полуострова сформировались, устанавливается достаточно уверенно. Он последовал за накоплением прибрежно-морских мелководных отложений (от конгломератов до глинистых алевролитов) ольховской свиты, возраст которой на существующих геологических картах обозначен как позднеплиоцен-

эоплейстоценовый [Карта.., 1999; Государственная.., 2007]. Считается, что нижняя часть свиты накапливалась в интервале от 2 до 1.2 млн. лет, верхняя -между 0.7 и 0.3 млн. лет назад [Басилян, Былинская, 1997]1. Отложения свиты плащом перекрывали все более древние образования и фрагментами встречаются на современных поднятиях [Государственная.., 2007]. Депрессия в

центре полуострова, с озерами Нерпичье и Култушное, выглядит образованием_

остаточным, то есть появившимся при поднятии краев полуострова, а не в результате прогибания его центральной части. Таким образом, наблюдаемая ныне и определяющая рельеф полуострова система поднятий, несомненно, есть образование четвертичное, а их кольцевое относительно центральной впадины расположение - структурно значимым для понимания закономерностей и причин деформации полуострова.

Распределение основных активных разломов в пределах полуострова было выявлено уже давно [Кожурин, 1985, 1990, Kozhurin, 2007а; Кожурин, Пинегина, 2011а,б]. Тогда же были получены первые данные о кинематике одного из чисто сдвиговых разломов в его юго-восточной части (№ 4 на рис. 1.26). Более поздние работы были направлены на выяснение кинематики разломов, датирование подвижек вдоль них и восстановление их палеосейсмологической истории.

2.1. Активные разломы полуострова Камчатский

Система активных разломов полуострова показана на рис. 1.26. Из них принципиально важными для понимания режима деформирования полуострова и ответа на вопросы, поставленные выше, являются разломы в краевых частях полуострова (№№ 1, 2, 4-6, 11). Два первых важны тем, что отделяют полуостров Камчатский от собственно Камчатки, свидетельствуя, что полуостров — не «апофиз» Камчатки, а самостоятельный блок, способный (по определению) перемещаться до некоторой степени независимо от своего окружения. Несомненно, эти два разлома кинематически и динамически связаны — движения по каждому из них должны быть согласованы с

' В соответствии с новой стратиграфической шкалой для последних 2 7 млн лет [Global.., 2011], эти интервалы времени попадают в среднюю часть раннего плейстоцена и в средний плейстоцен, соответственно

существовавшей 5.5-6 тыс. лет назад во время высокого стояния уровня океана [Pinegina et al., 2003; Пинегина и др., 2010]. Лишь на очень непротяженных отрезках линия разлома отклоняется от подножья абразионного уступа к северу, в поднятие, и там оказывается доступной для изучения. Остальная же часть разлома оказалась перекрытой вблизи абразионного уступа мощным покровом торфа, сформировавшимся после понижения уровня моря и заболачивания залива-лагуны.

На исследованном участке разлом деформирует сохранившийся фрагмент морской террасы (возможно, сопоставимой с MIS 5е) и долины врезанных в нее водотоков. В поверхности террасы разлом выражен обращенным на юг уступом высотой 5-6 м (с учетом наклона поверхности). Проявлен разлом и в долинах водотоков. Изучение разлома в долинах двух врезов и на поверхности террасы между ними позволило получить уверенные данные о кинематике разлома и его особенностях.

Долины водотоков

Долина одного из изученных водотоков на протяжении примерно 200 м следует точно вдоль линии разлома, раскрываясь в нижнем течении под абразионный уступ. В северном крыле разлома направление водотока -меридиональное, поперечное его линии. Там, где линия разлома проходит в долине водотока, на одну и ту же величину 4.5 м смещены вправо все боковые ложбины-притоки водотока (рис. 1.30).

В поверхностях днищ ложбин вертикальная компонента, одновозрастная сдвиговой, практически не выражена. В долине соседнего (к востоку) водотока, который пересекает разлом, не меняя общего, с севера на юг, направления, отчетливо выражено правосдвиговое смещение его тальвега и бортов на те же примерно 4.5 метров. Таким образом, на небольшом отрезке разлома в четырех точках, в которых геоморфологическая ситуация позволяет это видеть, проявлено одно и то же по амплитуде правосдвиговое смещение при почти полном отсутствии вертикальной компоненты. Такой ряд наблюдений не оставляет сомнений в том, что доминирующими в движениях

Рис. 1.30. Слева - вид на разломный уступ: желтая линия показывает примерную морфологию разломного уступа, красная - линия разлома. Внизу - правосдвиговые смещения водотоков (желтые стрелки показывают сдвиговое смещение на 4.5 м в обеих показанных на рисунке точках)

по разлому являются правосторонние горизонтальные перемещения.

Поверхность морской террасы

В нижней части уступа в поверхности морской террасы в разное время были заложены две канавы (в точке с координатами 162.545302° в.д. и 56.740524° с.ш., и в 100 м восточнее). Обе показали один и тот же стиль деформаций почвенно-пирокластического чехла и его основания - надвиговый. Поперечное линии разлома сокращение в структурном выражении варьировало от серии чешуй, с совмещением несколько раз одного и того же горизонта, до движений по единой пологой, на окончании горизонтальной, плоскости (рис. 1.31). В целом, наблюдаемые деформации почвенно-пирокластического чехла и отложений его основания свидетельствуют, что в движениях по разлому значительная доля принадлежит поперечному к нему сокращению. Таким образом, в целом режим перемещений по разлому Покатый (№ 2) следует считать сдвиговым в условиях сжатия, транспрессионным.

Прослеживание линии разлома с поверхности террасы в тальвег смещенного ручья показывает, что плоскость разлома, в целом, падает

Разломы №№ 5 и 6

Оба разлома, непротяженные на суше, на юго-востоке достигают береговой линии и, несомненно, продолжаются в каньон Пикежский на подводном склоне полуострова (см. рис. 1.26). Оба разлома нередко интерпретируются как наземные продолжения разломов Командорского сегмента Алеутской дуги - разлома Пикеж [ОаесНке е! а!., 2000] или разлома Стеллера [Баранов и др., 2010]. При этом предполагается, что оба, как и продольные разломы Командорского блока, должны быть также сдвиговыми, однако единого мнения о знаке сдвиговой компоненты нет. Гедике с соавторами [ОаесНке е1 а1., 2000], основываясь на видимом горизонтальном отклонении вдоль разлома линии одного из боковых притоков р. 1-я Перевальная (ручья Непропусковый, см. ниже), предположили правый знак сдвиговых движений по разлому, а на его субширотном северном окончании -взбросовые. Баранов Б.В. и др. [2010], опираясь также на анализ взаимоотношений линии разлома с эрозионной сетью (то есть, оперируя данными того же типа), посчитали разлом в его части северо-западного простирания левосдвиговым. Морфология разломных уступов в долинах рек Пикеж и 1-я Перевальная, а также изменения в простирании линии разломов в зависимости от пересекаемых форм рельефа послужили основанием для А.И. Кожурина предполагать сбросовый тип смещений по разломам [Кожурин, 19906; КогЬипп, 2007а]. В одном случае (по разлому в долине р. 1-я Перевальная) им было выявлено более чем в два раза уступающее вертикальному левостороннее смещение небольшого водораздела между двумя активными водотоками (там же).

Ниже излагаются результаты детальных полевых исследований разломов 5 и 6, включая данные тренчинга, позволяющие снять имеющиеся разногласия в интерпретации их кинематики. Внимание обращено также на субмеридиональную зону активных деформаций, ограничивающую с запада распространение разломов 4, 5 и 6, элементом которой является разлом 11 (см. рис. 1.26).

Разлом в долине р. 1-я Перевальная (№ 5 на рис. 1.26) Длина наземной части разлома составляет примерно 9 км (рис. 1.37). В целом разлом имеет северо-западное простирание, его северное окончание - от субширотного до северо-восточного. Плоскость разлома и деформации вдоль его линии молодых элементов рельефа наблюдались в трех точках (см. рис. 1.37).

В точке с координатами 56.12472° с.ш., 163.14796° в.д. разлом выражен небольшим валом. Вертикальное смещение земной поверхности, без учета вала, составляет 0.5-0.7 м (рис. 1.38Л). Две разломные плоскости круто (~ 80°)

Рис. 1.37. Активные разломы в правом борту долины р. 1-я Перевальная. Пунктирная линия

- предполагаемое положение линии разлома, стрелки -направление сдвиговой компоненты движений зубчики

- взбросовая компонента, Берг-штрихи - предполагаемая сбросовая компонента в части разлома с субширотным простиранием. Номера разрывов и их зон соответствуют номерам на рис. 1.26 и 1.33.

наклонены на северо-восток, что говорит о взбросовой природе вертикальной компоненте движений по разлому (рис. 1.38 Б,В). В то же время, характер деформаций отложений почвенно-пирокластического чехла более соответствует сдвиговым движениям, чем преимущественно взбросовым -отсутствуют обычно сопутствующие чисто взбросовым смещениям изгибные деформации в висячем крыле. Доминирование сдвиговых движений, с левым

знаком, подтверждается смещениями бортов трех молодых врезов, каждый раз примерно на 3-4 м, при вертикальном смещении их тальвегов не более чем на 0.5 м (рис. 1.38 Г).

Северо-западнее, в точке на линии разлома с координатами 56.144767° с.ш., 163.126304° в.д., при той же доминирующей левосдвиговой компоненте, взбросовая составляющая движений выражена более отчетливо (рис. 1.39, положение на рис. 1.38). В приповерхностной части разломная плоскость падает на северо-восток под углом примерно в 20-25°, в висячем крыле движения по плоскости разлома сопровождаются изгибной деформаций почвенно-пирокластического чехла и его основания.

Еще северо-западнее борта V-образного вреза (между точками с координатами 56.163280° с.ш., 163.092556° в.д. и 56.161546° с.ш., 163.095581°) смещены влево примерно на 7 м. Хорошо видно, что в верхних примерно 20 метрах, соответствующих глубине вреза, плоскость разлома практически вертикальна (рис. 1.40).

Таким образом, можно заключить, что разлом в правом борту р. 1-я Перевальная представляет собой левый сдвиг, движения по которому происходят в условиях направленного под острым углом к простиранию разлома сокращения. Выполаживание плоскости разлома до 20-25° вблизи земной поверхности (см. рис. 1.39) следует считать проявлений условий транспрессии вблизи земной поверхности. При такой кинематике движений по разлому в его части с северо-западным простиранием, движения на его северном субширотном окончании должны иметь, очевидно, доминирующую сбросовую составляющую.

Разлом в долине р. Пикеж (№ 6 на рис. 1.26)

В целом система разрывов в долине р. Пикеж имеет субширотное простирание, ее отдельные элементы - от запад-северо-западного до восток-северо-восточного (рис. 1.41). Детально изучен один из разрывов, в точке с координатами 56.11066° с.ш., 163.10326° в.д. (рис. 1.42).

Наблюдение за деформациями почвенно-пирокластического чехла в

Рис. 1.44. Положение активного разлома 11 в системе геологических структур и активных деформаций юго-восточной части полуострова Камчатский. А - фрагмент геологической карты м-ба 1:200 ООО (Государственная.., 2007), Б - топографические профили вкрест субмеридионального уступа, В - схема соотношения активных разломов юго-восточной части полуострова Камчатский (красная стрелка — примерное направление движения блока южного крыла разлома 4). 1 — активные разломы (пунктир - предполагаемые продолжения), 2 - надвиги, деформирующие позднекайнозойские образования (на А), 3 - отложения горбушинской (а) и ольховской (б) свит, 4 - линии топографических профилей (пунктиром показаны их части, попадающие в относительно опущенное крыло субмеридиональной зоны), 5 - примерное положение субмеридиональной зоны разломов на топографичеких профилях.

запад за субмеридиональную зону, представляя, таким образом, результат деформации фронтальной части движущегося на запад блока юго-восточной части полуострова Камчатский. Левосдвиговый разлом 5 в этой системе сопряжен с правым сдвигом 4 и занимает то же положение, что и разлом 7 в системе разломов 1 и 2 (см. рис. 1.26). Наличие сбросовой компоненты в

движениях по разлому 6, при его субширотном простирании, позволяет считать его оперяющим к разлому 5 (рис. 1.44 В).

2.2. Геодинамическая интерпретация системы активных разломных деформаций полуострова Камчатский

Согласованное с Командорским блоком смещение в северо-западном направлении блока полуострова Камчатский означает, что в четвертичной и активной структуре полуостров следует рассматривать как крайний западный элемент Алеутской островной дуги, а систему разломов его западного ограничения - как основной (самый западный) коллизионный контакт двух дуг. Этот контакт находится западнее и «сейсмического» контакта Гейста и TT Тол па [Geist, Scholl, 1994], и линии «торцового» сочленения полуострова и Камчатки [Марков и др., 1969], представленной в системе выявленных деформаций Усть-Камчатским активным разломом (№ 8) и его видимым северным продолжением (№ 9) (см. рис. 1.26) [Пинегина и др., 2012а, б].

Блок полуострова Камчатский находится за западным окончанием Алеутского трансформного разлома и, таким образом, его перемещение можно связать лишь с давлением со стороны Командорского блока. По данным спутниковой геодезии (GPS), Командорский блок смещается к северо-западу относительно пунктов на западе Камчатки [Титков и др., 2009] и пункта Магадан [Левин и др., 2006] со скоростью примерно 5 см в год (рис. 1.45). Скорость сближения полуострова Камчатский с Камчаткой (скорость его пододвигания под Северный Кумроч), по данным изучения разлома Покатый (№ 2), составляет порядка 2 мм в год. Скорость западного движения юго-восточной части блока полуострова, которую дает скорость сдвига по разлому № 4, достигает 10 мм в год. Сравнение приведенных значений скоростей приводит к выводу о сближении Командорского блока с блоком полуострова Камчатский. Уверенно можно говорить, что в пределах полуострова Камчатский структур, в которых могло бы полностью реализоваться сближение двух блоков, нет. С учетом значительной разницы скоростей северо-западного

стационарные станции

Рис. 1.45. Скорости смещения пунктов сети KAMNET относительно пункта MAGO в г. Магадан. Фрагмент рис. 1 из [Левин и др., 2006].

снороспчI

10 мм/iiOü

• - вертикальные »■п- горизонтальные

BKI - пункт на о-ве Беринга, KBG - пункт в пос.-Крутоберегово--

смещения между пунктом на о-ва Беринга и пунктом Крутоберегово (см. рис. 1.45, также рис. 1.46В), можно думать, что значительная часть сближения Командорского блока с полуостровом Камчатский реализуется в основании восточного склона последнего, то есть, на коллизионном контакте, существование которого предположили Гейст и Шолл [Geist, Scholl, 1994].

Прямых данных о характере перемещений по восточному (подводному) коллизионному контакту нет. Считая их однотипными с движениями по западному контакту, можно предполагать наличие в них существенной поддвиговой составляющей. Сохранение правого знака горизонтальных движений по продольным разломам Командорского сегмента требует при этом, чтобы величина (скорость) поддвига убывала вдоль контакта в северном направлении (см. рис. 1.25-, внизу). Пододвиганию Командорского блока и коры Камчатского пролива под полуостров соответствует решение механизма очага землетрясения 15 декабря 1971 г. (Ms 7.8), при котором движение в очаге произошло по почти горизонтальной плоскости [Cormier, 1974; Geist, Scholl, 1994; Левин и др., 2006; Пинегина и др., 2010]. Плоскость падает в западных румбах, но точное направление падения, при его небольшом угле, установить трудно. Возможно, в связи с этим в упомянутых работах оно показано варьирующим от юго-западного до север-северо-западного.

Следует отметить, что существование восточного коллизионного контакта противоречит представлениям о продолжении продольных сдвигов западных Алеут на полуостров Камчатский [Селиверстов, 1983; Gaedike et al., 2000; Freitag et al., 2001; Баранов и др., 2010]. Единые разломы связывали бы

Командорский блок и блок полуострова Камчатский структурным каркасом в одно целое, не оставляя возможности для их взаимных перемещений. Однако доказательства существования таких единых разломов в настоящее время не могут считаться достаточными. Доказательством продолжения какого-либо разлома Командорского блока в пределы блока полуострова могло бы быть непосредственное прослеживание его линии из района Камчатског_о_пр_олива,на. склон полуострова до активного разлома на суше, возможное лишь при плотной сети сейсмических профилей и детальных батиметрических данных. Однако такие данные пока отсутствуют. Доказательством могло бы быть также полное соответствие кинематических параметров отрезков разлома под водой и на суше, но и такого соответствия нет. Разлом № 4 (Перевальный), иногда интерпретируемый как ответвление разлома Беринга [Gaedike et al., 2000; Freitag et al., 2001; Баранов и др., 2010], простирается к нему под углом примерно в 40° и при правосдвиговой кинематике последнего должен быть существенно взбросовым, что противоречит полученным данным. Разлом 5 (в долине р. 1-я Перевальная) представляет собой активный развивающийся в условиях транспрессии левый сдвиг, а подводный разлом Пикеж, на видимом продолжении которого он находится, — правый.

Предлагаемая модель деформации полуострова обладает определенными особенностями (рис. 1.46). Во-первых, это наличие поддвиговой составляющей в движениях на коллизионных контактах. Поддвиг вдоль плоскости западного контакта следует из структурных данных, вдоль восточного контакта он предполагается по аналогии с западным. На западном контакте скорость сближения составляет порядка 2 мм в год, на восточном не может быть меньше скорости движений по разлому. Покатый, то есть превышает значение в 10 мм в год. В целом, модель включает смещение блока полуострова Камчатский на северо-запад и его поддвиг под Северный Кумроч, а также отрыв и перемещение в западном направлении юго-восточного фрагмента блока, его поддвиг по субмеридиональной зоне, обеспечивающий воздымание горного массива южной части полуострова.

коллизионные деформации не распространяются далее юго-восточной части полуострова (см. рис. 1.46А,Б).

Указанные выше значения скорости пододвигания и принимаемый послеольховский возраст начала коллизионных деформаций полуострова (около 1 млн. лет) дают возможность оценить масштабы сближения полуострова с Камчаткой и Командорского блока с полуостровом. На западном контакте должно было поглотиться примерно 2 км, на восточном - минимум в 5 раз (сопоставляя со скоростью сдвига по разлому Покатый) большее, то есть не меньше 10 км. Следует заметить, что параметры поглощения коры одного блока под другим остаются неизвестными. При отсутствии соответствующих геофизических данных остается непонятным, дошло ли взаимодействие блоков до стадии расслоения коры (delamination), как при коллизии Курильской и Японской дуг на о-ве Хоккайдо [Ito, 2002] или Изу-Бонинской с Японской [Arai et al., 2009], в которых процесс коллизии начался гораздо раньше - по крайней мере, в среднем миоцене.

Взаимодействие Алеутской и Камчатской островных дуг можно определить как случай «мягкой» коллизии, при которой хотя бы одна из взаимодействующих сторон (в рассматриваемом случае - Алеутская) представлена не единым жестким блоком, а несколькими, способными перемещаться до некоторой степени независимо друг относительно друга.

ВЫВОДЫ

Выполненное исследование активной разломной тектоники Центральной Камчатки и области смыкания Камчатской и Алеутской островных дуг приводит к следующим выводам.

1. На фоне поддвига под нее океанической плиты земная кора Центральной Камчатки (Камчатского сегмента Курило-Камчатской островной дуги) испытывает направленное в сторону океана растяжение (рис. 1.47). Это резко отличает Центральную Камчатку от ее ближайшего окружения — Японской островной дуги, Сахалина и юга Корякского нагорья (см. Главу III), где режим деформирования земной коры определяется ее примерно

Похожие диссертационные работы по специальности «Геотектоника и геодинамика», 25.00.03 шифр ВАК

Заключение диссертации по теме «Геотектоника и геодинамика», Кожурин, Андрей Иванович

ВЫВОДЫ

1. Одно простирание и одна и та же, правосторонняя, кинематика позволяют объединить все крупные разломы и разломные зоны внешней периферии Тихоокеанского пояса в единую систему.

2. Правосдвиговые движения вдоль системы разломов внешней периферии пояса определяются наличием тангенциальной компоненты правого знака в относительном движении Тихоокеанской плиты и ее континентального обрамления.

3. Эта компонента, вероятно, определяет закономерности в плановой морфологии островодужных систем Аляскинско-Азиатского сегмента Тихоокеанского пояса.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Выполненное исследование приводит к выводу, что северо-восточный сегмент Тихоокеанского тектонического пояса следует рассматривать как часть единой глобальной структуры с соответствующим ее масштабу единым общим (согласованным) движением разделяемых ее океанических и континентальных пространств. Это движение включает, помимо поддвиговой составляющей в Аляскинско-Азиатском сегменте, значительную, до 5 см в год, правосдвиговую компоненту.

Это общее движение в Тихоокеанском поясе не может не быть, во-первых, дифференцированным и, во-вторых, не быть затушеванным в отдельных геодинамических ситуациях локальными процессами. Примером является тектоника Центральной Камчатки, практически нацело определяемая процессом отступания в сторону океана северного края погруженной части Тихоокеанской плиты. Растяжение земной коры Центральной Камчатки, проявленное системой продольных асимметричных грабенов и поднятий, разделяемых сбросами листрической морфологии, настолько специфично, что попытки понять общие закономерности деформации островной дуги над зоной поддвига на примере Камчатки привели бы к неверным выводам. В аналогичной геодинамической ситуации (край погружающейся плиты) в плиоцене появился и продолжает активно развиваться задуговой прогиб Лау островодужной системы Тонга-Кермадек. В нем растяжение земной коры над зоной поддвига дошло до новообразования океанической коры.

В сторону внешней границы пояса движения становятся более унифицированными. В рассмотренном регионе они проявлены в правосторонних движениях вдоль структурно связанных Сахалинской и Ланково-Омолонской зон.

Отсутствие поперечных поясу структурных разделов позволяет утверждать, что малых литосферных плит, как жестких, очерченных непрерывными системами активных структур относительно изометричных образований, не существует. Это со всей определенностью следует в отношении предполагаемой Охотской плиты, у которой отсутствует сегмент северной границы. Также не удается до сих пор локализовать Аляскинский сегмент границы Берингийской плиты. Очевидно, что конструкция переходной зоны в виде конечного набора жестких образований не способна к движению, к обеспечению перемещения вещества в Тихоокеанском поясе согласно с его общей правосдвиговой кинематикой. Деформации литосферы пояса имеют характер пластических [Лобковский и др., 2011], а перемещения в нем осуществляются, вероятнее всего, в форме вязко-пластического течения, например, в виде латерального выжимания вещества из одних участков пояса в другие, как это предполагается, например, для Берингийско-Аляскинского региона [Redfield et al., 2007; Scholl, 2007]. В отношении всего северного сегмента обрамления Пацифики Редфилд и др. [Redfield et al., 2007] высказали идею «орогенического течения». В ее геодинамическом представлении, крупные сдвиговые разломы и зоны служат своеобразными направляющими корового «течения» [Ridgway, Flesch, 2007]. Перемещению масс земной коры вдоль пояса в направлении от запада Северной Америки к Аляске и, далее, к западу Беринговоморского региона, не противоречат данные GPS измерений и устанавливаемые сейсмологическими исследованиями скорости деформаций [Mazzotti, Hyndman, 2002]. Для описания таких перемещений представляются соответствующими также термины «плито-поток» и «горизонтальная протрузия» [Леонов, 2008] и «латеральное выживание» [Копп, 1977]. Движущей силой перемещений, как показано в настоящей работе, может быть не ортогональное сближение Тихоокеанской плиты с ее континентальным обрамлением, наличие значительной тангенциальной компоненты в их относительных перемещениях, влияние которой распределено на всю ширину пояса и, возможно, ширину пояса определяет.

Правосдвиговая кинематика Ланково-Омолонской зоны, продемонстрированная в работе, является важным свидетельством продолжения крупных правых сдвигов Аляски в Азию и наличия структурных связей Аляски и северо-восточной Азии. Это дает основание предполагать, что тектоника выжимания и течения» может быть применима и для сегмента Тихоокеанского пояса на северо-востоке Азии. Дальнейшие исследования в этом направлении должны быть сконцентрированы на выявлении всех активных разломов и закономерностей их распределения в обширном Корякско-Анадырско-Чукотском регионе, получении данных о средних за разные периоды времени скоростях движений по разломам на разном удалении от границ пояса, на анализе новейшей структуры региона, элементом которой являются разломные деформации.

Список литературы диссертационного исследования доктор геолого-минералогических наук Кожурин, Андрей Иванович, 2013 год

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Авдейко Г.П, Палуева A.A., Хлебородова O.A. Геодинамические условия

вулканизма и магмообразования Курило-Камчатской островодужной системы // Петрология. 2006. Т. 14. № 3. С. 249-267.

2. Авдейко Г.П, Попруженко C.B., Палуева A.A. Современная тектоническая

структура Курило-Камчатского региона и условия магмообразования // Геодинамика и вулканизм Курило-Камчатской островодужной системы, (под ред. Б.В.Иванова). Петропавловск-Камчатский. 2001. С. 9-34.

3. Аверьянова В.Н. Глубинная сейсмотектоника островных дуг. М.: Наука,

1975. 219 с.

4. Балеста С. Т. Земная кора и магматические очаги областей современного вулканизма. М.: Наука, 1981. 134 с .

5. Баранов Б.В., Гедике К, Фрайтаг Р., Дозорова К.А. Активные разломы юго-восточной части Камчатского полуострова и Командорская зона сдвига // Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле. 2010. № 2. Вып. 16. С. 66-77.

6. Басилян А.Э., Былинская М.Е. Шельф Камчатского полуострова (Восточная Камчатка) в позднем плиоцене - раннем квартере (ольховское время) // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1997. Т. 5. № 3. С. 8391.

7. Бахтеев М.К., Морозов O.A., Тихомиров С.Р. Строение безофиолитового коллизионного шва Восточной Камчатки — зоны надвига Гречишкина // Геотектоника. 1997. № 3. С. 74-85.

8. Белоусов В.В. Переходные зоны между континентами и океанами. М.: Недра, 1982. 150 с.

9. Богданов H.A. Тектоника глубоководных впадин окраинных морей. М.: Недра, 1988. 221 с.

10. Брайцева О. А., Мелекесцев И. В., Евтеева И. С., Лупикина Е. Г. Стратиграфия четвертичных отложений и оледенения Камчатки. М.: Наука, 1968. 226 с.

11. Брайцева O.A., Мелекесцев И.В. Аккумулятивные равнины Центральной Камчатской депрессии // Камчатка, Курильские и Командорские острова. История развития рельефа Сибири и Дальнего Востока. М.: Наука, 1974. С. 234-249.

12. Брайцева O.A., Мелекесцев И.В., Сулержщкий Л.Д. Новые данные о возрасте плейстоценовых отложений Центральной Камчатской депрессии // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2005. Т. 13. № 1. С. 106-115.

13. Булгаков РФ., Иващенко А.И., Ким Ч.У., Сергеев К.Ф., Стрельцов М.И., Кожурин А.И., Бесстрашное В.М., Стром A.JT., Y. Suzuki, H.Tsutsumi, M.Watanabe, T.Ueki, T.Shimamoto, K.Okumura, H.Goto, Y.Kariya. Активные разломы северо-восточного Сахалина // Геотектоника. 2002. № 3. С. 6686.

14. Геологическая карта Анадырско-Корякского региона. М-б 1:500 000 /В.А. Захаров, Т.В. Звизда, В.Б. Шмакин. Гл. ред. И.С. Розенблюм/. СВКНИИ, Магадан. 1991.

15. Геологическая карта России и прилегающих акваторий. М-б 1:2500000. Минприроды РФ, ВСЕГЕИ, ВНИИОкеангеология, 2004.

16. Геологическая карта Сахалина. М-б 1:500 000. Англия, GeoQuest, ИНТЕРА (на англ. и рус. языках). 1994.

17. Геология СССР, том XXXI. М.: Недра, 1964. 733 с.

18. Геология, геодинамика и перспективы нефтегазоносности осадочных бассейнов Татарского пролива / А.Э. Жаров, Г.Л. Кириллова, Л.С. Маргулис, Л.С. Чуйко, В.В. Куделькин, В.Г. Варнавский, В.Н. Гагаев; отв. ред. Кириллова Г.Л./. Владивосток: ДВО РАН, 2004. 220 с. (Серия «Осадочные бассейны Востока России» (гл. ред. А.И.Ханчук), т. 2).

19. Голузубов Б.В., Касаткин С. А., Гранник В. М., Нечаюк А. Е. Деформации позднемеловых и кайнозойских комплексов Западно-Сахалинского террейна // Геотектоника. 2012. № 5. С. 22-43.

20. Гордеев Е.И., Гусев A.A., Левина В.И., Леонов В.Л., Чебров В.Н. Мелкофокусные землетрясения п-ва Камчатка // Вулканология и сейсмология. 2006. № 3. С. 28-38.

21. Гордеев Е.И., Гусев A.A., Левина В.И., Леонов В.Л., Чебров В.Н. Сейсмотектоника полуострова Камчатка // Вестник СВНЦ ДВО РАН. 2005. № 1. С. 24-32.

22. Государственная геологическая карта Российской Федерации. М-б 1:200 000. Издание второе. Сахалинская серия. Лист L-54-XII. Министерство природных ресурсов РФ. СПб.: ВСЕГЕИ, 2001.

23. Государственная геологическая карта Российской Федерации. М-б 1:200 000 (издание второе). Сахалинская серия. Лист N-54-XVII. Министерство природных ресурсов РФ. ФГУП «Сахалинская ГРЭ». Южно-Сахалинск: 2001.

24. Государственная геологическая карта Российской Федерации. М-б 1:200000. Изд. 2-е. Объяснительная записка. Серия Восточно-Камчатская. Лист 0-58-XXVI, XXXI, XXXII - Усть-Камчатск. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2007.

25. Ермаков В.А. Формационное расчленение четвертичных вулканических пород. М.: Недра, 1977. 225 с.

26. Ермаков В.А., Милановский Е.Е., Таракановский, A.A. Значение рифтогенеза в формировании четвертичных вулканических зон Камчатки // Вестник МГУ. 1974. № 3. С. 3-20.

27. Жаров А.Е. Рифтогенная система Татарского пролива и ее значение для прогноза нефтегазоносности Западного Сахалина // Проблемы развития и освоения минерально-сырьевой базы Сахалинской области. Южно-Сахалинск: 2002. С. 28-34.

28. Жаров А.Э. Геологическое строение и мел-палеогеновая геодинамика Юго-Восточного Сахалина. Южно-Сахалинск: Южно-Сахалинское кн. изд-во, 2004. 192 с.

29. Зоненшайн Л.П., Савостин Л.А. Введение в геодинамику. М.: Недра, 1979. 312 с.

30. Камчатка, Курильские и Командорские острова. История развития рельефа Сибири и Дальнего Востока. М.: Наука, 1974г. 440 с.

31. Карпинский А.П. О правильности в очертании, распределении и строении континентов // Горный журнал. 1888. Т. 1. № 2. С. 252-269.

32. Карта полезных ископаемых Камчатской области. М-б 1 : 500000. Ред. А.Ф. Литвинов, М.Г. Патока, Б.А. Марковский. СПб.: ВСЕГЕИ, 1999.

33. Кожурин А.И. Курило-Камчатская островодужная система: неотектоническая зональность, позднечетвертичная структура Центральной Камчатки, некоторые общие черты новейших структур Тихоокеанского подвижного пояса // Неотектоника и современная геодинамика подвижных поясов. М.: Наука, 1988. С. 67-115, 135-151.

34. Кожурин А.И. Молодые сдвиги хр. Кумроч и полуострова Камчатский // Тихоокеанская геология. 1990а. № 6. С. 45-55.

35. Кожурин А.И. Современная структура хребтов Момский и Черский и границы литосферных плит на Северо-Востоке Азии // Неотектоника и современная геодинамика континентов и океанов. Материалы XXIX Тектонического совещания. М.: ГЕОС, 1996. Т. 1. С. 135-137.

36. Кожурин А.И. Тихоокеанский тектонический пояс: общие черты структуры, кинематики, взаимоотношения с внутриконтинентальными подвижными поясами // Материалы Всероссийского совещания и молодежной школы по современной геодинамике «Современная геодинамика Центральной Азии и опасные природные процессы: результаты исследований на количественной основе». Иркутск. 23-29 сентября 2012 г. - В 2-х т. - Иркутск: ИЗК СО РАН. Т. 1. С. 40-42.

37. Кожурин А.И. Четвертичная тектоника хр. Кумроч и полуострова Камчатский (Восточная Камчатка) // Геотектоника. 1985. № 2. С. 76-87.

38. Кожурин А.И. Четвертичная тектоника Центральной Камчатки и некоторые общие черты неотектоники Тихоокеанского тектонического

пояса // Современная геодинамика и глубинная структура территории СССР. М.: Наука, 19906. С. 72-78.

39. Кожурин А.К, Лободенко И.Ю., Стром A.JI. Следы сильных землетрясений на полуострове Шмидта — северной части о. Сахалин в голоценовое время // Геология, геофизика и разработка нефтяных и газовых месторождений. 2009. № 4. С. 23-29.

40. Кожурин А.И., Пинегина Т.К. Активная разломная тектоника полуострова Камчатский как проявление коллизии Камчатской и Алеутской островных дуг // Проблемы сейсмотектоники. Материалы XVII Всероссийской конференции 20-24 сентября 2011г. (под ред. акад. А.О. Глико, д.г.-м.н. Е.А. Рогожина, д.г.-м.н. Ю.К. Щукина, к.г.-м.н. Л.И. Надежка). Москва, 2011. Т. 4. С. 260-263.

41 .Кожурин А.И., Пономарева В.В. Активная разломная тектоника Камчатки // Проблемы современной сейсмогеологии и геодинамики Центральной и Восточной Азии. Материалы всероссийского совещания с международным участием 18-24 сентября 2007 г..Иркутск: ИЗК СО РАН, 2007. С. 29-32.

42. Кожурин А.И., Пономарева В В., Мелекесцев И.В., Acocella V., Lagmay F.M., Rust D., Tibaldi A., Tunes i A., Corazzato C., RovidaA., Tengonciang A., Uy H. Внесу бдукционная сейсмичность Камчатки: первые палеосейсмологические данные для Восточно-Камчатской зоны разломов // Взаимосвязь между тектоникой, сейсмичностью, магмообразованием и извержениями вулканов в вулканических дугах . Материалы IV международного совещания по процессам в зонах субдукции Японской, Курило-Камчатской и Алеутской островных дуг. Петропавловск-Камчатский, 21-27 августа 2004 г. Петропавлоск-Камчатский: ООО «Типография СЭТО-СТ плюс», 2004. С. 101-104.

43. Кожурин А.И., Пономарева В В., Пинегина Т.К. Активная разломная тектоника юга Центральной Камчатки // Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле. 2008. Вып. 12. № 2. С. 10-27.

44. Кожурин А.И., Пономарева В.В., Пинегина Т.К. Деформация островной дуги, расположенной над краем погружающейся плиты: пример Камчатки // Матер. XLIII Тектонического совещания: «Тектоника и геодинамика складчатых поясов и платформ фанерозоя. 2010. Т.1. С. 319-323.

45. Кожурин А.И., Стрельцов М.И. Сейсмотектонические проявления землетрясения 27 (28) мая на севере Сахалина. // Нефтегорское землетрясение 27 (28).05.1995 г. Информационно-аналитический бюллетень ФССН. Экстренный выпуск, октябрь 1995 г. / Гл. редактор Р.П.Лаверов. М.: 1995. С. 95-100.

46. Копп М.Л. Структуры латерального выжимания в Альпийско-Гималайском коллизионном поясе. М.: Научный Мир, 1997. 314 стр.

47. Кучай В.К. Современная орогенная структура южной части о. Сахалин // Тихоокеанская геология. 1987. № 1. С. 50-57.

48. Ландер A.B., Букчин Б.Г., Дрознин Д.В., Кирюшин A.B. Тектоническая позиция и очаговые параметры Хаилинского (Корякского) землетрясения 8 марта 1991 года: существует ли плита Берингия? // Вычислительная сейсмология. Вып. № 26. «Геодинамика и прогноз землетрясений». М.: Наука, 1994. С. 104-122.

49. Ландер A.B., Пинегина Т.К. Парадоксы очага Олюторского землетрясения 2006 г. - глубинная структура и динамика // Проблемы комплексного геофизического мониторинга Дальнего Востока России. Тр. Второй региональной научно-технической конференции, Петропавловск-Камчатский, 11-17 октября2009 г. Отв. Ред. В.Н. Чебров. Петропавловск- Камчатский: ГС РАН , 2010. С. 131-135.

50.Левин В.Е., Магуськин М.А., Бахтиаров В.Ф. и др. Мультисистемный геодезический мониторинг современных движений земной коры на Камчатке и Командорских островах // Вулканология и сейсмология. 2006. № 3. С. 54-68.

51. Леглер В.А. Деформация погружающейся литосферной плиты и продольные сдвиги Курило-Камчатской островной дуги // Тектоника

62. Макаров В. И. Четвертичная тектоника и геодинамика платформенных территорий: актуальные проблемы изучения // Бюлл. Комиссии по изучению четвертичного периода. 2008. № 6. С. 10-25.

63.Марков М.С., Селиверстов В.А., Хотин М.Ю., Долматов Б.К. О сочленении структур Восточной Камчатки и Алеутской островной дуги // Геотектоника. 1969. № 5. С. 52-61.

64. Меланхолина E.H. Тектоника Северо-Западной Пацифики. Соотношения структур океана и континентальной окраины // Труды ГИН РАН, вып. 434. М.: Наука, 1988.216 с.

65. Мелекесцев И.В., Эрлих Э.Н. Денудационно-тектонические горы // Камчатка, Курильские и Командорские острова. История развития рельефа Сибири и Дальнего Востока. М.: Наука, 1974. С. 100-142.

66. Никонов A.A. Активные разломы: определение и методы выделения // Геоэкология. 1995. № 4. С. 16-27

67. Палеоген и неоген Северо-Востока Азии /О.В. Гриненко, Л.П. Жарикова, А.Ф. Фрадкина и др./. Якутск: Якутский научный центр СО РАН СССР. 1989. 184 с.

68. Певзнер М.М. Пространственно-временные закономерности активизации вулканизма Срединного хребта Камчатки в голоцене (по данным радиоуглеродного датирования). Автореферат дис. ...докт. геол.-мин. наук. М.: ГИН РАН, 2011. 48 с.

69. Певзнер М.М., Пономарева В.В., Мелекесцев И.В. Черный Яр - реперный разрез голоценовых маркирующих пеплов северо-восточного побережья Камчатки // Вулканология и сейсмология. 1997. №4. С.3-18.

70. Перфильев A.C., Коптева В.В., Куренков С.А. Особенности развития зон спрединга в современных и палеоокеанических структурах // Геотектоника. 1985, № 5. С. 19-38.

1\.Пинегина Т.К. Сейсмические деформации в эпицентральной зоне Олюторского землетрясения // Олюторское землетрясение (20 (21) апреля

2006 г., Корякское нагорье. Первые результаты исследований. Отв. ред. В.Н. Чебров. Петропавловск-Камчатский: ГС РАН, 2007. С. 126-169.

72. Пинегина Т.К., Кравчуновская Е.А., Ландер А.В., Кожурин А.И., Буржуа Дж., Мартин Е.М. Голоценовые вертикальные движения побережья полуострова Камчатский (Камчатка) по данным изучения морских террас // Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле. 2010. Вып. № 15. № 1. с. 100-115.

73. Пинегина Т.К., Кожурин А.И. Новые данные о сейсморазрыве Олюторского землетрясения (Mw 7.6, 21.04.2006 г., Корякия, Россия) // Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле. 2010. Выпуск № 16. № 2. С. 231-241.

74. Пинегина Т.К., Кожурин А.И., Пономарева В.В. Оценка сейсмической и цунамиопасности для поселка Усть-Камчатск (Камчатка) по данным палеосейсмологических исследований // Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле. 2012а. Вып. 19. № 2. С. 138-159.

75. Пинегина Т.К., Кожурин А.И., Пономарева В.В. Результаты палеосейсмологических исследований Усть-Камчатского активного разлома // Современная геодинамика Центральной Азии и опасные природные процессы: результаты исследований на количественной основе. Материалы Всероссийского совещания и молодежной школы по современной геодинамике. Иркутск. 23-29 сентября 2012 г.Иркутск: ИЗК СО РАН, 20126. Т. 1. С. 171-174.

76. Пинегина Т.К., Константинова Т.Г. Макросейсмическое обследование последствий Олюторского землетрясения 21 апреля 2006 года // Вестник КРАУНЦ. Серия Науки о Земле. 2006. Вып. №7. №1. С. 169-173.

77. Пущаровский Ю. М. Введение в тектонику Тихоокеанского сегмента Земли. М.: Наука, 1972. 222 с.

78. Разницын Ю.Н. Офиолитовые аллохтоны и сопредельные глубоководные впадины на западе Тихого окена. М.: Наука, 1982. 106 с. (Тр. ГИН РАН, вып. 3710).

79. Рогожин Е.А. Тектоника очаговой зоны Нефтегорского землетрясения 27 (28) мая 1995 г. на Сахалине // Геотектоника. 1996. № 2. С. 45-53.

80. Рогожин Е.А., Овсюченко А.Н., Мараханов А. В. и др. Олюторское землетрясение в Корякин 20 (21) апреля 2006 г.: результаты геологического и макросейсмического изучения эпицентральной области // Олюторское землетрясение (20 (21) апреля 2006 г., Корякское нагорье. Первые результаты исследований. Отв. ред. В.Н. Чебров. Петропавловск-Камчатский: ГС РАН, 2007. С. 170-206.

81. Рогожин Е.А., Овсюченко А.Н., Мараханов A.B., Новиков С. С. Результаты геологического изучения эпицентральной области олюторского землетрясения 20 (21) апреля 2006 г. // Вулканология и сейсмология. 2010. №2. С. 7-16.

82. Рогожин Е.А., Овсюченко А.Н., Мараханов A.B., Новиков С.С. Тектоническая позиция и геологические проявления Олюторского землетрясения 2006 г. в Корякин // Геотектоника. 2009. № 6. С. 3-23.

83.Рогожин Е.А., Родина С.Н. Палеосейсмологические исследования и долговременный сейсмический режим севера острова Сахалин // Вопросы инженерной сейсмологии . 2011. Т. 38. № 3. С. 45 - 58.

84. Рождественский B.C. Геологическое строение и тектоническое развитие полуострова Шмидта // Тихоокеанская геология. 1988. № 3. С. 62-71.

85. Рождественский B.C. О влиянии сдвигов на формирование структуры острова Сахалина // Изв. ВУЗов. Геология и разведка. 1984. № 9. С. 16-22.

86. Рождественский В. С. Роль сдвигов в структуре Сахалина // Геотектоника. 1982. № 4. С. 99-111.

87. Рождественский В. С. Сдвиги северо-восточного Сахалина // Геотектоника. 1975. № 2. С. 85-97.

88. Рудич Е.М. Основные закономерности тектонического развития Приморья, Сахалина и Японии как зоны перехода от континента к океану. М.: Изд-во АН СССР, 1963 (Тр. ГИН АН СССР, Вып. 89),

89. Сахалинская область. Ресурсы и экономика (Атлас). Южно- Сахалинск: Сахалинское обл. кн. изд-во, 1994.

90. Святловский А.Е. Очерк истории четвертичного вулканизма и тектоники Камчатки. М.: Наука. 1967. 219 с.

91. Селиверстов Н.И. Геодинамика зоны сочленения Курило-Камчатской и Алеутской островных дуг. Петропавловск-Камчатский: Изд-во КамКГУ им. Витуса Беринга, 2009. 191 с.

92. Селиверстов Н.И. Строение зоны сочленения Курило-Камчатской и Алеутской островных дуг по данным непрерывного сейсмического профилирования //Вулканология и сейсмология. 1983, № 2, с. 53-67.

93. Селиверстов Н.И, Сугробов В.М., Яновский Ф.А. О геологическом строении и развитии Командорской котловины (по результатам геофизических исследований) // Вулканология и сейсмология. 1995. № 1. С. 38-53.

94. Сено Т. Нефтегорское землетрясение как межплитовое событие: Тектоническая интерпретация // Нефтегорское землетрясение 27 (28).05.1995 г. Информационно-аналитический бюллетень ФССН. Экстренный выпуск, октябрь 1995 г. Гл. редактор Р.П.Лаверов. М.: 1995.. С. 135-138.

95. Сергеев К.Ф. О тектонической природе поднятия Западно-Сахалинских гор // Тихоокеанская геология. 1982. № 1. С. 75-83.

96. Смирнов В.Н. Ланково-Омолонская неотектоническая зона разломов // Геофизические модели геологических процессов на Северо-Востоке России. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН,1996. С. 135-147.

97. Смирнов В.Н. Неотектоника и сейсмология эпицентральных зон сильных землетрясений Охотско-Колымского региона // Физические основы прогнозирования и разрушения горных пород. Тез. докл. школы-семинара. Иркутск: ИЗК СО РАН, 1988.

98. Смирнов В.Н. Северо-Восток Евразии // Новейшая тектоники, геодинамика и сейсмичность Северной Евразии. Под ред. А.Ф. Грачева. М.: Изд-во «ПРОБЕЛ», 2000. С. 120-133.

99. Смирнов В.Н., Важенин Б.П. Сейсмогенные формы рельефе в хребте Туманском (Северное Приохотье) // Количественная сейсмология и сейсмостойкое строительство на Дальнем Востоке. V научная сессия Дальневосточной секции МСССС. Южно-Сахалинск, 1985. С. 56-57.

100. Смирнов В.Н., Кондратьев М.Н. Кайнозойский рифтогенез на Чукотском полуострове // Геология Полярных областей Земли. Материалы XLII Тектонического совещания. М.: ГЕОС, 2009. Том И. С. 195-198.

101. Соколов С.Д., Диденко А.Н., Григорьев В.Н., Алексютин М.В., Бондаренко Г.Е., Крылов К. А. Палеотектонические реконструкции Северо-Востока России: проблемы и неопределенности // Геотектоника. 1997. №6. С. 72-90.

102. Стрельцов М.И. О горизонтальной составляющей движений земной коры южной части Курильской островной дуги // ДАН СССР. 1971. Т. 196. №2. С. 425-428.

103. Стрельцов М.И. О кривизне островных дуг и глубине желобов северозападной части Тихого океана // Тихоокеанская геология. 1988. № 3. С. 117-120.

104. Стрельцов М.И. Сдвиговая тектоника и механические модели островных дуг // Тихоокеанская геология. 1991. № 4. С. 32-43.

105. Стрельцов М.И., Кожурин А.И. Активные разломы и катастрофические землетрясения Сахалина (Апреловский активный разлом, результаты тренчинга). Южно-Сахалинск: ИМГиГ ДВО РАН, 2002. 7 с.

106. Тектоника Северной Евразии (Объяснительная записка к Тектонической карте Северной Евразии масштаба 1: 5 000 000) (A.B. Пейве, Л.П. Зоненшайн, A.JI. Книппер, М.С. Марков, A.A. Моссаковский, A.C. Перфильев, Ю.М. Пущаровский, B.C. Федоровский, H.A. Штрейс, A.JI. Яншин). М.: Наука, 1980.

107. Тектоническая карта Охотоморского региона. М-б 1:2500000. Отв. ред. H.A. Богданов и В.Е. Хаин. М.: Федеральная служба геодезии и картографии России, 2000.

108. Титков H.H., Ландер A.B., Левин В.Е. Современные движения Камчатского региона по GNNS данным // Проблемы комплексного геофизического мониторинга Дальнего Востока России. Тезисы докладов Второй региональной научно-технической конференции. Петропавловск-Камчатский: ИВиС ДВО РАН, 2009.

109. Тихонов В.И. Надвиги на Восточной Камчатке // Геотектоника. 1968. № 3. С. 88-101.

110. Тихонов В.И. О некоторых особенностях развития островных вулканических дуг // М.: Наука, 1965. С. 78-84 (Тр. Геол. ин-та АН СССР, Вып. 139.).

111. Токарев П.И. О фокальном слое, сейсмичности и вулканизме Курило-Камчатской зоны. // Изв. АН СССР. Физика Земли. 1970. № 3. С. 15-30.

112. Трифонов В.Г. Неотектоника Евразии. М.: Научный мир, 1999. 252 с.

113 .Трифонов В.Г. Особенности развития активных разломов //

Геотектоника. 1985. № 2. С. 16-26.

114. Трифонов В.Г. Позднечетвертичный тектогенез. М.: Наука, 1983. 224 с.

115.Трифонов В.Г., Кожурин А.И. Молодые сдвиги обрамления Тихого океана//Геотектоника. 1982. №2. С. 3-18.

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

117. Трифонов В.Г., Лукина Н.В., Кожурин А.И. Изучение и картирование активных разломов // Сейсмичность и сейсмическое районирование Северной Евразии. Т. 1. М.: Изд-ва Миннауки. 1993

118. Уломов В.И. Актуализация нормативного сейсмического районирования в составе единой информационной системы «Сейсмобезопасность России» // Вопросы инженерной сейсмологии. 2012. Т. 39. № 1. С. 5-38.

119. Уломов В.И., Шумилина JT.C. Комплект карт общего сейсмического районирования территории Российской федерации - ОСР-97. М-б 1:8 ООО ООО. Объяснительная записка и список городов и населенных пунктов, расположенных в сейсмоопасных районах. М.: ОИФЗ РАН, 1999. 57 с.

120. Умбгров Дж. Островные дуги // Островные дуги. М.: Изд-во ИЛ, 1952. С. 5-96.

121. Федотов С.А., Гусев A.A., Чернышева Г.В., Шумилина JI.C. Зона Вадати-Заварицкого-Беньофа на Камчатке // Строение сейсмофокальных зон. М.: Наука, 1987. С. 5-10.

122. Флоренский П.В., Трифонов В.Г. Новейшая тектоника и вулканизм Восточной вулканической зоны Камчатки // Геотектоника. 1985. № 4. С. 78-87.

123. Флоренсов H.A. К вопросу о прогнозе землетрясений // Гоби-Алтайское землетрясение. М.: Наука, 1963. С. 381-383.

124. Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики. М.: МГУ, 1995. 476 с.

125. Чехович В.Д. Тектоника и геодинамика складчатого обрамления малых океанических бассейнов. М.: Наука, 1993. 272 с.

126. Шанцер А.Е., Эрлих Э.Н., Мелекесцев И.В. Денудационно-тектонические горы // Камчатка, Курильские и Командорские острова. История развития рельефа Сибири и Дальнего Востока. М.: Наука, 1974. С. 142-161.

127. Шанцер А.Е. Некоторые особенности эволюции тектономагматических структур Камчатки в зависимости от ее блокового строения и движения блоков в позднем кайнозое // Бюл. вулканол. станции АН СССР. 1979. № 57. С. 54-65.

128. Шапиро М.Н. Надвиг Гречишкина на побережье Камчатского залива // Геотектоника. 1980. № 3. С. 102-110.

129. Шапиро М.Н., Соловьев А.В., Хоуриган Дж. К. II Геотектоника. 2008. № 6. С. 70-92.

130. Эрлих Э.Н. Современная структура и четвертичный вулканизм западной части Тихоокеанского кольца (отв. ред. К.Н. Рудич). Новосибирск: Наука, 1973. 244 с.

131. Эрлих Э.Н., Мелекесцев И.В., Шанцер А.Е. Новейшая тектоника // Камчатка, Курильские и Командорские острова. История развития рельефа Сибири и Дальнего Востока. М.: Наука, 1974. С. 345-368.

132. Юнга С.Л., Рогожин Е.А. Современная нелинейная геодинамика Курило-Камчатской островной дуги и ее отражение в особенностях сейсмичности и других геолого-геофизических проявлениях // Вопросы нелинейной геодинамики (Материалы III семинара по нелинейной геологии и геодинамике, октябрь 1998 г.). М.: ГЕОС, 1998. С. 85-93.Allen C.R. Geological criteria for evaluating seismicity // Bull. Geol. Soc. Amer. 1975. Vol. 86, N 8. P. 1041-1057.

\ЪЪ.Аре1, E. V., Btirgmann, R., Steblov, G., Vasilenko, N., King, R., Prytkov-, A. Independent active microplate tectonics of northeast Asia from GPS velocities and block modeling // Geophys. Res. Lett. 2006. Vol. 33, LI 1303. doi:10.1029/2006GL026077

134. Arai, R., Iwasaki, Т., Sato, H., Abe, S., Hirata, N. Collision and subduction structure of the Izu-Bonin arc, central Japan, revealed by refraction/wide-angle reflection analysis // Tectonophysics. 2009. Vol. 475. P. 438^153.

135. Atwater, T. Implications of Plate Tectonics for the Cenozoic Evolution of Western North America // Geol. Soc. Amer. Bull. 1970. Vol. 81. No. 12. P. 3513-3536

136. Ave Lallemant, H. G., Oldow, J. S. Active displacement partitioning and arc-parallel extension of the Aleutian volcanic arc based on Global Positioning System geodesy and kinematic analysis. // Geology. 2000. № 28 (8). P. 739742.

137.Bally, A.W., Scotese, C.R., and Ross, M.L. North America; Plate-tectonic setting and tectonic elements // The Geology of North America - An overview (Bally, A.W., and Palmer, A.R., eds. ). Boulder, Colorado: Geological Society of America, The Geology of North America. 1989. V. A.

138. Baranov, B., Wong, H.K., Dozorova, K., Karp, B., Liidmann, T., Karnaukh, V. Opening geometry of the Kurile Basin (Okhotsk Sea) as inferred from structural data // Island Arc. 2002. Vol. 11. Issue 3. P. 206-219.

139. Baranov, B.V., Seliverstov, N.I., Muravev, A.V., Muzurov, E.L. The Komandorsky Basin as a product of spreading behind a transform plate boundary // Tectonophysics. 1991. Vol.199. P. 237-269.

140. Barckhausen, U., Roeser, H.A. Sea floor spreading anomalies in the South China Sea revisited // Continent-Ocean Interaction with Asian Marginal Seas (Clift, P., Wang, P., Kuhnt, W. & Hayes, D., eds). American Geophysical Union. 2004. Vol. 140. P. 121-125.

141. Bayly, B. Geometry of subducted plates and island arcs viewed as a buckling problem // Geology. 1982. № 10. P. 629-632.

142. Becker, J. J., Sandwell, D. T., Smith, W. H. F., Braud, J. , Binder, B., Depner, J., Fabre, D., Factor, J., Ingalls, S., Kim, S-H., Ladner, R., Marks, K., Nelson, S., Pharaoh, A., Sharman, G., Trimmer, R., von Rosenburg, J., Wallace, G., Weather all, P. Global Bathymetry and Elevation Data at 30 Arc Seconds Resolution: SRTM30_PLUS // Marine Geodesy. 2009. Vol. 32. № 4. P. 355371.

143. Benioff, H. Circum-Pacific tectonics. Ottawa: Publications of the Dominion observatory, 1957. Vol. XX. № 2. P. 395-402.

144. Besstrashnov, V.M., Goto, H., Kimura, G., Kozhurin, A.I., Okumura, K., Streltsov, M.I., Strom, A.L., Suzuki, Y., Tsutsumi, H., Ueki, T., Watanabe M. Evidences of strong past earthquakes along the major Sakhalin faults: implications for seismic hazard // Proceedings of the Intern. Workshop GPA'99, J. of Geology. 1999. Series B. № 13-14. P. 287-291

145. Braitseva O. A., Melekestsev I. V., Ponomareva V. V., Sulerzhitsky L. D. The ages of calderas, large explosive craters and active volcanoes in the Kuril -Kamchatka region, Russia // Bulletin of volcanology. 1995. V. 57. № 6. P. 383-402.

146. Braitseva O.A., Ponomareva V.V., Sulerzhitsky L.D., Melekestsev I.V., Bailey J. Holocene key-marker tephra layers in Kamchatka, Russia // Quaternary Res. 19976. Vol. 47. P. 125-139.

147. Braitseva, O.A., Sulerzhitsky, L.D., Ponomareva, V.V., Melekestsev, I.V. Geochronology of the greatest Holocene explosive eruptions in Kamchatka and their imprint on the Greenland glacier shield // Transactions (Doklady) of the Russian Academy of Sciences. Earth Sci. Sect. 1997a. Vol. 352. № 1. P. 138— 140.

148. Briais, A., Patriat, P., Tapponnier, P. Updated interpretation of magnetic anomalies and seafloor spreading stages in the south China Sea: Implications fo the tertiary tectonics of southeast Asia // J. Geophys. Res. 1993. Vol. 98. P. 6299-6328

149. Brooks, D.A., Carlson, R.L., Harry, D.L., Melia, P.J., Moore, R.P., Rayhorn, J.E., and S.G. Tubb. Characteristics of back-arc regions // Tectonophysics. 1984. Vol. 102. P. 1-16.

150. Carey, S.W. The expanding earth // Developments in Geotectonics. Vol. 10. New York: Elsevier, 1976. 488 p.

151. Chapman, M. E., Solomon, S. C. North American - Eurasian plate boundary in northeast Asia. // J. Geophys. Res. 1976. Vol. 81. P. 921-930.

152. Chen, W-P., Nabelek, J. Seismogenic strike-slip faulting and the development of the North China Basin // Tectonics. 1988. Vol. 7. № 5. P. 975989.

153. Churikova, T., Dorendorf, F., Worner, G. Sources and Fluids in the Mantle Wedge below Kamchatka, Evidence from Across-arc Geochemical Variation // Journal of Petrology. 2001. Vol. 42. № 8. P. 1567-1593.

154. Coney, P.J. Circum-Pacific tectogenesis in the North American Cordillera // Circum-Pacific orogenic belts and evolution of the Pacific ocean basin. // Geodynamics Series (Monger, J.W.H., and Francheteau, J., eds.). 1987. Vol. 18. AGU, Washington, D.C., Geological Society of America, Boulder, Colorado.

155. Coney, P.J., Jones, D.L., Monger, J.W.H. Cordilleran suspect terrains // Nature. 1980.Vol. 288. P. 329-333.

156. Cook, D. B., Fujita, K., McMullen, C. A. Present-day plate interactions in northeast Asia: North American, Eurasian, and Okhotsk plates // Polar Geophysics (G. L. Johnson, K. Kaminuma, eds). Journal of Geodynamics. 1986. Vol. 6. P. 33-51.

157. Cormier, V.F. Tectonics near the junction of the Aleutian and Kuril-Kamchatka arcs and a mechanism for Middle Tertiary magmatism in the Kamchatka Basin // Geol. Soc. Amer. Bui. 1975. Vol. 86. P. 443-453.

158. Davy, P., Cobbold, P.R. Indentation tectonics in nature and experiments. 1. Experiments scales for gravity // Bull. Geol. Inst. Univ. Uppsala. 1988.Vol. 14. P. 143-162.

159. DeMets, C. A test of present-day plate geometries for northeast Asia and Japan // J. Geophys. Res. 1992. Vol. 97. P. 17627- 17635.

160. DeMets, C. Oblique convergence and deformation along the Kuril and Japan trenches // J. Geophys. Res. 1992. Vol. 97. P. 17615-17625.

161 .DeMets, C., Gordon, R.G., Argus, D.F., Stein, S. Current plate motions //

Geophys. J. Int. 1990. Vol. 101. P. 425^178. 162. DeMets, C., Gordon, R.G., Argus, D.F., Stein, S. Effect of recent revisions to the geomagnetic reversal time scale on estimates of current plate motions // Geophys. Res. Lett. 1994. Vol. 21. P. 2191-2194. 163 .Dickinson, W.R. Plate tectonic evolution of North Pacific Rim // J. Phys. Earth. 1978. №26. P. SI-SI9.

164. Dumitru, T.A., Miller E.L., O'Sullivan, P.B., Amata, J.M., Hannula, K.A., Calvert, A.T., Gans, P.B. Cretaceous to recent extension in the Bering Strait region, Alaska // Tectonics. 1995. Vol. 14. № 3. P. 549-563.

165. Engebretson, D.C., Cox, A., Gordon, R.G. Relative motions between oceanic and continental plates in the Pacific basin // Geol. Soc. Amer. Spec. Paper. 1985. Vol. 206. 59 p.

166. England, P., Jackson, J. Active deformation of the continents // Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 1989. Vol. 17. P. 197-226.

167. England, P., Wells, R.E. Neogene rotations and quasicontinuous deformation of the Pacific Northwest continental margin // Geology. 1991. Vol. 19. P. 978981.

168. Estabrook, C.H., Stone, D.B., Davies, J.N. Seismotectonics of northern Alaska//J. Geophys. Res. 1988. Vol. 93. P. 12026-12040.

169. Fitch, T.J. Plate convergence, transcurrent faults and internal deformation adjacent to southeast Asia and the western Pacific // J. Geophys. Res. 1972. Vol. 77. P. 4432-4460.

170. Fournier, M., Jolivet, L., Huchon, Ph., Sergeyev, K.F., Oscorbin, L.S. Neogene strike-slip faulting in Sakhalin and the Japan Sea opening // J. Geophys. Res. 1994. Vol. 99. B2. 2701-2725

171. Frank, F.C. Curvature of island arcs //Nature. 1968. Vol. 220. P. 323.

172. Freitag, R., Gaedicke, C., Baranov, B., Tsukanov, N. Collisional processes at the junction of the Aleutian-Kamchatka arcs: new evidence from fission track analysis and field observations // Terra Nova. 2001. № 13. P. 433-442.

173. Fujita, K., B. M. Koz'min, K. G. Mac key, S. A. Riegel, M. S. McLean, Imaev, V. S. Seismotectonics of the Chersky Seismic Belt, eastern Sakha Republic (Yakutia) and Magadan District, Russia // Stephan Mueller Spec. Publ. Ser. 2009. Vol. 4. P. 117-145.

174. Gabrielse, H. Major dextral transcurrent displacements along, the Northern Rocky Mountain Trench and related lineaments in north-central British Columbia // Geol. Soc. Amer. Bull. 1985. Vol. 96. P. 1-14.

175. Gaedicke C., Baranov B., Seliverstov N. et al. Structure of an active arc-continent collision area: the Aleutian-Kamchatka junction // Tectonophysics. 2000. Vol. 325. P. 63-85.

176. GEBCO One Minute Grid, 2003-2008. https://www.bodc.ac.uk

177. Geist E.L., Scholl D. W. Large-scale deformation related to the collision of the Aleutian Arc with Kamchatka // Tectonics. 1994. Vol. 13. P. 538-560.

178. Geist, E. L., Childs, J. R., and D. W. Scholl, 1988. The origin of summit basins of the Aleutian Ridge: implications for block rotation of an arc summit // Tectonics. Vol. 7(2). P. 327-341.

179. Gephart, John W. Topography and subduction geometry in the central Andes: Clues to the mechanics of a noncollisional orogen // J. Geophys. Res. 1994. Vol. 99, B6. P. 12279-12288.

180. Global chronostratigraphical correlation table for the last 2.7 million years, v. 2011. http://www.quaternary.stratigraphy.org.uk. 2011

181. Goldfinger, C., Kulm, La Verne D., Yeats, R.S., McNeill, L., Hummon, C. Oblique strike-slip faulting of the central Cascadia submarine forearc // J. Geophys. Res. 1997. Vol. 102. P. 8217-8243.

182. Gorbatov, A., Kostoglodov, V., Suarez, G. Seismicity and structure of the Kamchatka subduction zone // J. Geophys. Res. 1997. Vol. 102 P. 1788317898.

183. Gordon, R.G. The plate tectonic approximation: plate nonrigidity, diffuse plate boundaries, and global plate reconstructions // Annu.. Rev. Earth Planet. Sci. 1998. №26. P. 615-642.

184. Grasemann, B., Martel, S., Passchier, C. Reverse and normal drag along a fault //Journal of Structural Geology. 2005. Vol. 27. P. 999-1010.

185. Haeussler, P. J., Schwartz, D.P., Dawson, T.E. and 8 others. Surface rupture and slip distribution of the Denali and Totschunda Faults in the 3 November 2002 M 7.9 Earthquake, Alaska // Bulletin of the Seismological Society of America. 2004. Vol. 94. № 6B. P. S23-S52.

186. Harvard CMT Catalog: http://www.seismology.harvard.edu

187. Hindle, D., Fujita, K, Mac key, K. Current deformation rates and extrusion of the northwestern Okhotsk plate, northeast Russia // Geophys. Res. Lett. 2006. Vol. 33. L02306. doi: 10.1029/2005GL024814.

188. Hindle, D., Fujita, K.,Mackey, K. Deformation of the Northwestern Okhotsk Plate: How is it happening? // Stephan Mueller Spec. Publ. Ser., 2009. № 4io P. 147-156

189. Ioffe A.I. Kozhurin A.I. Database of active faults of Eurasia // J. Earthquake Prediction Research. 1996. Vol. 5. P. 431-435

190. Ito, T. Active faulting, lower crustal delamination and ongoing Hidaka arc-arc collision, Hokkaido, Japan // Seismotectonics in convergent plate boundary. (Eds. Y. Fujinawa and A. Yoshida). Tokyo: Terra Scientific Publishing Company (TERRAPUB), 2002. P. 219-224.

191. Ivashchenko, A.I., Kim Choon Oun, Streltsov, M.I., Kozhurin A.I., Fokina, T.A., Yust, A. A. Surface Faulting And Aftershocks Associated With The Mw6.8 Uglegorsk Earthquake Of August 4, 2000 In The Central Sakhalin Island, Russia // IUGG. Abstract. Sapporo, Japan. 2003

192. Jarrard, R.D. Relations among subduction parameters // Rev. Geophys. 1986a. Vol. 24. P. 217-284.

193. Jarrard, R.D. Terrane motion by strike-slip faulting of forearc slivers // Geology. 1986b. Vol. 14. P. 780-783.

194. Jarvis. A., H.I. Reuter, A. Nelson, E. Guevara. Hole-filled seamless SRTM data V3, International Centre for Tropical Agriculture (CIAT). 2006. http://srtm.csi.cgiar.org

195. Jiang, G., Zhao, D., Zhang, G. Seismic tomography of the Pacific slab edge under Kamchatka // Tectonophysics. 2009. Vol. 465. P. 190-203.

196. Jolivet, L,. Tamaki, K., and M. Fournier. Japan Sea, opening history and mechanism: A synthesis // J. Geophys. Res. 1994. Vol. 99(B11). P. 2223722259.

197. Jolivet, L., Davy, P., and P. Cobbold. Right-lateral shear along the northwest Pacific margin and the India-Eurasia collision 11 Tectonics. 1990. Vol. 9(6). P. 1409-1419.

198. Jurdy D.M. Relative plate motions and the formation of marginal basins // J. Geophys. Res. 1979. Vol. 84. P. 6796-6802.

199. Karig, D. E. Origin and development of marginal basins in the western Pacific // J. Geophys. Res. 1971. Vol. 76. P. 2542-2561.

200. Kariya Y., Bulgakov R, Shimokawa K. Trenching study on Taranay fault in South Sakhalin, Far Eastern Russia // J. Geogr. 2000. Vol. 109. № 2. P. 302310.

201. Katsumata K., Kasahara, M., Ichiyanagi, M., Kikuchi. M., Sen, Rak-Se, Kim, Chun-Un, Ivaschenko, A., Tatevossian, R. The 27 May 1995 Ms 7.6 Northern Sakhalin earthquake: An earthquake on an uncertain plate boundary // Bull. Seism. Soc. Am. 2004. Vol. 94. No 1. P. 117-130.

202. Kimura, G. Collision orogeny at arc-arc junctions in the Japanese Islands // The Island Arc. 1996. No 5. P. 262-275

203. Kimura, G. Oblique subduction and collision: Forearc tectonics of the Kuril arc // Geology. 1986. Vol. 14. P. 404-407.

204. Kogan, M. G., R. Biirgmann, Vasilenko, N. F., et al. The 2000 Mw 6.8 Uglegorsk earthquake and regional plate boundary deformation of Sakhalin from geodetic data // Geophys. Res. Lett. 2003. Vol. 30(3). P. 1102.

205. Konstantinovskaya E.A. Arc-continent collision and subduction reversal in the Cenozoic evolution of the Northwest Pacific; an example from Kamchatka (NE Russia) // Tectonophysics. 2001. Vol. 333. P. 75-94.

206. Kozhurin A. Kamchatka island arc: two modes of extension in the overriding plate // Geophysical Research Abstracts. 2007b. V. 9, 06060, SRef-ID: 16077962/ ra/EGU2007-A-06060© European Geosciences Union. 20076.

207. Kozhurin A., Pinegina T. Active fault study in the Kamchatsky Peninsula, Kamchatka-Aleutian junction (in search for collision) // Abstracts for KALMAR (Kurile-Kamchatka and Aleutian Marginal Sea - Island arc

systems) conference, May 12-20, 2011 Trier, Germany. Kiel: Hansadruck, 2011a. P. 70-72.

208. Kozhurin A., Pinegina T. From arc-normal extension above the subduction zone to arc-normal contraction just beyond its lateral edge: the case of the Kamchatka-Aleutian junction // Geophysical Research Abstracts .Vol. 14. EGU General Assembly 2012.

209. Kozhurin A.I. A dangling slab and arc-normal extension: the case of Kamchatka, Russia // American Geophysical Union, Fall Meeting, San Francisco. 2009.

210.Kozhurin A.I. Active faulting at the Eurasian, North American and Pacific plates junction // Tectonophvsics. 2004. Vol. 380. P. 273-285

211 .Kozhurin A.I. Active Faulting in the Kamchatsky Peninsula, Kamchatka-Aleutian Junction // American Geophysical Union, Geophysical Monograph Series "Volcanism and Subduction: The Kamchatka Region". Eds: Eichelberger J., Gordeev E., Kasahara M. et al. 2007a. V. 172. P. 107-116.

212. Kozhurin A.I. Active faults and plate boundaries in Eastern Asia // Proc. of the 30th IGC, Beijing. 1996a. Vol.1. P. 162.

213.Kozhurin A.I. Geometry and kinematics of the Late Cenozoic Pacific— Eurasia +North America boundary // Proc. of the 31st IGC, Rio de Janeiro, 2000.

214. Kozhurin A.I. The Cher sky-Mom sky mobile belt and plate interactions in the far Northeast Asia//Proc. ofthe 30th IGC, Beijing. 19966. Vol.1. P. 181-184.

215.Kozhurin A.I, Acocella V., Kyle P.R. et al. Trenching active faults in Kamchatka, Russia: paleoseismological and tectonic implications // Tectonophysics. 2006. Vol. 417'. P. 285-304.

216. Kozhurin, A., Pinegina, T.K Active faulting in the Kamchatsky Peninsula as evidence for the Kamchatka-Aleutian collision // Proc. of the 7th Biennual workshop on Japan-Kamchatka-Alaska subduction processes: mitigating risk through international volcano, earthquake, and tsunami science. Abstracts.

JKASP-2011. Petropavlovsk-Kamchatsky, Russia. August 25-30. 20116. P. 125-128

217. Kumamoto, T. Long-term conditional seismic hazard of Quaternary active faults in Japan // J. Seismol. Soc. Japan. 1998. Vol. 50. P. 53-71 (in Japanese, English abstract).

218. Lajoie, K.R. Coastal tectonics // Active tectonics: Impact on society. Studies in Geophysics. National Academy Press, 1986. P. 95-124.

219. Lallemand, S., Jolivet, L. Japan Sea: a pull-apart basin? // Earth and Planetary Science Letters. 1985/86. Vol. 76. P. 375-389.

220. Lander, A. V., Shapiro, M.N. The Origin of the modern Kamchatka subduction zone // American Geophysical Union, Geophysical Monograph Series "Volcanism and Subduction: The Kamchatka Region". Eds: Eichelberger J., Gordeev E., Kasahara M. et al. 2007. V. 172. P. 57-64.

221. Levin, V., Park, J., Brandon, M., Lees, J., Peyton, V., Gordeev E., Ozerov A. Crust and upper mantle of Kamchatka from teleseismic receiver functions // Tectonophysics. 2002. Vol. 358. P. 233-256.

222. Levin, V., Shapiro, N., Park, J., Ritzwoller, M. Seismic evidence for catastrophic slab loss beneath Kamchatka // Nature. 2002. Vol. 418. P. 763767.

223. Liu, M., Yang, Y., Shen, Zh., Wang, S., Wang, M., Wan, Y. Active tectonics and intracontinental earthquakes in China: The kinematics and geodynamics // The Geological Society of America Special Paper. 2007. Vol. 425. P. 299-318.

224. Mackey, K. G., Fujita, K., Gunbina, L. V., Kovalev, V. N., Imaev, V. S., Koz'min, B. M., Imaeva L. P. Seismicity of the Bering Strait region: Evidence for a Bering Block // Geology. 1997. Vol. 25 (11). P. 979-982.

225. Mackey, K. G., Fujita, K., Hartse, H. E., Stead, R. J. et al. Seismicity Map of Eastern Russia, 1960-2010 // Seismological Research Letters. 2010. Vol. 81. № 5. P. 761-788

226. Mackey, K. G., Fujita, K., Sedov, B. M., Gounbina, L. V., Kurtkin, S. A seismic swarm near Neshkan, Chukotka, northeastern Russia, and implications

for the boundary of the Bering plate // Stephan Mueller Spec. Publ. Ser. 2009. Vol 4. P. 261-271.

227. Maeda, J. I. Opening of the Kuril Basin deduced from the magmatic history of central Hokkaido, North Japan // Tectonophysics. 1990. Vol. 174. P. 235255.

228. Mazzotti, S., Hyndman, R.D. Yakutat collision and strain transfer across the northern Canadian Cordillera // Geology. 2002. Vol. 30. No 6. P. 495-498.

229. McCaffrey, R. Oblique plate convergence, slip vectors, and forearc deformation II J. Geophys. Res. 1992. Vol. 9. P. 8905-8915.

230. McCaffrey, R. Slip vectors and stretching of the Sumatran fore arc // Geology. 1991. Vol. 19(9). P. 881-884.

231. McClymont, Alastair F., Villamor, Pilar, and Green, Alan G. Fault displacement accumulation and slip rate variability within the Taupo Rift (New Zealand) based on trench and 3-D groundpenetrating radar data // Tectonics. 2009. Vol. 28. TC4005.

232. Minyuk, P. S., Stone, D. B. Paleomagnetic determination of paleolatitude and rotation of Bering Island (Komandorsky Islands) Russia: comparison with rotations in the Aleutian Islands and Kamchatka // Stephan Mueller Spec. Publ. 2009. Ser., 4. P. 329-348.

233. Oldow, J. S., Bally, A. W., Ave Lallemant, H. G., and Leeman, W. P. Phanerozoic evolution of the North American Cordillera; United States and Canada // The Geology of North America - An overview / Bally, A.W., and Palmer, A.R., eds./. 1989. Boulder, Colorado, Geological Society of America, The Geology of North America. Vol. A. P. 139-232.

234. Paleoseismology / Ed. J.P.McCalpin/. Intern. Geophys. Series. Vol. 62. Academic Press, 1996. 588 p.

235. Paleoseismology. Second edition / Ed. J.P.McCalpin/. Intern. Geophys. Series. Vol. 95. Academic Press, 2009. 613 p.

236. Pantosti D., Schwartz D.P., Valensise G. Paleoseismology along the 1980 surface rupture of the Irpinia fault: Implications for earthquake recurrence in the southern Apennines, Italy // J. Geophys. Res. 1993. Vol. 98. P. 6561-6577.

237. Park J., Levin V., Brandon M. et al. A Dangling slab, amplified arc volcanism, mantle flow and seismic anisotropy in the Kamchatka plate corner // Plate boundary zones. Ed. Stein S, Freymuller J. AGU, Geodynamics Series 30. 2002. P. 295-324.

238. Pedoja K., Bourgeois J., Pinegina T., Higman B. Does Kamchatka belong to North America? An extruding Okhotsk block suggested by coastal neotectonics of the Ozernoi Peninsula, Kamchatka, Russia // Geology. 2006. Vol. 34. No 5. P. 353-356.

239. Peltzer, G., and Tapponnier, P. Formation and evolution of strike-slip faults, rifts, and basins during the India-Asia collision: An experimental approach // J. Geophys. Res. 1988. Vol. 93(B12).P. 15085-15117.

240. Pinegina, T.K., Bourgeois, J., Bazanova, L.I., Melekestsev, I. V., Braitseva,

0.A. A millennial-scale record of Holocene tsunamis on the Kronotskiy Bay coast, Kamchatka, Russia // Quaternary Research. 2003. Vol. 59. P. 36-47.

241. Plafker, George, Gilpin, L.M., and Lahr, J.C. Neotectonic map of Alaska // Plafker, George, and Berg, H.C., eds., The geology of Alaska: Boulder, Colorado. Geological Society of America, The Geology of North America. 1994. Vol. G-l, pi. 12, scale 1:2,500,000.

242. Ponomareva, V. V, Pevzner, M.M, Melekestsev, I. V. Large debris avalanches and associated eruptions in the Holocene eruptive history of Shiveluch volcano, Kamchatka, Russia // Bull. Volcanol. 1998. Vol. 59/7. P. 490-505.

243. Portnyagin, M., Hoernle, K., Avdeiko, G., Hauff, F., Werner, R., Bindeman, I., Uspensky, V., Garbe-Schdnberg, D. Transition from arc to oceanic magmatism at the Kamchatka-ALeutian junction // Geology. 2005. Vol. 33.No.

1.P. 25-28.

244. Redfield, T.F., Scholl, D.W., Fitzgerald, P.G., Beck, M.E., Jr. Escape tectonics and the extrusion of Alaska: Past, present, and future // Geology. 2007. Vol. 35. No. 11. P. 1039-1042.

245. Reid H.F. The mechanics of the earthquake // The California earthquake of April 18, 1906. Rep. of the State Earthquake Invest. Comm. Wash.: Carnegie Inst. Publ., 1910. Vol. 2. 192 p.

246. Ren, J., Tamaki, K., Li, S., Junxia, Zh. Late Mesozoic and Cenozoic rifting and its dynamic setting in Eastern China and adjacent areas // Tectonophysics. 2002. Vol. 344. P. 175-205.

247. Ridgway, K.D., Flesch, L.M. Cenozoic tectonic processes along the southern Alaska convergent margin // Geology, 2007. Vol. 35. No. 11. P. 1055-1056.

248. Riegel, S. A., Fujita, K., Koz'min B. M., Imaev, V. S., and D. B. Cook. Extrusion tectonics of the Okhotsk plate, Northeast Asia // Geophys. Res. Lett., 1993. Vol. 20. No. 7. P. 607-610.

249. Roddick, J.A.. Tintina Trench // Journal of Geology. 1967. Vol. 75. P. 23-33.

250. Savostin, L., Zonenshain, L., Baranov, B. Geology and plate tectonics of the Sea of Okhotsk // Geodynamics of the Western Pacific-Indonesian Region, Geodyn. Ser. 1983. Vol. 11 (edited by T.W.C. Hilde and S. Uyeda). AGU, Washington, D.C. P. P. 189-222.

251. Schellart, W. P., Jessell, M. W., Lister, G. S. Asymmetric deformation in the backarc region of the Kuril arc // Tectonics. 2003. Vol. 22, No. 5. P. 1047.

252. Schellart, W.P., Griffiths, R.W. Dependence of subducting plate motion, trench motion and mantle flow patterns on the plate/mantle viscosity ratio. 2006. AES, Melburn. P. 1-3.

253. Schellart 1, W.P., Freeman, J., Stegman, D. R., Moresi, L., May, D. Evolution and diversity of subduction zones controlled by slab width // Nature. 2007. Vol.446. P. 308-311.

254. Scholl, D. W. Viewing the tectonic evolution of the Kamchatka-Aleutian (KAT) connection with an Alaska crustal extrusion perspective // American Geophysical Union, Geophysical Monograph Series "Volcanism and

Subduction: The Kamchatka Region". Eds: Eichelberger J., Gordeev E., Kasahara M. et al. 2007. Vol. 172. P. 1-40.

255. Scholz, Ch.H. Buckling in Island Arcs // EOS. 1970. Vol. 51. P. 429.

256. Scholz, Ch.H. The mechanics of earthquakes and faulting. Cambridge University Press, 2002 (second edition). 471 p.

257. Seno, T., T. Sakurai, and S. Stein. Can the Okhotsk plate be discriminated from the North American plate? 11 J. Geophys. Res. 1996. Vol. 101(B5). P. 11305- 11315.

258. Shimamoto, T., Watanabe, M., Suzuki, Ya., Kozhurin A.I., Strel'tsov, M.I., Rogozhin, E.A. Surface faults and damage associated with the 1995 Neftegorsk earthquake //J. Geol. Soc. Japan, vol.102, No. 10. 1996. P. 894-907.

259. Slemmons, D.B., DePolo, C.M. Evaluation of active faulting and associated hazards // Active tectonics. Studies in Geophysics. Washington, D.C.: National Academy Press, 1986. P. 45-62.

260. Smith, W. H. F., Sandwell, D. T. Global seafloor topography from satellite altimetry and ship depth soundings // Science. 1997. Vol. 277. P. 1957-1962.

261. St. Amand, P. Circum-Pacific orogeny. Ottawa: Publications of the Dominion observatory, 1957. Vol. XX. No 2. P. 403-411.

262. Steblov, G. M, Kogan, M. G., King, R. W., Scholz, C. H. Burgmann, R., Frolov, D. I. Imprint of the North American plate in Siberia revealed by GPS // Geophys. Res. Lett. 2003. Vol. 30. No. 18. 1924.

263. Stegman, D. R., Freeman, J., Schellartl, W.P., Moresi, L., May, D. Influence of trench width on subduction hinge retreat rates in 3-D models of slab rollback // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2006. Vol. 7. No 3. P. 122.

264. Streltsov, M.I. Curvature of convergent boundaries // The Island Arc. 1997. Vol. 6. P. 234-243.

265. Sugimura, A., Matsuda, T. Atera fault and its displacement vectors // Geol. Soc. Am. Bull. 1965. Vol. 76. P. 509-522.

266. Sugimura, A., Uyeda, S. Island Arcs. Japan and its Environs // Development in Geotectonics 3. Elsevier scientific Publishing Company, 1973. Amsterdam-London-New York. 247 p.

267. Suzuki, Y., Tsutsumi, H., Watanabe, V., Ueki, T., Okumura, K., Goto, H., Kozhurin A.I., Strel'tsov, MI, Bulgakov, R., Terentief, N., Ivashchenko, A.I. Preliminary Report on Active Faults in Sakhalin, Russia // J. of Geography. 2000. Vol.109. No 2.

268. Tamaki, K. Opening tectonics of the Japan Sea //Taylor, B. (Ed.), Backarc Basins: Tectonics and Magmatism. Plenum, New York. 1995. P. 407- 419.

269. Tamaki, K, Honza, E. Global tectonics and formation of marginal basins: Role of the western Pacific // Episodes. 1991. Vol. 14(3). P. 224-230.

270. Tamaki, K., Suyehiro, K, Allan, J., Ingle, J.C. Jr., Pisciotto, K. Tectonic synthesis and implications of Japan Sea ODP drilling, Proc. ODP, Sci. Results, 127/128. 1992. Pt. 21333-21348.

271. Tapponnier, P., and P. Molnar, 1979. Active faulting and tectonics of the Tien Shan, Mongolia, and Baikal regions // J. Geophys. Res. 1979. Vol. 82(B7). P. 3425-3459.

272. Tapponnier, P., Molnar, P. Active faulting and tectonics of China // J. Geophys. Res. 1977. Vol. 82(20), 2905-2930.

273. Taylor, B., Karner, G.D. On the evolution of marginal basins // Reviews of Geophysics and Space Physics. 1983. Vol. 21(8), 1727-1741.

274. Tibaldi, A.,Corazzato, C., Kozhurin, A., Lagmay, A.F.M., Pasquare F.A., Ponomareva, V.V., Rust, D., Tormey, D., Vezzoli, L. Influence of substrate tectonic heritage on the evolution of composite volcanoes: Predicting sites of flank eruption, lateral collapse, and erosion // Global and Planetary Change. 2008. Vol. 61. P. 151-174.

275. Trifonov V.G. Active Faults in Eurasia: General Remarks // Tectonophysics. 2004. Vol.380. P. 3-19.

276. Trifonov V.G. Using active faults for estimating seismic hazard // J. Earthquake Predict. Res. 2000. Vol. 8, N2. P. 170-182.

277. Tsutsumi H., Kozhurin A.I., Strel'tsov M.I., Ueki T., Suzuki Y., Watanabe M. Active faults and paleoseismology in northeastern Sakhalin // J. Geogr. 2000a. Vol. 109. №2. P. 294-301.

278. Tsutsumi, H., Suzuki, Y., Kozhurin, A.I., Strel'tsov, M.I., Ueki, T., Goto, H., Okumura, K., Bulgakov, R.F., Kitagawa, H. Late Quaternary Faulting and Paleoseismicity in Sakhalin, Russia // EOS Trans. AGU, 81 (48), Fall Meet. Suppl. Abstract T62A-04, 20006.

279. Tsutsumi, H., Suzuki, Y., Kozhurin, Andrei I., Strel'tsov, Mihail I., Ueki, T., Goto, H., Okumura, K., Bulgakov, Rustam F., Kitagawa H. Late Quaternary faulting along the western margin of the Poronaysk Lowland in central Sakhalin, Russia // Tectonophysics. 2005. Vol. 407. P. 257-268.

280. Wei, D., Seno, T. Determination of the Amurian plate motion // Mantle Dynamics and Plate Interactions in East Asia /M. Flower, ed./. Geodynamic Series, AGU. 1998.

281. Wells D.L., Coppersmith K.J. New empirical relationships among magnitude, rupture length, rupture width, rupture area, and surface displacement // Bull. Seism. Soc. Am. 1994. V. 84. № 4. P. 974-1002.

282. Wiens, D.A., Smith, G.P. Seismological constraints on structure and flow patterns within the mantle wedge // Geophysical monograph. American Geophysical Union, Washington. 2003. Vol. 138. P. 59-81.

283. Worrall, D.M., Kruglyak, V., Kunst, F., and V. Kuznetsov. Tertiary tectonics of the Sea of Okhotsk, Russia: Far-field effects of the India-Eurasia collision // Tectonics. 1996. Vol. 15. No 4. P. 813-826.

284. Wu, F.T., Zhang Yuming, Fang Zhongjing, Zhang Shiliang. On the activity of the Tancheng-Lujiang fault zone in China // Seismology and Geology. 1981. Vol. 3(4). P. 15-26.

285. Yeats R.S., Sieh K., Allen C.R. The Geology of earthquakes. Oxford University Press. New York-Oxford: 1997. 568 p.

286. Zonenshain, L.P., Savostin, L.A. Geodynamics of the Baikal rift zone and plate tectonics of Asia // Tectonophysics. 1981.Vol. 76. P. 1-45.

Обратите внимание, представленные выше научные тексты размещены для ознакомления и получены посредством распознавания оригинальных текстов диссертаций (OCR). В связи с чем, в них могут содержаться ошибки, связанные с несовершенством алгоритмов распознавания. В PDF файлах диссертаций и авторефератов, которые мы доставляем, подобных ошибок нет.