и др. [1985] западнее главного разрыва выделили второстепенный разрыв длиной примерно 5 км, простирающийся на СЗ 305° и не имеющий признаков сдвига. Свежий, обращенный на северо-восток, уступ позволяет судить о вертикальном компоненте смещения по нему на 1—1,5 м.
В 20 км севернее Буянт-Гола отчетливых признаков недавнего разрыва не видно, но на отрезке Кобдинского разлома далее к северу были обнаружены ясные уступы. В некоторых местах (например, 48°02' с. ш. и 91°22' в. д.) пологость фаса уступа позволяет предполагать, что он может быть древнее, чем крутые уступы, расположенные южнее Буянт-Гола. Однако отчетливейший уступ еще далее к северу, в районе 48°05' с. ш. и 91°20' в. д., имеет такую же свежесть, как и уступы Буянт-Гола. В этом месте временный водоток, текущий по одному незначительному руслу на северо-восток, был подпружен разломом при поднятии его восточного крыла. Участок водотока выше по течению располагается в 7 ± 2 м севернее участка ниже по течению. и др. [1985] отметили здесь крупнейшее правостороннее смещение — 7м. Однако из-за отчетливого вертикального компонента и подпруживания верховьев водотока мы не уверены, что это горизонтальное смещение возникло при одном событии. Следующий к северу сайр также отчетливо смещен и здесь на ровной поверхности вертикальный компонент составляет около 0,5 м. Видимое правостороннее разделение в 5,5 м северного (левого) борта сайра предполагает сдвиг в этом районе величиной 4 м. Отдельные примеры поверхностной деформации можно видеть и далее к северу примерно до 48,2° с. ш. и 91,25° в. д.
и др. [1985] писали, что на обширной территории Западной Монголии и Южной Сибири 9 декабря 1761 г. ощущалось землетрясение, сравнимое с сильнейшими землетрясениями 1905, 1931 и 1957 гг. Учитывая свежесть деформаций они условно связали образование разрыва Ар-Хутэл с этим землетрясением. Кроме того, есть предположение, что Ар-Хутэльское землетрясение произошло примерно или в период между VI столетием и царствованием Чингисхана, или между XV столетием и 1685 г. [1985] предлагает близкую к последней датировку — 460 ±100 лет, базируясь на радиоуглеродном возрасте материала, обнаруженного в двух
19
|
Таблица3 Палеосейсмогенные деформации Западной Монголии |
Примечание. Координаты указаны для центров разрывов. В скобках — предполагаемые значения.
горных выработках и, как он полагает, отложившегося после наиболее молодой поверхностной деформации. Так как он дает мало информации о взаимосвязи отложения этого материала и землетрясения, нам представляется более вероятным отнести формирование разрыва Ар-Хутэл к 1761 г.
[1985] также установил горизонтальное смещение оврагов и водоразделов около перевала Ар-Хутэл, которое составляло 4,5 м. Соответственно он пришел к выводу, что смещение на такие средние величины происходило при редких землетрясениях. Основываясь, видимо, на радиоуглеродном возрасте 1190 ± 80 лет материала, лежащего ниже материала возрастом 460 лет, он заключил, что первое событие произошло примерно за 700—750 лет до второго, а средняя скорость смещения (4,5 м за 700—750 лет) 6 мм/год. Оценить правильность этих выводов трудно, так какг мы не видели четких смещений, которые составляли бы 4,5 м. В результате выводы об интервале повторяемости в 700—750 лет или скорости смещения 6 мм/год представляются мало убедительными.
В 1991 г. нами обнаружено несколько позднечетвертичных смещений, которые ясно свидетельствуют не об одном землетрясении. Два из них, вероятно, произошли после максимальной фазы оледенения. В точке 48°05' с. ш. и 91°20' в. д. (где временный водоток подпружен) проекция русла в нижнем течении располагается в 28 ±10 м южнее направления верхнего течения русла. Большая неопределенность оценки вызвана трудностью выбора тальвега на нижнем участке. Приблизительно в 4 км южнее Ар-Хутэл водоток, текущий на западо-юго-запад по крутой долине, пересечен разломом и врезан примерно на 3—4 м в ровный ландшафт западнее разлома. Измерение смещения этой долины также затруднительно, но мы оценили правостороннее разделение северного борта долины в 45 ± 15м. Резкий врез нижнего отрезка водотока может быть связан с усилением эрозии в результате позднеплейстоценового изменения климата. Логично предположить, что такое изменение обусловлено наступлением теплого периода примерно 12 тыс. лет назад после максимальной фазы оледенения. Если такое предположение верно, то среднюю скорость смещения можно считать равной 2— 4 мм/год.
На южном фланге Тонхилского разлома в районе 45,7° с. ш., 94,1° в. д. и др. [1985] выделили структуру Бидж в виде разрыва длиной 25 км, простирающегося меридионально (№ II, см. рис.1, табл. 2), с правосторонним смещением. Трассу разлома маркируют уступ высотой около 1 м и трещины растяжения, ориентированные на северо-восток. и
20
др. [1985] измерили в нескольких местах вдоль разрыва амплитуду правостороннего сдвига — 2,5—3 м. Они считают, что возраст разрыва 500—1000 лет.
Пределы скоростей правостороннего смещения в Монгольском Алтае
Параллельно Монгольскому Алтаю в северо-западном — северо-северо-западном направлениях протягивается несколько правосторонних сдвигов. Они ясно просматриваются на космоснимках, а некоторые отмечены на местности хорошо выраженными молодыми тектоническими уступами. Для оценки средней скорости смещения в Монгольском Алтае мы используем средние величины смещений и протяженность разрывов.
Сумма сейсмических моментов землетрясений вдоль разлома может быть использована для оценки скорости смещения по разлому [Brune, 1968 ]. Скорость смещения — это частное от деления этой суммы на модуль сдвига, длину и ширину разлома и время, охватывающее историю землетрясений. Можно считать, что разломы Монгольского Алтая параллельны, и использовать произведение среднего смещения на длину разрыва вместо сейсмического момента. Соответствующие множители получаются при следующих значениях средних смещений и длин разрывов: 8 м вдоль 180 км (Фуюньский разрыв), 2,5 м вдоль 36 км (Сагсайский разрыв), 4,5 м вдоль 215 км (Ар-Хутелский разрыв). Сумма произведений этих величин 2500 км • м. Разделив эту сумму на общую длину Монгольского Алтая, составляющую около 500 км, и на приблизительный период времени, в течение которого эти разрывы произошли — 500 лет, получаем среднюю скорость смещения 10 мм/год. Эта оценка может быть несколько завышенной, если в последние 500 лет сейсмичность была аномально высокой и не отражала долговременный уровень или если данные и др. [1985 ] о возрастах разрывов были слишком занижены. С другой стороны, так как регион отдаленный, вполне возможно, что признаки некоторых прошлых землетрясений не обнаружены или уничтожены эрозией. Поэтому средняя скорость вряд ли была значительно меньше 5 мм/год. Особенно это касается смещений по Фуюньскому и Кобдинскому разломам.
Левосторонние сдвиги по южной окраине Монгольского Алтая
Зона разветвляющихся правосторонних сдвигов, параллельных Монгольскому Алтаю, включает также сопряженные левосторонние разломы. Один такой разлом — Булганский — у юго-западного фланга Монгольского Алтая изучался детально. и др. [1985 ] проследили широтный поверхностный разрыв (№ III, см. рис. 1) на протяжении 30—32 км от границы с Китаем в район, расположенный около 46,2° с. ш. и 91,1° в. д., и отметили, что длина разрыва может быть больше, если он продолжается на территории Китая. Крупные кротовины высотой 2—3 м (иногда 4—5 м) свидетельствуют о большом левостороннем компоненте смещения. Большая часть трассы маркируется обращенным на юг уступом высотой до 1,5—2 м (вероятно, взбросообразование по падающему на север разлому), но с противоположным знаком в западной части. Исследователи привели средние горизонтальные и вертикальные смещения в 2 и 1 м соответственно, определив предположительный возраст поверхностного разрывообразования в 500—1000 лет.
[1974] также обнаружил и описал в этом районе признаки сдвиго - и взбросообразования по образующей несколько ветвей широкой широтно простирающейся зоне. Сам Булганский разлом, по его мнению, падает к северу и отчетливо связан с надвиганием метаморфических пород к югу на Барунхурайскую впадину с амплитудой в несколько десятков километров. Однако не ясно, какая часть этого смещения произошла в кайнозое.
21
|
|
Рис. 6- Схема расположения сейсмогенных деформаций, возникших при Тахийншарском землетрясении 4 июля 1974 г.
1 — плавный сейсмогенный разрыв (стрелка — левый сдвиг 0,3 —0,4 м, бергштрихи — в сторону опущенного крыла); 2 — разломы, активизированные в кайнозое; 3 — докайнозойский фундамент (а — осадочно-метаморфические породы, б - гранитоиды, в — габброиды); 4 — кайнозойские отложения впадин; 5 — изогипсы рельефа, м.
Внутри Барунхурайской впадины важное значение имеет Барунхурайс-кий разлом, ориентированный на востоко-северо-восток и пересекающий Булганский разлом восточнее пос. Булган. Его северное продолжение выражено серией субпараллельных ветвей с суммарным смещением 7—8 км [Тихонов, 1974]. По отрезку южнее Булганского разлома отмечается левостороннее смещение на 15 км девонских пород и на 300—400 м осадков среднего-верхнего плейстоцена, что свидетельствует об активности разлома в настоящее время со скоростью смещения несколько миллиметров в год.
Следует отметить, что и Булганский, и Барунхурайский разломы видны на космоснимках, но ни один из них не выглядит "первостепенным" [Тарponnier, Molnar, 1979].
Разрывы Тахийншарского землетрясения 4 июля 1974 г. в Юго-Западной Монголии (рис. 6, табл. 1) представляют второй пример левостороннего смещения близ южной окраины Монгольского Алтая. Определение механизма очага этого события показывает почти чистый сдвиг: левосторонний по плоскости, простирающийся на СВ 78°, или правосторонний по перпендикулярной плоскости [Huang, Chen, 1986; Tapponnier, Molnar, 1979]. и др. [1985] проследили здесь на протяжении 17 км зону трещин растяжения и структур сжатия, ориентированную в направлении востоко-северо-восток. Ширина зоны достигает 15 м, а зияние некоторых трещин — 0,5 м. По ориентации и размерам этих трещин и кротовин предполагается левостороннее смещение 0,3—0,4 м. Максимальное вертикальное смещение 0,4 м, а среднее — 0,1 м. Сейсмический момент, рассчитанный по длине разлома 17 км, глубине 20 км и среднему смещению 0,3—0,4 м, составит только 3—4-1018 Нм (довольно небольшая величина для землетрясений с магнитудой около 7). Это лишь немного меньше ве-
22
|
|
Рис. 7. Карта разломов в бортах Шаргийн-Гобийской впадины.
1 — горизонтали рельефа, м; 2 — поверхностные разрывы; 3 — направление падения сместителей взбросов. Цифры означают высоты уступов.
личины 8,5-1018 Нм, полученной Дж. Хауаном и В. Ченем [Huang, Chen, 1986] по синтезированным длиннопериодным объемным волнам.
Левостороннее разломообразование также отчетливо проявлено на юго-восточном фланге Монгольского Алтая в месте его сочленения с Гобийским Алтаем. Здесь на космоснимках хорошо виден Шаргынский разлом, ограничивающий южный фланг хр. Дарвийн-Нуру и образующий дугу по северному краю Шаргын-Гобийской впадины (рис. 7). Уступ отчетливо виден вдоль восточной части разлома на расстоянии 55 км. На отрезке протяженностью около 30 км восточнее Таджаган-Булака фас уступа обращен к северу. В отдельных местах высота уступа достигает 2—2,5 м, но на большей части этого отрезка она составляет только 1—1,5 м. Восточнее Хойт-Шар-гын-Гола разлом маркируется как уступом, так и широкой (10—20 м) зоной интенсивно раздробленных пород. Плоскость сместителя падает на юг под углом в 35 — 55°. По ориентировке хребтиков сжатия и смещения сайров достаточно надежно устанавливается левостороннее смещение небольшой (около метра) амплитуды.
Второй активный разлом, располагающийся субпараллельно и южнее, отчетливо выражен на расстоянии около 40 км в междуречье Хойт и Урд-Шаргын-Гола. Этот дугообразный уступ обращен фасом на юг, а обусловливающий его разлом, по-видимому, падает на север. Восточнее Дунд-Шаргын-Гола высота уступа достигает 6 м, а западнее не превышает 4 м. Уступ сформировался в результате поверхностного разрывообразования, но вероятно, его высота увеличена последующей эрозией.
Третий уступ располагается северо-восточнее селения Сондултай и особенно отчетлив там, где он пересекает Хойт-Шаргын-Гол. Фас уступа обращен на юг, а его высота составляет около 1,5—2 м. Породы фундамента отчетливо смещены: в крутом борту Хойт-Шаргын-Гола 6—8-метровый слой неогеновых крупнозернистых песчаников, перекрывающих на южном крыле
23
|
Рис. 8. Схема геологического строения района разлома Тугрэг.
1 - осадочно-метаморфические образования доюрского возраста; 2 — гранитоиды; 3 — основные и ультраосновные породы; 4 — палеогеновые осадки; 5 — неогеновые эффузивно-осадочные образовании; 6 — пролювиально-осыпные образования четвертичного возраста; 7 — рыхлые отложения четвертичной системы; 8 - активные в кайнозое разломы; 9 — участки разломов, претерпевшие омоложение в верхнеплейстоцен-голоцене (параллельный штрих, упорядоченный в линию — бровки бортов каньонов); 10 — направление сместителей надвигов. h — высота уступа.
докембрийские породы, контактирует с этими древними породами, обнаруживающимися на северном крыле разлома. Разлом крутопадающий, хотя угол падения нельзя надежно измерить. Уступ не прямолинеен, что свидетельствует о незначительности сдвигового компонента.
Во всех случаях эти поверхностные разрывы отчетливо прослеживаются на местности, однако отсутствие свободного фаса уступов и пологий наклон большинства из них говорят об их относительно древнем возрасте (1000 лет и более).
Взбросы или надвиги в Монгольском Алтае
Взбросы играют меньшую роль в создании крупномасштабного рельефа и поверхностные разрывы такого типа очень редки, вероятно потому, что они не выходят на земную поверхность или быстро перекрываются материалом, сносимым с окрестных возвышенностей.
На северном фланге Монгольского Алтая короткая, субширотно (ЗСЗ) ориентированная зона Цаган-Шибетинского разлома отчетливо прослеживается на космоснимках, а [1975] отметил пологое надвигание по ней палеозойских пород на юрские осадки и обеих вместе — на неогеновые. Эта зона отмечает резкий перегиб склона по фронту гор, и на некоторых конусах выноса, формирующих предгорный шлейф, можно различить эродированный уступ.
Разрывообразование в пределах этой зоны произошло при Урэгнурском землетрясении 15 мая 1970 г. (№ 52, рис. 1, табл. 1). Механизм очага этого события по первым вступлениям Р - и S-волн определяется четко, но показывает большой компонент взбросо - или надвигообразования [Tapponnier, Molnar, 1979; Vilkas, 1982]. и др. [1985] наблюдали зону трещин на расстоянии 6—8 км, простирающуюся примерно широтно. Северное крыло поднято относительно южного на 2 м, но отрезок с таким выразительным уступом очень короткий — менее 1 км. На большей части зона деформаций представлена трещинами растяжения, зияние которых в некоторых местах превышало 4 м. и др. [1985] отметили левосторонний компонент смещения, и, хотя такое смещение в некоторых местах, видимо, значительно, оно не типично для всей зоны разрыва. Деформации Урэгнурского землетрясения не отражают, по-видимому, первичного разломообразования на глубине.
По синтезированным формам Р-волн А. Вилкас [Vilkas, 1982] предположила, наряду с преобладающим взбросовым, наличие существенного левостороннего сдвигового компонента по падающей на север нодальной плоскости. Для 1,5-метрового косого взбросообразования, происшедшего по плоскости, падающей под углом 58° на север и имеющее протяженность 10 км, она получила сейсмический момент 1,2 • 1019 Нм.
Надвигообразование с северо-востоко-юго-западным сжатием происходит также на юго-восточном фланге Монгольского Алтая. Так, севернее Шаргын-Гобийской впадины, вдоль подножия Хасагт-Хайрхан-Нуру четко на протяжении 15 км прослеживается уступ, обращенный фасом к югу и имеющий высоту от 1—1,5 м (рис. 7). Глубокие речные долины пересекают подножие хребта и обнажают разлом, относительно круто (40 — 60°) падающий на северо-восток, указывая на взбросовый компонент смещения.
Другой молодой надвиг — разлом Тугрэг (см. рис. 7, 8) — отчетливо картируется в районе 46° с. ш. и 94,75° в. д. Здесь Тугрэг-Гол выработал в третичных породах и перекрывающих их четвертичных отложениях резко
25
выраженный каньон глубиной около 15 м. В стенках каньона обнажаются наклонно залегающие слои песчаников с включением гравия и перекрывающие их конгломераты и гравелиты, типичные для палеогена. Пласты падают на юг под углом 10 — 20°. Ниже по течению в русле встречаются горизонтально залегающие красноцветные конгломераты в глинистом заполнителе (вероятно, неогенового возраста). В 4 м выше днища долины наблюдается небольшое валообразное искривление речной террасы. Изгиб достигает 3 м высоты и распространяется по левобережью в полосе шириной около 75 м. В створе изгиба современное днище долины также искривлено на 0,5—0,75 м, что свидетельствует об активности движений в настоящее время. Фрагментарное искривление поверхности по фронту разрыва и южное падение четвертичных отложений позволяют предполагать, что разлом является листрическим и выполаживается к югу. Высота уступа, достигающая в некоторых местах 6 м, и пологое падение разлома позволяют предположить, что надвиговое смещение и схождение были резкими.
Вероятно, в результате дальнейших работ могут быть обнаружены другие примеры активного взбросо - и надвигообразования при северо-востоко-юго-западном сокращении коры по окраинам Монгольского Алтая, но сейчас признаки сдвигообразования гораздо более очевидны.
Резюме
Основной тип разломообразования в Монгольском Алтае — правосторонний сдвиг по простирающимся на северо-северо-запад плоскостям. Как отмечалось выше, если судить только по поверхностным разрывам, скорость правостороннего смещения в пределах хребта несколько миллиметров в год. Учитывая вероятность того, что некоторые поверхностные разрывы и смещения по ним еще не обнаружены, она может превышать 10 мм/год. Механизмы очагов некоторых землетрясений и материалы полевых наблюдений указывают, на сокращение коры, которое происходит вкрест горной страны, проявляясь само по себе в виде высоких горных хребтов. Однако ограниченность сейсмостатистики и свидетельств голоценового разломообразования не позволяет количественно оценить скорость этого процесса. Если скорость сдвигообразования составляет 10 мм/год, то здесь вполне возможно сокращение коры со скоростью от двух до нескольких миллиметров в год. На северо-западном фланге Монгольского Алтая главные, ориентированные на северо-запад сдвиги, вероятно, преобразуются в надвиги и взбросы. У его юго-восточного фланга такие сдвиги скорее всего затухают или оканчиваются против других разломов, и левостороннее смещение по сопряженным широтным плоскостям становится преобладающим. Такой тип деформации превалирует к востоко-юго-востоку в субширотном хребте Гобийского Алтая.
ГОБИЙСКИЙ АЛТАЙ
Представления о деформациях в Гобийском Алтае базируются главным образом на материалах тщательного исследования поверхностных разрывов, образовавшихся при Гоби-Алтайском землетрясении 1957 г., полученных и его коллегами [Флоренсов, Солоненко, 1963 ], и на результатах детального изучения отдельных участков плейстоценовой области этого землетрясения в последние годы.
Гоби-Алтайское землетрясение 4 декабря 1957 г. (45,31° с. ш, 99,21° в. д.г М = 8,3)
Всесторонние исследования, проведенные и его коллегами сразу после этого землетрясения и в последующее время, делают его одним из наиболее изученных в мире. Очень большие компоненты взбросо - и левостороннего сдвигообразования характеризуют зону длиной примерно 250 км и шириной более 30 км. Зона основного разрыва не прямая и
26
Рис. 9. Карта разрывов Гоби-Алтайского землетрясения 1957 г. (по и [1963], с изменениями).
1 — позднекайнозойские осадки; 2 — выходы фундамента или консолидированных осадочных пород; 3 — вершинное плато ИХЭ-Богдо.
h — вертикальный компонент. Оценки сдвиговых смещений указаны непосредственно у разломов. Треугольное оперение разрыва означает преобладание взбросовой (надвиговой) подвижки. Ост. усл. обозн. см. на рис. 1.
включает многочисленные неровности и ответвления. Максимальные установленные сдвиговые и вертикальные компоненты достигают 8 и 9 м соответственно, хотя они существенно варьируют по простиранию зоны.
Три крупные зоны разрывов охватывают большую часть поверхностных деформаций (рис. 9). Главный поверхностный разрыв Богдо следует на 250 км в западно-северо-западном направлении вдоль северного склона хр. Ихэ-Богдо, продолжаясь от него к востоку и западу. Второй разрыв — надвиг Тормхон — протягивается примерно меридионально на 32 км и примыкает к разлому Богдо с юга между хребтами Ихэ - и Бага-Богдо [Солоненко и др., 1960 ]. Третий разрыв лежит у южного подножия Ихэ-Богдо и протягивается примерно на северо-запад на расстояние около 70 км.
Разрыв Богдо. Простирание примерно СЗ 280°, но трасса на поверхности не прямая — направление отдельных отрезков варьирует от северо-восточного до северо-западного. Как правило (но с многими исключениями), отрезки с субширотным простиранием характеризуются почти чистыми сдвиговыми смещениями с вертикальными компонентами менее 1 м. Наибольшие вертикальные смещения отмечаются вдоль отрезков, простирающихся на ЗСЗ ° или северо-запад (южное крыло образует поднятый блок), хотя в нескольких районах, там, где простирание разрыва слегка отклоняется к северо-востоку (СВ 80°), поднятым оказывается северное крыло. Вероятно, горизонтальный компонент вектора смещения направлен почти широтно.
Фактически на всем протяжении можно оценить падение разлома Богдо. и [1963] установили, что разлом падает на юг, а угол падения варьирует между 65 и 70°, что несколько круче величины в 53°, определенной Е. Окалом [Okal, 1976]. В любом случае, если падение на юг относится ко всем отрезкам поверхностного разрыва Богдо и если горизонтальный компонент вектора смещения ориентирован примерно широтно, то большинство вертикальных компонентов смещения маркирует косые взбросы, а в некоторых местах (где северное крыло поднято) — косое сбросообразование. При вычислении сейсмического момента нами принято южное падение, одинаковое для всей зоны и равное 55°.
Величины сдвиговых и вертикальных компонентов качественно согласуются с примерно широтным вектором смещения, поскольку отрезки разлома постоянно падают на юг. Допустим, что в косом смещении, показанном на рис. 10, ΔUh — горизонтальный компонент. Если смещение представляет чистый сдвиг, его компонент ΔUss должен быть равен ΔUh, но если простирание разлома отклоняется от ориентировки горизонтального вектора смещения, ΔUss = ΔUh • cosΔΘ, где ΔΘ — угол между азимутом вектора смещения и простиранием отрезка поверхностного разрыва. Для небольших величин ΔΘ (меньше 20°) ΔUss ≈ ΔUh. Вертикальный компонент ΔUv связан с горизонтальным компонентом схождения ΔUc перпендикулярным разлому, как ΔUv = ΔUc • tgδ, где δ — угол падения разлома. Например, для падения в 63° ΔUv = 2 ΔUc. Наконец, ΔUc = ΔUss • tgΔΘ. Таким образом, вертикальные и сдвиговые компоненты должны быть связаны соотношением ΔUv = ΔUss • tgδ • tgΔΘ. Предположим, что горизонтальный компонент вектора смещения был направлен по азимуту 85°, само смещение составляло 6 м, тогда для простираний СВ 85° компонент смещения, перпендикулярный разлому, и вертикальный компонент будут отсутствовать. Для простираний СЗ 275° и СЗ 282° и угла падения Δ = 55° вертикальные компоненты должны быть 1,4 и 2,5 м соответственно. Подобным образом для отрезков с простираниями СВ 80° вертикальный компонент сбросообразования должен иметь величину примерно 0,75 м (эти величины близки тем, которые наблюдались нами в притормхонской части разрыва горы Богдо).
Рассмотрим вариации в характере разрыва Богдо по его протяжению с запада на восток. Самые западные деформации поверхности описаны и [1963] в нескольких километрах вос-
28
Рис. 10. Блок-диаграмма, показывающая соотношение горизонтального и вертикального компонентов смещения с вектором смещения и местным простиранием разлома.
точнее меридиана 99° в. д., там, где отдельные ветви разрывов ограничивают и косо пересекают узкий грабен шириной 350—800 м. и др. [1960] отметили общую северо-восточную ориентацию отдельных разрывов и описали большинство смещений по ним как сбросовые. Ограничивающие грабен уступы имели обычно высоту 2—2,5 м, но внутри его типичны уступы высотой только 0,2—0,5 м. Последующая эрозия фактически уничтожила деформации в днище грабена, а ограничивающие его уступы сейчас не отчетливы, что затрудняет измерение общего сдвигового или вертикального компонентов смещения.
Далее на восток, непосредственно восточнее и западнее Улан-Булака, поверхностная деформация концентрируется главным образом в один хорошо выраженный разрыв, протягивающийся примерно по азимуту 90 — 95°, со сдвиговым смещением -6 м и незначительным вертикальным компонентом.
и [1963] также отметили в этом районе смещение величиной 6 м, но (непонятно почему) сделал вывод, что в районе Улан-Булака огромное число измерений дают максимальную величину смещения около 3—3,5 м, а в целом общий сдвиг, связанный с землетрясением 1957 г., нигде не превышает 5 м [Трифонов, 1988 ]. Однако эти данные противоречат фактическим величинам смещений, которые измеряются вполне надежно. В нескольких местах на протяжении примерно 100 м разрыв принимает право - или левоступенчатую конфигурации, а в зонах перекрытия, особенно там, где простирание несколько отклоняется к северу, образовались небольшие грабены. Незначительные изменения простирания разрыва влияют на величину вертикальных компонентов и направление фаса уступов. Там, где азимут разрыва варьирует между 80 и 100°, уступ обращен к югу. Если же азимут близок или более 105°, он обращен к северу, а его высота обычно 1 — 1,5 м.
В районе 45,1° с. ш. и 101° в. д. генеральное направление разрыва Богдо ближе к юго-восточному (~105°) и именно вдоль этого отрезка горизонтальный и вертикальный компоненты наибольшие. и [1963] определили горизонтальные смещения в 7—8 и вертикальные — в 2—3 м. Как и на западе, разрыв не прямолинеен и местами состоит из серии нарушений. На одном участке непосредственно западнее оз. Орок-Нур разрыв отступает к северу и как бы опоясывает молодые развивающиеся линейные холмы Долон-Туру, сложенные плиоцен-четвертичными конгломератами, брекчиями и песчаниками.
29
Далее к востоку, севернее Дулан-Богдо-Ула, разрыв ориентирован субширотно (95°). Здесь сдвиговый компонент 5—6 м, а вертикальный только около 1 м. Как и в районе северо-западнее Их-Богдо, незначительные изменения местного простирания связаны с изменениями вертикального компонента смещения. Там, где азимут разрыва больше 90°, уступ обращен на север и его высота обычно 1 м или больше. Там, где азимут меньше 85 — 90°, уступ обращен на юг, а его высота менее 1 м. Таким образом, вектор смещения здесь может быть ориентирован более к северо-востоку, чем это было западнее.
Амплитуда сдвигового компонента уменьшается (с 5—6 м до 3—4 м) восточнее района сопряжения Тормхонского надвига и главного разрыва Богдо [Флоренсов, Солоненко, 1963 ]. В этом районе на отрезке длиной около 1 км величина смещения небольших сайров неоднозначна. Подавляющее число сухих долин левосторонне смещено на 4—5 м, а южное крыло поднято на 1 м относительно северного. Однако западные борта долин двух самых больших, имеющих сток на юг, сайров левосторонне смещены на 8,85 и 8,6 м, и посчитал, что эти самые крупные смещения по разрыву Богдо связаны с землетрясением 1957 г. Но такие крупные смещения не видны на восточных бортах тех же самых сайров. Кроме того, небольшие смещения (4—5 м) ближайших долин мелких сайров затрудняют объяснение разницы в величине смещения. Мы предполагаем, что только около половины 8—9-метровых смещений произошли в 1957 г. и поскольку они связаны с самыми широкими и глубокими сайрами из смещенных по разрыву Богдо в этом районе, то, вероятнее всего, они сохранили следы не одного землетрясения.
Далее на восток разрыв огибает северный склон хр. Бага-Богдо. У северо-западного подножия хребта простирания поверхностных разрывов варьируют от СВ 75° до СВ 90°, и вертикальные компоненты незначительны (менее 1 м). У северо-восточного подножия простирания от В 90° до СЗ 315°, а вертикальный компонент составляет 2—3,5 м. В любом случае изменение вертикального компонента в зависимости от простирания согласуется с близширотной ориентировкой вектора смещения. Восточнее 102°10' в. д. разрыв Богдо уже не прослеживается.
Тормхонский надвиг. Эта дислокация приближается к главному разрыву с юга чуть восточнее 101° меридиана. Общее простирание уступа примерно меридиональное с небольшим отклонением на восток-юго-восток (см. рис. 9). Уступ постоянно обращен на восток. На поверхности по северному флангу наблюдается крутое падение сместителя на запад, но далее на юг, судя по положению трассы в рельефе, падения более пологие. Измеренные высоты везде более 1 м, а сообщал о величине в 9,2 м. Если уступ пересекает сравнительно ровную поверхность, его высота обычно около 2,5 м. Большие вертикальные смещения наблюдаются там, где уступ следует по крутым склонам восточной экспозиции и их можно объяснить предыдущими событиями или другими процессами (например, оползание), также участвующими в. формировании рельефа.
При местном близмеридиональном простирании разрыва сдвиговых смещений, как правило, не наблюдается, но у северо-восточных отрезков отчетливо выражен правосторонний компонент. и др. [1960] замерили борозды скольжения, падающие под углом 58° на юго-запад по близвертикальной плоскости, простирающейся на СВ 30°. Это свидетельствует, что сдвиговое смещение по амплитуде составляло примерно половину вертикального. Отмечено также правостороннее смещение величиной 1,5 м, замеренное примерно в 15 км юго-западнее разлома Богдо, где местное простирание СВ 25°. Подобным образом у северного конца надвига, где его простирание также СВ 25°, некоторые небольшие хребтики и сайры, пересеченные разломом, маркируют правосторонний сдвиг с видимой амплитудой до 4 м. В дополнение к этому штрихи скольжения в двух местах зоны разрыва падают на юго-запад под углом примерно 20°, свидетельствуя о большем сдвиговом, чем вертикальном компоненте смещения. У нас нет
30
|
Рис. 11. Простые диаграммы, показывающие как деградирует фас уступа, обращенный вниз по склону.
ΔUV — вертикальное смещение; ΔU — амплитуда взброса (смещение по разлому); ΔU* — величина смещения земной поверхности; а — угол наклона земной поверхности; Ф — угол наклона фаса уступа; δ — угол падения разлома; h — высота уступа.
единого мнения по поводу относительной важности сдвиговых (1—4 м) или вертикальных (1—2 м) смещений вдоль этого самого северного отрезка Тормхонского надвига, но наличие обоих компонентов несомненно.
Таппонье и П. Молнар [Tapponnier, Molnar, 1979 ] пришли к выводу, что Тормхонский надвиг обусловлен сбросообразованием. Этот вывод основан на очевидном противопоставлении левосторонних смещений вдоль разрыва Богдо, показанных на карте и [19631. На ней отражены
сдвиговые смещения величиной в 3,8 м западнее того места, где Тормхонский надвиг приближается к разрыву Богдо, и величиной 8,85 и 8,6 м восточнее его. Такое различие левосторонних смещений могло быть объяснено горизонтальным растяжением, а не сжатием вкрест Тормхонского надвига. Если же амплитуда сдвига 8,85—8,6 м сформирована не только землетрясением 1957 г., а смещение вдоль разлома Богдо к востоку от этого района меньше (3—4 м), чем к западу от него (5—6 м), то это определяет взбросовый (надвиговый), а не сбросовый характер Тормхонской структуры.
Разрывы южнее и юго-западнее Ихэ-Богдо. Третья обширная зона разрывов, названная Гурбанбулакской, протягивается вдоль южного и юго-западного подножий Ихэ-Богдо и разветвляется к западу. Суммарная протяженность зоны примерно 70 км. Эта длина не учитывает обширную деформацию самого массива Ихэ-Богдо, где нарушения поверхности кажутся неглубокими.
Гурбанбулакские разрывы отмечены высокими, обращенными к югу уступами, но на перегибе склона между кристаллическими породами Ихэ-Богдо и крупными аллювиальными конусами выноса уступы не прослеживаются. Вместо этого разрывы рассекают конусы выноса примерно в 1—5 км от коренного склона, соотносясь с рельефом таким образом, что можно предполагать существование взбросо - или надвигообразования. Быстрая эрозия летом 1958 г. вскрыла один участок уступа, и и измерили направленное на север падение сместителя под углом 40° у поверхности и выполаживание до 30° на глубине приблизительно 8—9 м, где разлом смещает падающие на север под углом 35° осадочные породы олигоцена [Флоренсов, Солоненко, 1963]. Вряд ли падение в 30° продолжается на большую глубину, но и почти вертикальное падение тоже маловероятно. Приповерхностное падение сместителя под углом 68° ими отмечено для отрезка южнее Улзит-Ула. Вертикальное смещение консолидированных тре-
|
Из за большого объема этот материал размещен на нескольких страницах:
1 2 3 4 |
