ТИПИЧНЫЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ И СОПОСТАВЛЕНИЕ СОБЫТИЯ 4 ДЕКАБРЯ 1957 г. С ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯМИ ДРУГИХ РЕГИОНОВ
Свидетельства и характеристики прошлых землетрясений
Разрывы, связанные с Гоби-Алтайским землетрясением, оказались на больших расстояниях настолько резкими и свежими, что мы иногда сомневались в возможности распознать след активного разлома, оставленный предшествующим землетрясением. В то же время, не надо идти далеко по разрыву Богдо восточнее сайра Тормхон, чтобы обнаружить признаки подвижек, имевших место до землетрясения 1957 г. Легче всего они опознаются в тех местах, где до Гоби-Алтайского землетрясения подвижка по разлому содержала ощутимый вертикальный компонент смещения, хотя в нескольких местах на наличие предыдущего землетрясения указывают и аномально большие амплитуды сдвига.
В двух районах по разрыву Богдо нами замерены смещения, которые заведомо больше происшедших в 1957 г. Так, на участке 6 горизонтальное смещение величиной 10,4±1,5 м (см. фиг. 25) было грубо вдвое больше наблюдавшихся далее к востоку - 5,5±0,5 м (см. фиг. 27) или западу - 5,8±1,5 м (см. фиг. 22). На участке 27 (см. фиг. 60,а) смещение было измерено менее точно, но также примерно вдвое превышает смещение 1957 г. замерил здесь смещение одного оврага на 8,85 м, но, как позже оказалось, соседние сайры были смещены значительно меньше (3-4 м) [Молнар и др., 1995. С. 30]. Фактически смещение величиной 8,85 м с излишней точностью представляет суммарное смещение оврага, в результате которого субсеквентная эрозия изменила характер дренажа в этом районе. Измеренная нами на этом отрезке величина смещения 1957 г. - 3,5±1,5 м (участок 27) и 4,1±1,0 м (участок 28) близка к половине той, которую указал . Это позволяет нам считать, что смещения при Гоби-Алтайском землетрясении хотя и были в отмеченных двух районах существенно различны (5-7 м против 3-4 м), но в обоих величина более
ранней подвижки обусловлена, скорее всего, проявлением только одного аналогичного события.
Признаки смещений до 1957 г. исключительно наглядны на двух участках, где в уступах, образовавшихся в результате сдвиговых подвижек, обнажаются коренные породы. На фасе каждого из них можно видеть глубоко кародированные и затемненные пустынным загаром мезозойские конгломераты, подстилаемые теми же конгломератами, но значительно менее выветрелыми и более светлыми (см. фиг. 18 и 25, б). Опять видимые смещения и 1957 г., и более раннее имели скорее всего сопоставимую величину. На участке 11 (см. фиг. 32) суммарное сдвиговое смещение оврага также примерно в два раза превышало смещение 1957 г. (3,5±1,0 м). Наконец, хотя большое число сайров в районе участка 5 имеют горизонтальные смещения в 5-6 м, на аэрофотоснимке этого района (см. фиг. 21) видно, что наиболее крупные из них смещены на величину примерно вдвое большую.
Там, где смещение 1957 г. включало вертикальный компонент, нередко наблюдаются и отчетливые признаки предыдущих землетрясений. В некоторых районах тектонические уступы высотой в несколько метров содержат, по-видимому, запись нескольких сейсмических событий (например, фиг. 37 и 44). Однако в других (см. фиг. 35, А17, б и 49, а) смещения 1957 г. создали, видимо, только половину высоты уступов.
Такое повторение различных амплитуд смещений и типов разрывообразования на различных отрезках разломов позволяет предполагать, что предыдущее землетрясение, вскрывшее эти отрезки, характеризовалось, так же как и в 1957 г., изменчивостью характера и величин смещений. Таким образом, поскольку землетрясение 1957 г. было «типичным», т. е. разрывообразование при котором в процессе последующих землетрясений повторялось, то его важнейшей характеристикой является вариация величин смещения.
ТИПИЧНЫЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ И СОПОСТАВЛЕНИЕ СОБЫТИЯ 1 ДЕКАБРЯ 1957 г. С ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯМИ ДРУГИХ РЕГИОНОВ
49
Различия между Гоби-Алтайским и предшествующими землетрясениями
Возможно, не менее важно, что в плейстосейстовой области Гоби-Алтайского землетрясения имеются районы, где признаки более ранних подвижек отсутствуют. Мы не видели палеосейсмодислокаций на крайнем западном 25-километровом отрезке разрыва Богдо, где типичное смещение составляет 3— 3,5 м. Не было также убедительных свидетельств наличия предшествующих подвижек и около хр. Бага-Богд, хотя нигде мы не обнаружили признаков формирования в 1957 г. нового разлома. Исключением является район участка 34 (см. фиг. 75), где можно было сделать предположение, что часть высоты уступа обусловлена более древним событием (у нас нет относительно этого единого мнения). Аналогичная картина наблюдается и по надвигу Тормхон. Хотя геологические данные свидетельствуют здесь о более ранних движениях, единственное место, где мы наблюдали уступ, возможно связанный и с предыдущим землетрясением, располагалось в узле сочленения двух разноориентированных отрезков (см. фиг. 87, б), с наиболее сложным, из наблюдавшегося нами по надвигу, разрывообразованием.
Наконец, хотя характер рельефа вдоль зоны Гурван-Булаг явно обусловлен взбросовыми или надвиговыми подвижками величиной в десятки, если не больше, метров, мы не обнаружили здесь относительно свежих уступов, возникших перед Гоби-Алтайским землетрясением. В одном месте системы разрывов Цаган-Обо - Тэвш (участок 40) можно предполагать, что одна часть поднятого крыла разрыва 1957 г. более эродирована, чем другая. Высота этой части, значительно меньшая, чем вертикальное перемещение 1957 г., позволяет думать, что смещения при предыдущем событии и при Гоби-Алтайском землетрясении не были идентичны. Однако, в силу того, что подошва уступа искажена эрозией, и потому, что разрушенный уступ может отражать искривление в 1957 г. поднятого крыла, мы не придаем большого значения этому признаку предшествующей подвижки. По-видимому, только Долиноозерский разлом западнее надвига Тормхон обновился перед 1957 г. при сильнейшем землетрясении.
Наряду с разломами, вскрывшимися только в 1957 г., в плейстосейстовой области имеется несколько несомненно активных тектонических эскарпов, не испытавших обновления
при этом землетрясении. Наиболее ярко выраженный из них ограничивает с юга подножие массива Бага-Богд (см. фиг. 63). Резкий и прямолинейный излом склона между горным массивом и впадиной к югу и юго-западу свидетельствует, что массив ограничивается активным разломом. Кроме того, севернее разрыва Богдо между хребтами Их-Богд и Бага-Богд по характеру рельефа на космоснимке Ландсат можно предположить наличие миниатюрных «форбергов» (см. фиг. 50), ограниченных со стороны Долины Озер уступообразными перегибами склона. Нами не обнаружено признаков их обновления в 1957 г. Один из хороших примеров такой морфоструктуры можно, в частности, наблюдать непосредственно восточнее устья ама Битут и западнее форберга Далан-Туру. Древнее взбросообразование создало здесь четкий уступ, ограничивающий восточный край бездействующего пролювиального конуса выноса (см. фиг. 40). Этот уступ хорошо виден на аэрофотоснимке и на местности, но в его подножии нами обнаружен, в лучшем случае, только намек на очень небольшой разрыв, который мог возникнуть в 1957 г.
Типичные землетрясения
Отмечаемая повторяемость землетрясений в некоторых районах плейстосейстовой области, отсутствие ее признаков вдоль некоторых отрезков разрывов и отсутствие разрывообразования 1957 г. по активным разломам, которые вскрывались ранее, заставляют обратить внимание на те особенности, связанные с другими сильнейшими землетрясениями в континентальных областях, которые ранее в целях упрощения игнорировались. Обычно возникновение свежих уступов, наложенных на более древние с аналогичными смещениями, на протяжении многих лет служило основой метода оценки интервалов повторяемости сильных землетрясений (например, [Wallace, 1970]). В конечном итоге была сформулирована идея, что некоторые разломы вскрываются при «типичных землетрясениях» (например, [Schwartz, Coppersmith, 1984]). Подобие современных и древних смещений вдоль большей части разрыва Богдо позволяет предполагать, что в 1957 г. этот сегмент Долиноозерского разлома вскрылся при землетрясении, аналогичном по силе предыдущему сейсмическому событию. Следовательно, в 1957 г. по его различным отрезкам
50
П. МОЛНАР И ДРУГИЕ
не только произошли разные по величине смещения, но и вариации этих величин вдоль разлома отражали, вероятно, характер подвижки внутри этих отрезков.
Наряду с этим кажется очевидным, что предыдущие сильные землетрясения, явившиеся причиной возникновения более древних уступов вдоль разрыва Богдо, не были полностью идентичны Гоби-Алтайскому землетрясению. Это нормальное явление: предыдущие события, например вдоль разлома Сан-Андреас в Калифорнии, свидетельствуют, что смещения по его различным отрезкам хотя и повторяются при последующих землетрясениях, но не при каждом из них омолаживаются все отрезки разлома [Fumal el al., 1993; Sieh, Jahns, 1984]. Более того, отчетливо видимые в пределах или по соседству с трассой разрыва 1957 г. активные разломы, явно не испытавшие омоложения при этом землетрясении, также свидетельствуют, что даже один и тот же отрезок разлома, вскрывшийся с типичной величиной смещения, может заключать в себе при разных землетрясениях различные типы деформаций.
Сопоставление с землетрясениями других регионов
Как уже обсуждалось [Bayarsayhan et al., 1996], картина разрывообразования при Гоби-Алтайском землетрясясении 1957 г. напоминает комбинацию разрыва по разлому Сан-Андреас в центральной части Калифорнии с надвиговыми разрывами вдоль борта впадины Лос-Анджелес (фиг. 108). Как и в области Их-Богд, главный сдвиг здесь - разлом Сан-Андреас - ограничивает горы Сан-Габриэль. Серия надвигов, называемая в совокупности разломом Сьерра Мадре - Кукамонга, ограничивает эти горы с другой стороны. Без сомнения, существует определенное сходство между разломом Сан-Андреас и Долиноозерским разломом и разломом Сьерра Мадре - Кукамонга и разломами Гурван-Булаг и Цаган-Обо - Тэвш. Это сходство не ограничивается взаимосвязями разломов с рельефом и тектоническим строением. Вариации величин смещения вдоль отрезка разлома Сан-Андреас при землетрясении Форт Тэджон 1857 г. [Sieh, 1978; Sieh, Jahns, 1984] аналoгичны вариациям вдоль разрыва Богдо. В северо-западной части разрыва 1857 г. правостороннее смещение увеличивается от 3-4 до 8-10 м и последняя величина характеризует
центральную часть разрыва длиной 110 км, а затем уменьшается до 3-4 м вдоль ближайшего к Лос-Анджелесу отрезка длиной 90 км и до 1 м у юго-восточного окончания (см. фиг. 108). Кроме того, вдоль этих отрезков предшествующие сейсмогенные разрывы также характеризуются различными величинами смещения [Sieh, Jahns, 1984], что установлено нами и по разрыву Богдо западнее надвига Тормхон.
Факт повторно меняющихся величин смещения вдоль разрывов, вследствие своей важности, требует некоторого обсуждения. Ему можно предложить два простых, хотя и полярных объяснения.
1. Различные отрезки разломов омолажиаются с различными интервалами повторяемости, так что не всегда смежные отрезки вскрываются при землетрясениях друг за другом. Такое объяснение обычно применяется к сейсмогенным разрывам вдоль разлома Сан-Андреас. Интервалы повторяемости у Пэллит Крик севернее гор Сан-Габриель существенно малы, так что отрезок с 8-10-метровым смещением в 1857 г. не мог обновляться каждый раз, когда вскрывался от резок, включающий Пэллит Крик [Sieh et al., 1989]. Так как подвижка была относительно небольшой на тех отрезках, где землетрясения повторялись чаще, и так как принято обычно считать разлом Сан-Андреас межплитным, то часто подразумевают, что долго временная скорость смещения не меняется вдоль разлома.
2. Другая, противоположная интерпретация рассматривает повторно меняющиеся вдоль разрывов величины смещений как указатель долговременных изменений скоростей и суммарных амплитуд подвижек вдоль раз лома. Ниже нами доказывается, что скорость смещения вдоль Долиноозерского разлома может действительно меняться.
Хотя мы убеждены, что землетрясения вдоль разлома Сан-Андреас повторяются с различной частотой, однако изменения ориентировки его отрезков, пересечения с другими разломами, как сдвигами, так и надвигами, требуют, чтобы вдоль сложной трассы, получившей общее название - разлом Сан-Андреас, скорость подвижки менялась. В Центральной Калифорнии, по-видимому, приемлема скорость движений по нему примерно 34 мм/год [Sieh, Jahns, 1984], но южный отрезок, где в 1857 г. произошло смещение величиной только 3 м, может характеризоваться меньшей скоростью, близкой к
ТИПИЧНЫЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ И СОПОСТАВЛЕНИЕ СОБЫТИЯ 4 ДЕКАБРЯ 1957 г. С ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯМИ ДРУГИХ РЕГИОНОВ
20-25 мм/год [Brown, 19.90; Molnar, Gipson, 1994]. Так как в 1857 г. максимальные смещения произошли там, где долговременная скорость движений была самой высокой, преждевременно полагать, что меньшие смещения севернее гор Сан-Габриель, в отличие от смещений далее на север, являются просто результатом локальных изменений в зоне разлома, обусловивших более короткие интервалы повторяемости. Независимо от того, меняется или нет в этом районе на 30-50 % долговременная скорость подвижки вдоль разлома Сан-Андреас, меньшая величина смещения соседствует с имеющими много сходных черт системами надвигов и в южной части разлома Сан-Андреас, и на Долиноозерском разломе.
Эти надвиговые системы имеют аналогичные размеры и амплитуды смещений. Среди землетрясений, имевших место во впадине Лос-Анджелес за последние 25 лет [Dolan et al., 1995], сильнейшим является землетрясение Сан-Фернандо 1971 г., при котором произошел разрыв по главному надвигу, падающему под горы Сан-Габриель (см. фиг. 108). На основе анализа акселерограмм максимальная величина косого надвигового смещения на глубине была оценена в 3 м [Heaton, 1982], хотя разрывы на поверхности указали меньшее смещение. Сейсмический момент землетрясения Нортридж 1994 г. согласуется с подобной же величиной смещения в случае падения плоскости разрыва на юг. Несмотря на то, что на других сегментах разлома Сьерра Мадре - Кукамонга произошли более слабые события [Dolan et al., 1995], Уессон с коллегами [Wesson et al., 1974] указали, что, наряду с предыдущими, будущие землетрясения могут вскрыть весь разлом Сьерра Мадре - Кукамонга протяженностью около 90 км. Аналогичной величиной характеризуется расстояние от западного конца разрыва Гурван-Булаг до восточного конца системы разрывов Цаган-Обо - Тэвш.
Наши представления об определенном сходстве гоби-алтайских разрывов с разрывами, образовавшимися при землетрясении 1857 г. в Южной Калифорнии [Bayarsayhan et al., 1996], не нашли понимания некоторых читателей, которые поспешили обратить внимание на различия между ними. Одни указывали, что разлом Сан-Андреас - это граница плит, а не разновидность внутрикон-тинентального разлома в сложной сети других таких нарушений, каким является Долиноозерский разлом, другие - что скорости
подвижек вдоль разломов Калифорнии гораздо выше, чем в Гобийском Алтае.
Адресуясь к первым, мы подчеркиваем, что разлом Сан-Андреас не определяет границу между Тихоокеанской и Североамериканской плитами. Деформация в западной части Америки рассеивается, и даже там, где скорость скольжения по разлому Сан-Андреас максимальна, она составляет всего ~70% относительной скорости движения плит. Хотя обсуждение границ плит - самостоятельная тема, выходящая за рамки данного исследования, следует подтвердить, что землетрясения, порождающие разнообразные разрывы с очень разной ориентировкой, действительно более характерны для внутриконтинентальных областей, а не для границ плит. Наиболее эффектные и наилучшим образом задокументированные разнообразные разрывы образовались при Болнайском землетрясении 23 июля 1905 г. в северной части Западной Монголии, во время которого произошло вскрытие трех хорошо выраженных разломов длиной 370, 80 и 20 км и нескольких других менее значительных [Молнар и др., 1995], при землетрясении Танго 1927 г. в Японии, в результате которого разрывы образовались по двум почти ортогонально ориентированным разломам [Рихтер, 1963], а также при землетрясении Чангма 1932 г., которое обновило четыре субпараллельных, эшелонированных взброса и косоориентированный к ним сдвиг [Meyer, 1991; Peltzer et al., 1988]. Такое сопряженное разрывообразование фактически невозможно по границе плит, где горизонтальные компоненты векторов смещений по отдельным отрезкам должны быть параллельны. Пока сложность разрывов явно возникала там, где происходит сопряжение разноориентированных границ плит. Например, распределение афтершоков Аляскинского землетрясения 1964 г. и особенности механизмов их очагов [Stauder, Bollinger, 1966] фактически требуют вскрытия двух почти ортогональных разломов - пологопадающего надвига и близвертикального разлома с преобладающим вертикальным компонентом смещения.
Соответствие скорости смещения силе и сложности землетрясений не имеет, кажется, места в случае установления сходства землетрясения 1957 г. с потенциальными землетрясениями в Южной Калифорнии. Однако, несмотря на то, что рассмотренные выше три внутриконтинентальных землетрясения обновили разломы в областях с относительно
52
П. МОЛНАР И ДРУГИЕ
низкими скоростями движений, другие сложные разрывы были связаны с сейсмогенным обновлением разломов, движения по которым происходили со скоростью сантиметры в год. Так, землетрясение Суперстишен Хиллс 1987 г. в южной части Калифорнии было связано с обновлением как разлома Сан-Джасинто, скорость скольжения по которому составляла около 10 мм/год [Sharp, 1981], так и ортогонального ему сдвига [Hudnut et al., 1989; Sharp et al., 1989]. Ассамское землетрясение 1950 г., происшедшее у восточного окончания Гималаев, где скорость движений достигала, по крайней мере, 10-25 мм/год [Lyon-Caen, Molnar, 1985], вскрыло, очевидно, как главный надвиг, так и сдвиг у восточного окончания хребта [Chen, Molnar, 1977]. Более того, между максимальными магнитудами землетрясений и долговременными скоростями скольжений, где они известны, корреляция отсутствует.
Прерывистый характер разрыва Богдо с большим количеством ответвлений и кулисо-образно расположенных отрезков противопоставляется разлому Сан-Андреас, трасса которого кажется однородной с редко встречающейся ступенчатостью, что может явиться поводом для игнорирования соответствия Гоби-Алтайского землетрясения тому землетрясению, которое может представить потенциальную опасность для южной части Калифорнии.
Но, как обсуждалось выше, большинство перерывов и ответвлений в зоне разрыва Богдо, наличие в ней небольших впадин и поднятий, ограниченных кулисообразно заходящими друг за друга нарушениями, отражает только приповерхностную деформацию (глубины менее 1-3 км), а не глубинные изменения ориентации и падения Долиноозерского разлома. Сильные землетрясения зарождаются глубже, чем первые километры. Отсутствие протяженных, прямолинейных разрывов вдоль этого разлома почти несомненно обусловлено небольшой амплитудой общего смещения на глубинах ниже 10 км и краткой продолжительностью подвижки. Сложность же морфологии разрыва на примерно 300-километровом вскрывшемся в 1857 г. участке разлома Сан-Андреас была сглажена, вероятно, как повторными землетрясениями с несколько отличным характером дислокаций на поверхности, так и более быстрой, чем в Монголии, где климат резко континентальный и сухой, эрозией. Осознавая, что нет признаков, свидетельствующих об одновременном вскрытии разлома Сан-Андреас и близлежащих надвигов, мы считаем, что доказательство такой гетерогенности разрыва Богдо является неуместным, когда речь идет о сходстве с возможными будущими землетрясениями в Южной Калифорнии.
СОДЕРЖАНИЕ
