CC BY
118
М. В. Шитов, Ю. С. Бискэ, И. В. С'умарева
ПОЗДНЕГОЛОЦЕНОВОЕ СЕЙСМИЧЕСКОЕ СОБЫТИЕ В ЮГО-ВОСТОЧНОМ ПРИЛАДОЖЬЕ. II. ПАРАМЕТРЫ
Деформационные текстуры в голоценовых отложениях юго-восточного Приладо-жья (рис. 1) являются, скорее всего, сейсмитами и связаны со сравнительно недавним Свирско-Оятским палеосейсмическим событием [1]. Оценим теперь его параметры.
1. Возраст события. В первом приближении возраст события довольно точно устанавливается по стратиграфическому положению деформационных текстур. Они развиты в нижней обломочной (плейстоцен-раннеголоценовой) пачке и в основании отложений позднеголоценовой ладожской трансгрессии на отметках от 8-9 до 14-16 м абс. высоты (описание разрезов см. в работе [1]). Выше по разрезу залегают недефор-мированные отложения ладожской трансгрессии мощностью от 0,5—1,5 до 3,0-4,0 м. Уровень воды в ходе ладожской трансгрессии превысил отметку 6—7 м абс. высоты около 4,8 тыс. 14С л.н., отметку 10,5 м — около 3,1 тыс. 14С л.н. и достиг максимума (более 11,5—14 м абс. высоты) в интервале от 3,0 до 2,8 тыс. 14С л.н. [11, 12]. Следовательно, деформации на отметках около 14—16 м абс. высоты образовались, скорее всего, не ранее 3,0 тыс. л.н.
Седиментация на региональной 10-метровой террасе, сложенной недеформирован-ными отложениями ладожской трансгрессии, прекратилась около 2,0 тыс. 14С л.н. [11— 14], что является верхним возрастным рубежом события. Деформационные текстуры приурочены к основанию отложений ладожской трансгрессии, а выше залегают ненарушенные озерные осадки. Следовательно, после землетрясения седиментация возобновилась в обычном режиме, в том числе и на высоких отметках. Поэтому сейсмическое событие произошло, скорее всего, ближе к нижнему возрастному рубежу.
Нижний возрастной рубеж Свирско-Оятского события может быть получен и путем 14С-определений абсолютного возраста органических материалов (торфа, древесины, погребенных почв) непосредственно из деформационных текстур — сейсмитов. К настоящему времени мы располагаем 13 такими определениями из нескольких местонахождений (см. рис. 1); они лежат в интервале от 10,5 до 2,7 тыс. 14С л.н.
Столь значительный разброс датировок объясняется происхождением материала из наземных отложений, связанных со снижением уровня воды ладожского палеобассейна. Большинство дат укладываются в обычный для юго-восточного Приладожья атлантико-раннесуббореальный интервал возраста субаэральных образований. Так, возраст растительного детрита из рулонных псевдонодулей в разрезе № 4 (см. [1], рис. 1, местонахождение № 3; рис. 2, разрез № 4) на левом берегу р. Свирь ниже ур. Кирпичный Завод составил 4900±40 л.н. (ЛЕ-7720). По пластине торфа в подошве деформированной пачки в разрезе № 5 на левом берегу р. Свирь ниже устья р. Шоткуса получены 4 датировки: 6830±90 л.н. (ЛУ-5960, торф), 4760±20 л.н. (ЛЕ-7719, торф), 4370±110 л.н. (ЛУ-6039, дерево) и 2740±60 л.н. (ЛЕ-7718, торф). На р. Оять (см. [1], рис. 1, местонахождение № 5) по деформированному торфу и древесине в сейсмитах получены датировки соответственно 4510±110 л.н. (ЛУ-6041) и 6980±70 (ЛУ-6210); по аллохтонному торфу из автокластических брекчий —5030±70 л.н. (ЛУ-5874) и де© М. В. Шитов, Ю. С. Бискэ, И. В. Сумарева, 2010
Основные черты геологического строения, современные движения и палеосейсмичность Приладожья.
1 — архейские гранитогнейсы; 2 — свекокарельские супракрустальные образования, граниты, мигматиты; 3 — граниты-рапакиви и сопутствующие им породы; 4 — рифейские гравелиты, песчаники, аргиллиты; 5 — габбро-долериты пластовых интрузий: а — на дневной поверхности или под покровом четвертичных отложений, б — на акватории Ладожского озера и/или погребенные под венд-палеозойскими отложениями; 6 — венд-палеозойские отложения; 7 — разрывные смещения в фанерозойских отложениях. Границы 1-7 даны согласно [2]; 8 — границы Пашско-Ладожского авлакогена [3]; 9 — изогипсы поверхности кристаллического фундамента в южном Приладожье [3]; 10 — современные вертикальные движения, мм/год ([4, 5] с изменениями); 11 —предполагаемые области позднеголоценовых дифференцированных движений и их амплитуда, м [6]; 12 — район проявления ладожских сейсмических событий [7]; 13 — исторические землетрясения: 1 — Куркиеки, 2 — Восточно-Ладожское 1921 г. [8, 9]; 14 — области распространения палеосейсмодеформаций: а — Ладожская сейсмогенная структура [10]? б — местонахождения основных разрезов со Свирско-Оятскими сейсмитами и их номер согласно описанию в тексте.
формированной погребенной почве — 6180±140 (ЛУ-6215, датировка Б. Ф. Апарина и Т. А. Константиновой, устное сообщение).
Самая молодая из дат в разрезе № 5 — 2740±60 л.н. (ЛЕ-7718) — относится ко времени максимума ладожской трансгрессии, когда накопление торфа было возможно только на отметках выше 16—17 м абс. высоты. Она получена из верхней части пластины торфа, кровля которой датирована 4760±20 л.н. (ЛЕ-7719), а подошва — 6830±90 л.н. (ЛУ-5960). То есть здесь имеет место инверсия дат. Если эта аномалия не связана с аналитической ошибкой, то ее можно объяснить переотложением органического материала. Тогда остается считать, что накопление торфа в этом разрезе закончилось после 2,8—2,7 тыс. 14С л.н. и затем его фрагменты были перемещены с более высоких — не менее чем на 10 м — отметок на современный уровень воды (около 5,5 м абс. высоты), после чего перекрыты вышележащей 3—4-метровой толщей песка, что может быть только результатом оползня.
Пока радиоуглеродным методом надежно устанавливается только нижний возрастной предел сейсмитов юго-восточного Приладожья — около 4,5 тыс. 14С л.н. Верхний возрастной предел заведомо древнее 2,0 тыс. 14С л.н. Весьма вероятно, что возраст Свирско-Оятского события близок ко времени максимума ладожской трансгрессии и составляет около 3,0—2,7 14С л.н.
В пользу такой хронологии свидетельствуют некоторые косвенные данные. В ряде разрезов донных отложений малых озер северного Приладожья на стратиграфических уровнях, близких к максимуму ладожской трансгрессии, систематически встречаются признаки размыва, прослои грубозернистого материала, скачки и нарушения нормальной последовательности 14С-датировок. Так, например, в донных отложениях оз. Св. Сергия на о-ве Путсаари у стратиграфического рубежа, фиксирующего якобы отделение этого озера от Ладоги при завершении ладожской трансгрессии, датировки соседних 5-сантиметровых интервалов образуют незакономерный ряд (сверху вниз) 2740±70 (ЛУ-5136), 2510±60 (ЛУ-5137) и 4000±100 л.н. (ЛУ-5138) [15]. Точно так же в осадках оз. Витсалампи на о-ве Кильпола диатомовый уровень, фиксирующий, по мнению М. Саарнисто [16], снижение воды после максимума ладожской трансгрессии, представлен более грубозернистым материалом, чем выше- и нижележащие интервалы разреза; с этого уровня по песчанистой гиттии получена датировка 3200±80 л.н. (8и-2275). Возможно, эти факты указывают на развитие сейсмогенных подводных оползней и активизацию гидродинамических условий при Свирско-Оятском землетрясении.
2. Интенсивность и магнитуда события. Ликвефакция в ходе сейсмического сотрясения требует минимальных значений горизонтального ускорения [17]. Тиксотроп-ные явления контролируются несколькими различными, иногда трудно учитываемыми, факторами. Например, согласно С. Обермейеру с соавторами [18], для реконструкции параметров палеоземлетрясений по ликвефакции необходимо знать: (1) механизм деформаций (латеральное смещение, гидравлическое растрескивание и/или поверхностные колебания); (2) изначальные реологические свойства и гранулометрический состав ликвефицированных отложений; (3) мощность ликвефицированных и перекрывающих отложений; (4) положение уровня грунтовых вод во время ликвефакции; (5) размер деформаций. Отдельную проблему представляет собой учет интерференции различных типов сейсмических волн в различных фазах [18]. Поэтому однозначных взаимоотношений между параметрами землетрясений и степенью ликвефакции не существует. Более надежны эмпирические взаимоотношения между параметрами палеосейсмических событий, с одной стороной, и типом, размером и радиусом распространения деформационных текстур — с другой.
Использование явлений ликвефакции для параметризации сейсмических событий — подход относительно новый. Он начал применяться в Европейской макросейсмической шкале (ЕМБ-1992) [19] и в настоящее время используется в ее новой редакции ЕМБ-98 [20], а также в шкале INQUA [21]. Согласно шкале ЕМБ-98, ликвефакция проявляется при событиях с интенсивностью 8, может быть, 7 баллов, а согласно шкале INQUA, — 8 и более (=8 и более баллов ММБ —модифицированная шкала Меркалли), то есть 7,8 и более по шкале МБК-64 (пересчет шкалы ММБ в шкалу МБК-64 см. [22] (см. табл. 2. с. 248)).
Такого типа отечественную макросейсмическую шкалу для северо-запада России предложил А. А. Никонов. Она основана на соотношениях между «...порогом минимальной интенсивности возникновения ликвефакционных структур, эпицентральным расстоянием и магнитудой порождающих их землетрясений» [23, с. 56]. Согласно его оценкам [23, см. табл. 2, с. 57] внедрения, складки, текстуры в виде язычков пламени и псевдонодули вызываются событиями с интенсивностью 7—8 баллов, а лежачие складки с внутренними разрывами и надвиговые структуры при широком распространении деформаций по разрезу и сложными взаимоотношениями деформаций — с интенсивностью более 8 баллов (шкала МБК-64).
Важные результаты получены П. Галли по данным каталога из 317 случаев ликве-факции для 61 землетрясения в Италии с известными параметрами и радиусом проявления тиксотропных явлений [24]. Оказалось, что 76% общего числа наблюденных случаев ликвефакции связаны с сотрясениями интенсивностью от 9—10 до 11 баллов (шкала МСБ), 22% — с событиями от 7—8 до 9 баллов и «только 2% для интенсивности от 5—6 до 7 баллов» [24]. При этом на расстоянии 40 км ликвефакция происходит при событиях с интенсивностью в эпицентре более 8 (шкала МСБ) [24, рис. 8, с. 178]. Следовательно, вероятность связи конкретного проявления ликвефакции с событиями низкой и умеренной интенсивности очень мала. При событиях с интенсивностью в эпицентре 9 баллов (МСБ) 90% всех случаев ликвефакции встречаются в радиусе 40 км, а остальные 10% — в радиусе 100 км от эпицентра [25].
Разнообразные сложные деформационные текстуры, связанные с явлениями ликве-факции, надежно прослежены нами на протяжении 35 км — от разреза ниже г. Лодей-ное Поле ([1], рис. 1, местонахождение № 2; рис. 2, разрез № 2) до низовьев р. Оять ([1], рис. 1, местонахождение № 5; рис. 2, разрезы № 6, 7). Широкие сейсмические рвы в разрезе у пос. Свирьстрой-2 ([1], рис. 1, местонахождение № 1; рис. 2, разрез № 1) образуются при событиях с интенсивностью (МБК-64) не менее 6 баллов ([26], рис. 2, с. 51). Следовательно, Свирско-Оятское палеосейсмическое событие проявилось в 35-километровой области как минимум с 8, а в 50-километровой — как минимум с 6-балльной интенсивностью (МБК-64). Интенсивность сотрясений в эпицентре, очевидно, превышала 8 баллов.
На протяжении 50 км — от местонахождения № 1 (пос. Свирьстрой-2, см. рис. 1) до местонахождения № 5 (устье р. Оять) —нет никаких признаков затухания деформаций [1]. Различия в их стиле контролируются, вероятно, соотношением ведущих механизмов — ликвефакции и/или флюидизации, сейсмогравитационного оползания или хрупких разрывов. Это соотношение определяется локальными условиями, главным образом глубиной воды палеобассейна, гранулометрического состава отложений и уклоном палеорельефа. Рост гидростатического давления ослабляет ликвефакцию, но на глубинах около 5 м под водой или несколько глубже при сотрясениях с поверхностным ускорением 0,2—0,3 g локально она может быть еще довольно сильной и приводить к образованию кластических даек до 0,6 м мощностью [18]. Поэтому более крупный
размер нептунических даек в местонахождениях № 1—2 по сравнению с местонахождениями № 3—5 связан, скорее всего, с различной глубиной воды на момент события — почти нулевой в первом случае и около 5—6 м во втором.
Расположение эпицентральной области точно посередине или, вообще, на прямой между двумя максимально удаленными друг от друга пунктами наблюдений сейсми-тов очень маловероятно. Следовательно, минимальная дистанция от эпицентра заведомо больше половины расстояния между крайними пунктами, т. е. 25 км. Учитывая отсутствие затухания деформаций, очевидно, что она составляет не менее 50 км. Принимая, что тиксотропные эффекты проявились как минимум в радиусе 25—50 км от эпицентра, оценим магнитуду Свирско-Оятского события.
Что касается минимальной магнитуды землетрясений, при которой проявляются эффекты ликвефакции, то она превышает 5 [17, 27, 28]. По другим оценкам, минимальные магнитуды несколько больше. Например, в районе озер Эри и Онтарио ликвефакция происходила при событиях с Мш (моментной магнитудой) между 5,2 и 6 [29], а в аллювиальных отложениях речных долин центра и востока США минимальная Мш составляет 5,5 [18]. Такие текстуры, как псевдонодули, вызываются землетрясениями магнитудой 6,5—7,0, а кластические дайки являются индикаторами событий с магнитудой между 5 и 7 (см. например, [28]). Действительные, а не минимальные магнитуды реконструируются менее надежно. Работы в этой области находятся в начальной стадии и их результаты имеют узкорегиональное значение (например, метод максимальных мощностей инъективных даек С. Обермейера [18]).
Проявления ликвефакции единичны при относительно слабых событиях с Мя (магнитудой по поверхностным волнам), меньшей или равной 5,4 ([24], табл. 2, с. 178). Потому вероятность их обнаружения мала и они никак не могут почти непрерывно встречаться на протяжении как минимум 35 км от местонахождения ниже г. Лодейное Поле ([1] рис. 1, местонахождение № 2) до низовьев р. Оять ([1], рис. 1, местонахождение № 5).
Эмпирические зависимости эпицентральных расстояний, на которых проявляется ликвефакция, от магнитуд землетрясений обнаруживают значительную неопределенность. На расстояниях до 30 км ликвефакция проявляется при событиях с М=6 (см., например, [24, 29]), хотя Р. Ньюверс с коллегами [30] принимают только 20-километровый радиус распространения тиксотропных явлений для событий с М=7. По данным других исследователей, при землетрясениях с М=7 ликвефакция проявляется на расстояниях более 30—50 км [18] и до 90—100 км от эпицентра ([24], рис. 11, с. 180). Такой разброс оценок связан в основном с региональными/локальными особенностями распространения сейсмических волн и реакцией грунтов на сейсмическое воздействие. Поэтому использование эмпирических зависимостей, как, например, в сводке [31], представляется пока преждевременным. Тем не менее, очевидно, магнитуда Свирско-Оятского события превышала 6,0 и могла достигать 7,0.
Самая обоснованная к настоящему времени зависимость интенсивности I в баллах от магнитуды по поверхностным волнам Мя и эпицентрального расстояния И, для платформенных областей была предложена Н. В. Шебалиным и Ф. Ф. Апиткаевым [22] только для И>110 км. Свирско-Оятские сейсмиты на такое расстояние мы проследить не удалось.
Что касается возможных глубин очага, то, по имеющимся данным, современные землетрясения на территории Фенноскандии, в том числе в Приладожье, вызываются толчками на глубинах 3—18 км [7, 9, 10, 32].
3. Причины события. Поздне-послеледниковая сейсмическая активизация Фен-
носкандии сопровождалась сильнейшими землетрясениями с магнитудой до 8 и более [33—35]. От плейстоцен-голоценового рубежа частота сейсмических событий очень быстро убывает. Так, например, в сводке Н.-А. Мёрнера из 40 датированных палеоземлетрясений Швеции за последние 13000 лет, для которых были установлены параметры ([33], табл. 1, с. 143), 30 имеют возраст 9000 л.н. и более, 6 — попадают в интервал 8500—6100,
3 — от 3500 до 3000 л.н. и только одно датировано 900 л.н. В целом то же относится и к восточной части Фенноскандии в пределах Карелии, северного и западного Приладо-жья, где события с интенсивностью 8 и более происходили главным образом на рубеже плейстоцена—голоцена и в раннем голоцене [10, 36, 37]. Судя по данным изучения палеосейсмодеформаций, сильные землетрясения в западном Приладожье происходили в атлантическое и более позднее время [36], а в северном (сейсмодеформации на о. Пут-саари и западнее пос. Харлу) —в бореале и раннем суббореале [10].
Древнюю и современную сейсмичность в пределах Балтийского щита и его обрамления традиционно принято объяснять комбинацией региональных напряжений в литосфере, связанных со спредингом Северной Атлантики и одновременным гляциоизоста-тическим поднятием. Гляциосейсмотектоническая теория для Фенноскандии хорошо разработана (см., например, [35]). Существует ряд гляциоизостатических моделей современной сейсмичности. Они основаны на представлениях о реологических свойствах мантии, мощности последнего ледникового покрова, хронологии дегляциации, скоростях современного и амплитуд послеледникового поднятий (см., например, [38]). Согласно таким моделям, сейсмичность концентрируется в нескольких аномальных зонах, где наблюденные и расчетные величины поднятия значительно расходятся. Эти расхождения связываются с различной глубиной плиоцен-плейстоценовой, главным образом ледниковой, эрозии и, соответственно, изостатической недо- или перекомпенсацией. По оценке [38], около 80% поднятия следует отнести за счет гляциоизостазии.
Такой подход представляется чрезмерным упрощением. Например, при сравнении карты активных разломов и палеосейсмичности Фенноскандии ([33], рис. 5, с. 153) и районов со значительными расхождениями наблюденных и расчетных величин поднятия ([38], рис. 10, 11, с. 1421) оказывается, что они неплохо совпадают для юговосточной и средней Швеции. Однако никаких аномальных зон нет на юго-западе Швеции у Датских проливов — района широкого проявления древних землетрясений,
и, наоборот, палеоземлетрясения не зафиксированы в вершине Ботнического залива — области с максимальными амплитудами и современными скоростями поднятия и очень значительными расхождениями расчетных и наблюденных величин аплифта.
Едва ли не самое сильное палеоземлетрясение Фенноскандии с М>8 произошло всего лишь около 6100 С14 л. н. ([33], фиг. 4, с. 152). Это также заставляет усомниться в единственно гляциоизостатической природе сейсмической энергии. Поднятие Фенноскандии началось не только задолго до последнего, но и до древнейших плейстоценовых оледенений. Скорее всего, сейсмичность напрямую не связана со скоростью аплифта и возрастом дегляциации. Она обусловлена сложной интерференцией собственно тектонических и гляциоизостатических напряжений, приводящей к сочетанию в одном временном срезе сейсмичных и асейсмичных районов, а также к смещению эпицентральных областей со временем [39].
Гляциоизостатическая (в чистом виде) модель сейсмичности для Карелии и Прила-дожья представляется еще менее обоснованной. Как заметил А. Д. Лукашов, «сопоставление положения палеосейсмогенных структур с изобазами поздне-послеледниковых поднятий показало, что структуры с примерно одинаковыми по характеру и размерам локальными сейсмодеформациями располагаются как в зонах относительно высоких,
так и в зонах низких значений скоростей поднятия гляциоизостатических движений» [10, с. 189]. В явной форме проблему сейсмичности этого региона сформулировали Ю. К. Щукин и Ф.Н. Юдахин: почему очаги землетрясений «не подчиняются правилам» и почему «объяснение сейсмичности ускользает из традиционных подходов?» [32, с. 303].
На восточной периферии Фенноскандии, т. е. в области со значительным возрастом дегляциации, известны несколько сейсмогенных структур. Некоторые из них наследуют разрывным зонам в кристаллическом фундаменте, в том числе разрывам, ограничивающим рифейский Ладожский (Пашский) авлакоген. Одной из таких сейсмогенных структур является Ладожская, расположенная в северной части акватории Ладожского озера (см. рисунок). Она была выделена А. Д. Лукашовым главным образом по данным изучения 84 местонахождений палеосейсмодеформаций [10]. В Ладожской сейсмоген-ной структуре единственным, видимо, инструментально зарегистрированным (при помощи сейсмостанции «Земля-М») является событие 1987 г. интенсивностью 2—3 балла с эпицентром на акватории Ладожского озера у г. Питкяранта [40]. Это свидетельство современной сейсмической активности Ладожской сейсмогенной структуры не вполне надежно — не исключено, что событие 1987 г. является промышленным взрывом на одном из горных предприятий северного Приладожья. Остальные события выявлены по историческим и/или палеосейсмологическим данным, а параметры их реконструируются макросейсмическим методом. В Сводном каталоге землетрясений Карельского региона за 1542—2003 гг. Б. А. Ассиновская и А. А. Никонов приводят сведения о 36 сейсмических событиях на акватории Ладожского озера (см. рисунок); 9 из них имели магнитуду 1,1—2,3 и проявились с ощутимостью 3—5 баллов [7]. В Ладожской сейсмо-генной структуре известны 7 эпицентров с М=2,2—4,0 и глубиной очагов 3—10 км; еще
4 эпицентра зафиксированы к северо-западу от берега озера [10]. Сильнейшим среди исторических землетрясений района могло быть событие 1861 г. в окрестностях пос. Куркиёки (см. рисунок), фиксированное, впрочем, лишь воспоминаниями очевидцев. Оно, согласно А. А. Никонову, имело М=5,5±0,5, вызвало сейсмогенные обвалы и проявилось с сотрясениями не менее 6—7 баллов [9]. Более убедительное доказательство современной сейсмичности района — Восточно-Ладожское землетрясение 30.XI.1921 г. с М=4,0±0,5, отмеченное в окрестностях пос. Тулема, с шириной 5—6-балльной области 25—30 км. Глубина его очага составила около 10 км [8, 9].
Согласно результатам повторного нивелирования, северное Приладожье является областью слабых современных поднятий со скоростью от +0,8 до +1,0 мм/г [4, 5]. Нельзя исключать возможности и более высоких скоростей. Судя по деформациям береговых линий позднеголоценовой ладожской трансгрессии, район г. Питкяранта и пос. Салми (см. рисунок) по сравнению с южным Приладожьем за последние 3000 лет испытал поднятие не менее чем на 4 м [12]. То есть здесь имеются признаки позднеголоценовой активизации новейших движений, с которыми может быть связана и повышенная сейсмичность района. Тем не менее вряд ли следует связывать Свирско-Оятское событие непосредственно с Ладожской (в понимании А. Д. Лукашова [10]) сей-смогенной структурой. Эта структура расположена в 150—200 км севернее района распространения Свирско-Оятских сейсмитов, и трудно предположить в ее пределах столь сильное палеоземлетрясение, чтобы оно могло проявиться как минимум с 8-балльным эффектом на таких больших эпицентральных расстояниях. Поэтому эпицентральную область и, соответственно, сейсмогенерирующую структуру для Свирско-Оятского события следует искать на южном продолжении восточной границы Пашско-Ладожского авлакогена, может быть, на юго-восточном побережье Ладожского озера.
В целом южное побережье Ладожского озера традиционно считается расположенным на нулевой изобазе послеледникового поднятия, по крайней мере, за последние 7000 лет (см., например, [41]). Хотя результаты повторного нивелирования показывают, что сейчас юго-восточное Приладожье испытывает опускания со скоростью —1,4 — —2 мм/г [4, 5], эти опускания пока не вызвали явных деформаций древних береговых линий и надежно геологическими методами пока не фиксируются.
Признаки позднеголоценовой активизации вертикальных движений фиксируются в юго-западном секторе побережья Ладожского озера и верховьях Невы, где, судя по гипсометрическому положению погребенных торфяников, за последние 3,5 тыс. лет произошло, вероятно, опускание как минимум на 5 м [6]. И в этом случае эпицентральное расстояние составляет более 130 км, что также заведомо превышает радиус проявления сейсмитов при 8-балльных событиях.
Восточное ограничение Пашско-Ладожского грабена обычно рассматривается как межблоковая граница, соответствующая примерно восточному берегу Ладожского озера ([12], с. 303, рис. 5.4). Здесь фиксируются две области проявления разнонаправленных четвертичных движений: отрицательных — в пределах низменной Олонецкой морфоструктуры с аномально большими мощностями четвертичного покрова и с низкими гипсометрическими отметками морских межледниковых (мгинских) отложений [42] и положительных — в районе пос. Погранкондуши, где мгинские глины залегают на максимальных высотных отметках [42, 43]. На признаки молодых нисходящих движений на территории Олонецкой морфоструктуры указывают и результаты определения абсолютного возраста кровли погребенного торфяника на отметках около 11,0 м абс. высоты в разрезе на р. Мегрега у д. Верхний Конец: 2540±80 л.н. (ТА-606, [42]) и 2610±80 (ЛЕ-7715, наши данные). В южном Приладожье в ходе ладожской трансгрессии уровень воды достиг отметки более 10,5 м абс. высоты уже около 3,1 тыс. 14С л.н. Трансгрессивные даты в разрезе на р. Мегрега свидетельствуют о том, что возраст максимума ладожской трансгрессии в этом районе «моложе», чем на южном побережье озера. Это можно объяснить молодыми синседиментационными опусканиями. Кроме того, в районе пос. Погранкондуши в четвертичных отложениях отчетливо выражен в рельефе уступ высотой до 20 м, имеющий северо-западное простирание, т. е. соответствующий простиранию древних структур. Он имеет очень «свежий» облик, но однозначно связать его с позднеголоценовой трансгрессией Ладожского озера не удается. Не исключено, что этот уступ — древний (позднеледниковый или раннеголоценовый) и был подновлен молодыми движениями. Скорее всего, Свирско-Оятское событие следует связывать именно с продвижением к юго-востоку смещений вдоль этой граничной линии.
Очевидна ясная стратиграфическая и хронологическая связь сейсмитов юговосточного Приладожья с отложениями ладожской трансгрессии, возможно, ее максимальной стадии. Уровень Ладожского озера повысился в это время приблизительно на 10 м по сравнению с предшествующим. В результате наполнения котловины озера и возрастания нагрузки от водной массы могла произойти активизация в области рифейско-го Пашско-Ладожского грабена (авлакогена), и как следствие — землетрясение. Тогда Свирско-Оятское событие является триггерным (инициированным) и произошло оно «за счет высвобождения собственных запасов энергии в геологической среде под воздействием внешних источников возмущений» [44, с. 12]. Теория триггерных землетрясений при заполнении водохранилищ в тектонически стабильных платформенных областях разработана хорошо (см., например, [45]). Ощутимые землетрясения в !>4 баллов, связанные с наполнением водохранилищ на Волге и Каме, известны в окрестностях
городов Волгоград, Жигули, Нижнекамск и Воткинск [44]. Сходное объяснение для причин поздне-послеледниковых землетрясений Прионежья предложил И. Н. Демидов [46], согласно которому их провоцировало быстрое снижение уровня Онежского при-ледникового озера. Возможно, тот же эффект произвело быстрое заполнение водой Ладожской котловины и ее берегов.
Свирско-Оятское палеосейсмическое событие произошло в интервале от 4,5 до 2,0 тыс. 14С л.н., возможно, во время максимума ладожской трансгрессии около 3,0— 2,7 тыс. 14С л.н. Оно имело магнитуду более 6 и проявилось в 35-километровой области как минимум с 8, а в 50-километровой — как минимум с 6-балльной интенсивностью (MSK-64). Скорее всего, это триггерное событие, которое было вызвано увеличением объема воды в Ладожском озере при позднеголоценовой трансгрессии. Возможно, что в разрезах юго-восточного Приладожья зафиксированы следы нескольких разновозрастных сейсмических событий, которые произошли в интервале от 5,0 до 2,0 тыс. 14С л.н. Если связанные с ними сейсмиты удастся идентифицировать для каждого из событий, в перспективе возникнет возможность оценить повторяемость землетрясений в данной области.
* * *
Авторы благодарят А. А. Никонова за обсуждение, в том числе полевое, признаков послеледниковых сейсмических событий в Ленинградской области, Б. А. Ассиновскую и Т. Б. Яновскую за ценные замечания, а также Б. Ф. Апарина и Т. А. Константинову за разрешение воспользоваться результатами определения абсолютного возраста погребенной почвы в разрезе на р. Оять.
Литература
1. Бискэ Ю. С., Сумарева И. В., Шитов М. В. Позднеголоценовое сейсмическое событие в юго-восточном Приладожье. I. Принципы исследования и деформационные текстуры // Вестн. С.-Петерб. ун-та. Сер. 7: Геология, география. 2009. Вып. 1.
2. Precambrian basement of the Gulf of Finland and surrounding area, 1:1 mill. // Geological Survey of Finland. Editor Koistinen T. Espoo, 1994.
3. Геология и полезные ископаемые России. Т. 1. Запад России и Урал. Кн. 1. Запад России / Ред. Б. В. Петров, В. П. Кириков. СПб., 2006.
4. Koshechkin B.I., Markov G.A., Nikonov A. A., Panasenko G.D., Strelkov S. A. Postglacial and recent crustal movements in the northeast of the Baltic shield // Tectonophysics. 1975. Vol. 29. N 1-4.
5. Свириденко Л. П., Светов А. П. Валаамский силл габбро-долеритов и геодинамика котловины Ладожского озера. Петрозаводск, 2008.
6. Бискэ Ю. С., Сумарева И. В., Шитов М. В. История Ладожского озера по результатам изучения береговых образований: новые данные и противоречия / Отечественная геоморфология: прошлое, настоящее, будущее: Материалы XXX Пленума Геоморфологической комиссии РАН 15-20 сентября 2008 года. СПб., 2008.
7. Ассиновская Б. А. Инструментальные данные о землетрясениях Карельского региона // Глубинное строение и сейсмичность Карельского региона и его обрамления / Под ред. Н. В. Шарова. Петрозаводск, 2004.
8. Никонов А. А. Восточно-Ладожское землетрясение 30 ноября 1921 года // Физика Земли. 2005. № 7.
9. Никонов А. А. Исторические землетрясения // Глубинное строение и сейсмичность Карельского региона и его обрамления / Под ред. Н. В. Шарова. Петрозаводск, 2004.
10. Лукашов А.Д. Геодинамика новейшего времени // Глубинное строение и сейсмичность Карельского региона и его обрамления / Под ред. Н. В. Шарова. Петрозаводск, 2004.
11. Бискэ Ю. С., Сумарева И. В., Шитов М. В. Хронология Ладожской трансгрессии / Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований: Материалы V Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода. М., 2007.
12. Шитов М. В. Голоценовые трансгрессии Ладожского озера: Автореф. дис. . . . канд. г.-м. наук. СПб., 2007.
13. Шитов М. В., Бискэ Ю. С., Носов Е. Н., Плешивцева Э. С. Природная среда и человек нижнего Поволховья на финальной стадии Ладожской трансгрессии // Вестн. С.-Петерб. унта. Сер. 7: Геология, география. 2004. Вып. 3.
14. Шитов М. В., Бискэ Ю. С., Плешивцева Э. С., Мараков А. Я. Позднеголоценовые изменения уровня Волхова в районе Старой Ладоги // Вестн. С.-Петерб. ун-та. Сер. 7: Геология. 2005. Вып. 4.
15. Субетто Д. А., Арсланов Х. А., Долуханов П. М., Зайцева Г. И., Кузнецов Д. Д., Лу-дикова А. В., Сапелко Т. В. Формирование стока Ладожского озера в голоцене и расселение человека // Экологическое состояние континентальных водоемов северных территорий // Тр. междунар. конф. «Экологическое состояние континентальных водоемов Арктической зоны в связи с промышленным освоением территорий», Архангельск, 21-25 июня 2005 г. / Под ред. В. А. Румянцева. СПб., 2005.
16. Saarnisto M., Gronlund T. Shoreline displacement of Lake Ladoga — new data from Kilpolansaari // Hydrobiologia, 1996. Vol. 322.
17. Montenat Ch., Barrier P., d’Estevou Ph.O., Hibsch Ch. Seismites: An attempt at critical analysis and classification // Sedimentary Geology. 2007. Vol. 196.
18. Obermeier S.F., Olson S.M., Green R.A. Field occurrences of liquefaction-induced features: a primer for engineering geologic analysis of paleoseismic shaking // Engineering Geology. 2005. N 76.
19. Tertulliani A. Seismogeological effects and macroseismic fields // Terra Nova. 1996. Vol. 8. N 4.
20. European Macroseismic Scale / Ed. by G. Griinthal. Cahiers du Centre Europeen de Geo-dynamique et de Seismologie. Luxembourg, 1998. Vol. 15.
21. Michetti A.M., Audermard F.A., Marco S. Future trends in paleoseismology: Integrated study of the seismic landscape as a vital tool in seismic hazard analyses // Tectonophysics. 2005. Vol. 408.
22. Шебалин Н. В., Апиткаев Ф. Ф. Развитие шкал типа MSK // Вычислительная сейсмология. Вып. 34. 2003.
23. Никонов А. А. Сейсмодеформации в рыхлых отложениях и их использование в палео-сейсмологических реконструкциях / Проблемы современной сейсмологии и геодинамики Центральной и Восточной Азии. Материалы совещания. Т. 2. Иркутск, 2007.
24. Galli P. New empirical relationships between magnitude and distance for liquefaction // Tectonophysics. 2000. Vol. 324.
25. Moretti M. Soft-sediment deformation structures interpreted as seismites in middle — late Pleistocene Aeolian deposits (Apulian foreland, Southern Italy) // Sedimentary Geology. 2000. Vol. 135.
26. Никонов А.А. Палеосейсмология как научное направление в ИФЗ РАН // Проблемы современной сейсмологии и геодинамики Центральной и Восточной Азии. Материалы Всерос. совещания. Т. 2. Иркутск, 2007.
27. Moretti M., Alfaro P., Caselles O., Canas J.A. Modeling seismites with a digital shaking table // Tectonophysics. 1999. Vol. 304.
28. Rodriguez-Pascua M. A., Calvo J. P., De Vicente G., Gomez-Gras D. Soft-sediment deformation structures interpreted as seismites in lacustrine sediments of the Prebetic Zone, SE Spain,
and their potential use as indicators of earthquake magnitudes during the Late Miocene // Sedimentary Geology. 2000. Vol. 135.
29. Tuttle M.P., Dyer-Williams K., Barstow N. L. Paleoliquefaction study of the Clarendon-Linden fault system, western New York State // Tectonophysics. 2002. Vol. 353.
30. Neuwerth R., Suter F., Guzman C., Corin G. Soft-sediment deformation in tectonically active area: The Plio-Pleistocene Zarzal Formation in the Cauca Valley (Western Columbia) // Sedimentary Geology. 2006. Vol. 186.
31. Wang C.-Y., Wong A., Dreger D. S., Manga M. Liquefaction limit during earthquakes and underground explosions: implications on ground-motion attenuation // Bulletin of the seismological society of America. Vol. 96. No 1. 2006.
32. Щукин Ю.К., Юдахим Ф.Н. Геодинамическая модель и сейсмичность // Глубинное строение и сейсмичность Карельского региона и его обрамления. Петрозаводск, 2004.
33. Morner N.-A. Active faults and paleoseismicity in Fennoscandia, especially Sweden. Primary structures and secondary effects // Tectonophysics. 2004. Vol. 380.
34. Morner N.-A., Troften P.E., Sjoberg R., Grant D., Dawson S., Bronge C., Kvamsdal O., Siden A. Deglacial paleoseismicity in Sweden: the 9663 BP Iggesund event // Quaternary Science Reviews. Vol. 19. 2000.
35. Stewart I.S., Sauber J., Rose J. Glacio-seismotectonics: ice sheets, crustal deformation and seismicity // Quaternary Science Reviews. Vol. 19. 2000.
36. Верзилин Н. Н., Севастьянов Д. В. Следы голоценовых землетрясений в Приладожье // Докл. РАН. 2001. Т. 381, № 2.
37. Никонов А.А., Зыков Д.С. Палеосейсмодеформации в Карелии / Глубинное строение и геодинамика Фенноскандии, окраинных и внутриплатформенных транзитных зон: Материалы восьмой междунар. конференции. Петрозаводск, 2002.
38. Fjeldskaar W., Lindholm C., Dehls J.F., Fjeldskaar I. Postglacial uplift, neotectonics and seismicity in Fennoscandia // Quaternary Science Reviews. 2000. Vol. 19.
39. Muir- Wood R. Deglaciation Seismotectonics: a principal influence on intraplate seismogenesis at high latitudes // Quaternary Science Reviews. Vol. 19. 2000.
40. Исанина Э. В., Капустян Н. К., Крупнова Н. А., Южанинова С. И. О сейсмоопасности территории Санкт-Петербурга и Ленинградской области // Землетрясения и микросейсмичность в задачах современной геодинамики Восточно-Европейской платформы. Землетрясения / Под ред. Н. В. Шарова, А. А. Маловичко, Ю. К. Щукина. Петрозаводск. 2007. Кн. 1.
41. Ekman M. A. consistent map of the postglacial uplift of Fennoscandia // Terra Nova. 1996. Vol. 8. N 4.
42. Бискэ Г. С. Ладожское озеро (развитие рельефа и условия формирования четвертичного покрова котловины). Петрозаводск, 1978.
43. Экман И.М. Четвертичная система / Геология Карелии. Л., 1987.
44. Землетрясения и микросейсмичность в задачах современной геодинамики ВосточноЕвропейской платформы. Кн. 2. Микросейсмичность / Под ред. Н. В. Шарова, А. А. Маловичко, Ю. К. Щукина. Петрозаводск, 2007.
45. Гупта Х., Растога Б. Плотины и землетрясения. М., 1979.
46. Демидов И. Н. О максимальной стадии развития Онежского приледникового озера, изменениях его уровня и гляциоизостатическом поднятии побережий в позднеледниковье // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 9. Петрозаводск, 2006.
Статья поступила в редакцию 23 марта 2010 г.
