Деформация и разрывообразование при сильных землетрясениях в монголо-сибирском регионе (стр. 3 )

31

тичных осадочных пород, залегающих под рыхлым пролювием конуса выноса, 4—5 м. [Флоренсов, Солоненко, 1963] в ряде мест были отмечены уступы высотой 5 м, а в одном — 7—8 м.

Поскольку видимая высота уступа дает верхний предел вертикального компонента смещения [Hanks, Andrews, 1989], то последний может быть меньше этих вышеприведенных больших величин. Там, где фасы уступов обращены вниз по склону, обрушение и выполаживание уступа увеличивает его высоту (рис. 11). В 1990 г. наклоны около 30°, почти соответствующие углу естественного откоса, были характерны для большей части уступов в рыхлом материале. Весь облик нависающего фаса был утрачен и, вероятно, обрушение его произошло вскоре после землетрясения. Эволюция уступа от первоначального, нависающего и имеющего наклон в том же направлении, что и окружающий рельеф, приводит к увеличению его высоты; материал, смещающийся сверху вниз с первоначального уступа, заставляет бровку перемещаться вверх, а аккумуляция этого материала у основания снижает подошву уступа (см. рис. 11). Отсюда следует, что уступы, рассекающие крутонаклонную поверхность, будут в процессе деградации становиться более высокими, чем уступы, пересекающие ровные близгоризонтальные поверхности.

При измерении (1990 г.) высот уступов вдоль Гурбанбулакского разрыва (на протяжении только 200 м), пересекающих поверхности с различными наклонами, было отмечено, что там, где наклон выше и ниже уступа имеет угол α = 15°, измеренная высота составляла 6,8 м. Если угол наклона фаса уступа Ф =°, а падение разлома δ = 49°, рассчитанный вертикальный компонент смещения составит 3,0—3,5 м. Там, где поверхность над уступом наклонена под углом 25°, а ниже уступа — под углом в 16°, его высота была 8,5 м. При падении разлома под углом 49° и среднем региональном наклоне поверхности α = 20°, рассчитанное вертикальное смещение для этого уступа 2,5—3,0 м. В целом величина 3 ± 1 м среднего вертикального смещения представляется оптимальной для большей части этого отрезка поверхностного разрыва.

Сейсмический момент Гоби-Алтайского землетрясения 1957 г.

Определен с использованием измеренных смещений по трем разрывам, предположительно распространенных на глубину 20 км. Для упрощения предположим, что вектор смещения одинаков вдоль разрыва Богдо — СВ 85° и что средний угол падения разлома на юг 55°. При средних компонентах смещения по простиранию и по падению 6( ± 2) и 1,4 м на западном 65-километровом отрезке, 6( ± 2) и 2,5 м — на центральном (длина 100 км) и 4( ± 2) и 1 м — на восточном (длина 85 км) M0 примерно составляет

1,14( ± 04) • 1021 Нм. Если для Тормхонского надвига мы предполагаем средний вертикальный компонент смещения примерно 2,5 м и среднее падение на глубине под углом 40°, то среднее смещение здесь около 4 м. При протяженности 32 км соответствующий сейсмический момент равен 0,13 • 1021 Нм. Для отрезка южнее Ихэ-Богдо средний вертикальный компонент в 3( ± 1) м по плоскости, падающей под углом 49°, соответствует среднему смещению в 4 м. При протяженности 70 км сейсмический момент, связанный с этим отрезком, составит 0,24( ± 0,06) • 1021 Нм.

Из-за различий в ориентациях и типах смещений на различных отрезках мы не можем сложить эти три скалярные величины. Тем не менее очевидно, что их сочетание находится в пределах оценок, полученных по амплитудам длиннопериодных поверхностных волн: 1,4( ± 0,7) • 1021 Нм [Chen, Molnar, 1977] и 1,8( ± 0,4) • 1021 Нм [Okal, 1976]. Следует отметить, что при меньших углах падения разломов и тех же самых измеренных сдвиговых и вертикальных компонентах скалярный момент будет больше. Кроме того, мы не включаем в расчеты вторичные деформации на или

32

близ Ихэ-Богдо, которые могут быть связаны с приповерхностным разрыво-образованием.

Оценки средних интервалов повторяемости сильных землетрясений и скоростей смещений

В двух районах мы в 1990 г. обнаружили признаки смещений, накопившихся за тысячи лет. Допуская, что эти смещения могли произойти начиная с последнего ледникового максимума (20 тыс. лет), с начала голоцена (10 тыс. лет) или в последние 5 тыс. лет, их можно использовать для оценки соответствующих пределов средних скоростей смещения и средних интервалов повторяемости землетрясений, аналогичных событию 1957 г.

На отрезке разрыва Богдо восточнее Улан-Булака, где поверхностная деформация проявлена особенно резко, современный врез текущего на север водотока обнажил вертикальное смещение как неконсолидированных позднечетвертичных отложений, так и подстилающих их третичных вулканических и осадочных пород (поднято южное крыло). Здесь же на поверхности наблюдается обращенный на север взбросовый уступ (высота 1,2 м), образованный землетрясением 1957 г. Это дает основание считать, что вертикальное смещение в 1957 г. было не случайным, а отражало долговременную тенденцию сейсмогенных подвижек.

В процессе полевых работ удалось выявить 5 однотипных стратиграфических последовательностей в рыхлых отложениях на северном крыле разлома — в каждой из них крупный материал постепенно переходит выше в более мелкий. Такая стратификация может характеризовать 5 землетрясений, связанных с вертикальным смещением, обусловившим быстрый врез к югу в висячее крыло и аккумуляцию материала у подошвы уступа к северу. Общая мощность этого рыхлого материала около 7 м. Если он сформировался начиная с 5, 10 или 20 тыс. лет назад, то интервалы повторяемости землетрясений будут менее 1000, 2000 или 4000 лет, а если средний горизонтальный компонент смещения для этих событий был таким же, что и в 1957 г. (6 м), то средняя скорость смещения составит соответственно 6, 3 или 1,5 мм/год.

Вертикальное разделение подошвы рыхлого стратифицированного материала 12 м. Если такое смещение образовалось в результате повторения событий, аналогичных землетрясению 1957 г. с вертикальными компонентами 1,2 м, то тогда произошло 10 таких землетрясений. Если осадконакоп-ление началось 5, 10 или 20 тыс. лет тому назад, то интервал повторяемости землетрясений составит соответственно 500, 1000 и 2000 лет. Если к тому же предположить, что соотношение между сдвиговым и вертикальным компонентами то же самое, что и для землетрясения 1957 г. (5:1), то тогда горизонтальное смещение будет 60 м. Для интервалов в 5, 10 или 20 тыс. лет средние скорости такого смещения должны быть соответственно 12, 6 или 3 мм/год.

Широкий диапазон предполагаемых датировок отложения неконсолидированного материала не позволяет точно определить интервалы повторяемости или скорости смещения. Поэтому пока можно говорить только о предельных значениях этих величин: скорость смещения от 1 до 12 мм/год, интервал повторяемости от 500 до 2000 лет.

Другой район, где можно наблюдать суммарное смещение, которое по возрасту может быть также отнесено к позднему плейстоцену или голоцену, находится под южным склоном Ихэ-Богдо на разрыве Гурбан-Булак. Значительная по протяженности часть этого разрыва пересекает и смещает относительно ровную поверхность крупного современного конуса выноса. На восточном фланге, в северном поднятом крыле разрыва, располагаются фрагменты более древнего конуса выноса, возвышающиеся примерно на 45 м над поверхностью современного конуса и обнажающиеся в висячем крыле разлома, вскрывшегося в 1957 г. Если снова примем возраст более старого конуса выноса в 5, 10 и 20 тыс. лет, то скорость вертикального смещения, судя по его высоте, составит 9, 4,5 или 2,3 мм/год. Если его смещение

33

произошло в результате повторения землетрясений, аналогичных землетрясению 1957 г., с вертикальным компонентом 3 м, тогда здесь имели место 15 таких землетрясений, которые повторялись в среднем через 330, 700 или 1300 лет.

Некоторые особенности поверхностного разрыва 1957 г.

Во многих местах тектонический уступ, образовавшийся в 1957 г., обращен вверх по склону. Значит, разломообразование, которое произошло в 1957 г., очевидно, отличалось от более долговременных смещений, сформировавших современный рельеф.

В некоторых случаях, например в районе сопряжения разрыва Богдо с Тормхонским надвигом, это необычное соотношение объясняется, вероятно, различной сопротивляемостью пород агентам денудации. Более быстрая эрозия податливых к разрушению мезозойских обломочных отложений в висячем крыле, очевидно, поддерживает рельеф в направлении, противоположном образованному вертикальными компонентами смещения.

Вдоль разрыва Богдо близ северного конца Тормхонского надвига различия в скоростях эрозии, вероятно, не играют роли для обращенных вверх по склону уступов. В случае Тормхонского надвига суммарное смещение может быть таким незначительным, что рельеф просто не связан с разломообразованием. В случае разрыва Богдо нет альтернативы заключению, что поверхностные разрывы не отражают той точной ориентации и типа смещения, которые характеризуют разломообразование за прошедшие десятки или сотни тысяч лет. Так как горизонтальный компонент вектора смещения почти постоянен, легко объяснить вариации вертикальных смещений на поверхности просто местными изменениями простирания разрыва. Подобным образом различия в знаках вертикальных компонентов смещений между поверхностным разрывом и региональным рельефом могут отражать изменение во времени положения трассы разрыва на поверхности относительно более устойчивого пространственного положения разлома на глубине. Поэтому ориентировка поверхностной трассы, очевидно, является только примерным отражением ориентировки более глубокого разлома. Если это наблюдение применить к другим районам мира, то заключение о сегментации разломов, основанное только на поверхностных разрывах, следует рассматривать с осторожностью, так как разломы на глубине могут быть не сегментированными.

Вторая особенность — заметные вариации в сохранности поверхностных разрывов. и [1963] отмечали, что там, где поверхностный разрыв пересекал в январе 1958 г. сухие речные долины в виде уступа высотой 1—2 м, последний к концу 1958 г. был полностью уничтожен. По нашим наблюдениям в большинстве случаев уступы по разрывам, рассекающим рыхлые отложения, через 33 года после землетрясения деградировали до наклона 30°, т. е. до угла естественного откоса. Таким образом, если использовать уравнение диффузии и наклоны древних уступов для их датировок [Hanks et al., 1984], то соответствующим первоначальным условием для региона Гобийского Алтая может быть наклон примерно 30°. Вместе с тем во многих местах уступы, обращенные вверх и вниз по склону, имеют хорошую сохранность. Они или пересекают консолидированные осадочные породы, прочность которых способствует сохранности уступов, или, в связи с ограниченностью площади водосбора, не подвергаются воздействию интенсивной денудации. Уравнение диффузии к таким уступам, вероятно, неприменимо.

Другие разрывы в Гобийском Алтае

Разнообразные признаки свидетельствуют о широком распространении вдоль горного сооружения Гобийского Алтая таких же косых взбросовых и левосторонних сдвиговых смещений по субширотным плоскостям, что и при

34

Гоби-Алтайском землетрясении 1957 г. Такой характер разломообразования очень отчетливо виден на космических снимках и подтверждается полевыми наблюдениями.

Баян-Цаганское землетрясение 7 апреля 1958 г. произошло непосредственно западнее зоны разрыва 1957 г. (№ 47, см. рис. 1, табл. 1) и его скорее всего можно считать афтершоком Гоби-Алтайского землетрясения. В. П. Со-лоненко впервые обнаружил связанную с этим землетрясением поверхностную деформацию по широтно ориентированной зоне протяженностью 15 км вдоль южного склона хр. Баян-Цаган. Позднее, в 1977 г., и др. (1985] установили, что поверхностный разрыв имеет протяженность только около 7 км. Трещины растяжения, ориентированные на СВ 20 — 30°, указывают на левостороннее горизонтальное смещение, а вертикальный компонент не превышает 1 м.

и др. |1985] закартировали другую зону разрыва далее на западо-северо-запад около пос. Чандмань (№ X, см. рис. 1, табл. 2). Поверхностные деформации здесь, связанные с субширотно (95°) ориентированной зоной длиной 50 км, характеризуют главным образом преобладание левостороннего смешения. Зона маркируется эродированным уступом высотой не более 1 м. Наиболее выразительные структуры — крупные, простирающиеся на СЗ 320° эллиптические хребтики сжатия высотой до 2,5—3 м, протяженностью 10—15 м и шириной 8—10 м в средней части зоны и непосредственно в пос. Чандмань. и др. делают вывод о большом компоненте левостороннего смешения и определяют возраст этой деформации в 500— 1000 лет.

Далее к северо-западу, южнее селения Мянгайн, на расстоянии 80 км закартирована зона поверхностного разрывообразования, простирающаяся на СЗ ° (Хилько и др., 1985] (№ VIII, рис. 1, табл. 2). Эта зона лежит южнее Бэгэрской и Бон-Цаганнурской впадин, но севернее западного продолжения Долиноозерского разлома, вскрывшегося в 1957 г. при Гоби-Алтайском землетрясении. Вдоль большей части разрыва прослеживается уступ, но знак вертикального смещения по его простиранию меняется. В средней части разрыва максимальная высота уступа, фас которого обращен на север, достигает 3—4 м и существуют подозрения, что этот уступ связан не с одним землетрясением. Более типичны высоты уступов в 1 —1,5 м с фасами, обращенными как на север, так и на юг. и др. [1985] предполагают, что преобладающее смещение характеризовалось левосторонним сдвигом, а возраст структуры оценивают в 1000—1500 лет.

Кроме этих разрывов (Чандмань и Мянгайн), представляющих только два примера голоценового разломообразования, в этом районе на космических снимках дешифрируется несколько других разломов, которые, вероятно, могли быть активными в четвертичное время.

Вдоль северного склона небольшого хр. Хан-Джаргалантын выделяется довольно четкий уступ — разрыв Худжиртын (№ XII, см. рис. 12, табл. 2). Он протягивается широтно на 28 км и имеет высоту 2,5—3 м. В коренных породах плоскость разлома падает на юг под углом 60°. Она подчеркнута зеркалами скольжения и густой трещиноватостью вмещающих пород. Там, где разлом сечет покровные отложения, поверхность уступа полого (менее 20°) наклонена, что свидетельствует о его относительно древнем возрасте.

и др. |1985] и Л. Нацаг-Юм и др. [1971 ] закартировали три коротких поверхностных разрыва на восточном окончании Гобийского Алтая. Два из них связаны с Унэгэтинским землетрясением 1 февраля 1903 г. (№ 9, см. рис. 1, табл. 1). Более длинный разрыв протягивается на востоко-юго-восток примерно на 20 км. Надежно измерить смещения по нему практически невозможно. Второй разрыв следует от западного конца первого на 8—10 км к северо-востоку. Для его 4-километрового отрезка высота уступа, обращенного на северо-запад, составляет 1,5—2 м. Ни величина, ни даже тип горизонтального смещения не были определены. Главная изосейста (9 по 12-балльной шкале) имеет форму эллипса, вытянутого на северо-запад примерно на 70 км, и включает обе зоны разрывов.

35

Рис. 12. Геолого-геоморфологическая ситуация района расположения разрыва Худжиртын.

Усл. обозн. см. на рис. 8.

Очень трудно установить подходящие величины для соответствующих параметров очага этого землетрясения. Базируясь на региональной деформации, связанной с другими землетрясениями Азии, логично предположить, что землетрясение сопровождалось в основном взбросообразованием по плоскостям, падающим под углом 45 и 60° под горные хребты, а также небольшим сдвиговым компонентом, согласующимся с северо-востоко-юго-западным сокращением коры. Судя по распределению интенсивности, главному разрыву, очевидно, соответствует протяженность в 50 км, а магнитуда позволяет предположить, что сейсмический момент составляет 5-1019 Нм [Molnar, Deng Qidong, 1984]. Для короткого северо-восточного разрыва длиной 10 км и средним вертикальным компонентом 1,5 м скалярный момент составил около 1,5 • 1019 Нм. Такие небольшие моменты представляют, очевидно, только незначительную часть общего сейсмического напряжения XX столетия.

Третий поверхностный разрыв в этом районе сформировался при Бурынхярском землетрясении 3 декабря 1960 г. (№ 49, см. рис. 1, табл. 1). По ориентированной на северо-запад зоне дислокаций длиной 18 км наблюдалось в основном взбросообразование с поднятым на 0,15—0,2 м юго-западном крылом [Нацаг-Юм и др., 1971 ]. Кроме того, здесь отмечен небольшой (0,05—0,1 м) компонент горизонтального смещения, который интерпретирован и др. [1985] как левосторонний. и [I960 ] определили в очаге этого землетрясения почти чистую надвиговую подвижку при ориентированной на северо-восток оси сжатия. Косые взбросовые и левосторонние смещения с амплитудой 0,3 м по плоскости, падающей на юго-запад под углом 30° и простирающейся на СЗ 300° на расстояние 18 км, соответствуют скалярному моменту 7,1 • 1018 Нм.

Таким образом, вся зона Гобийского Алтая, протягивающаяся субширотно через юго-западную и южную части Монголии, очевидно, связана с косым взбросо - и левосторонним сдвигообразованием. Горные хребты формируются здесь в результате поднятий блоков и их горизонтальных скольжений относительно друг друга. Признаки смещений, датируемых, по-видимому, с позднего плейстоцена или голоцена, свидетельствуют о средней скорости смещения около Ихэ-Богдо в 1—10 мм/год и интервале повторяемости сильнейших землетрясений, подобных землетрясению 1957 г., около 1000 лет.

Так как признаков доисторических разрывообразующих землетрясений, аналогичных Гоби-Алтайскому, не было обнаружено, трудно оценить сумму произведений средних смещений на длину разрывов, как это было для Монгольского Алтая. Для землетрясения 1957 г. это значение 1,5-103 км /м. Если сильнейшие землетрясения, аналогичные Гоби-Алтайскому 1957 г., произошли где-то вдоль всей 600-километровой протяженности Гобийского Алтая со средними интервалами 500 или 1000 лет, то левосторонние горизонтальные смещения, связанные с такими землетрясениями, имели скорости 5 или 2,5 мм/год и небольшой компонент меридионального сокращения коры со скоростями примерно 2 или 1 мм/год.

ХАНГАЙ И ЦЕНТРАЛЬНАЯ МОНГОЛИЯ

Хребет Хангай представляет собой широкое нагорье в западной части Центральной Монголии, ограниченное и рассеченное активными разломами различной ориентации и разных типов движений. Максимальное поднятие хребта превышает 3000 м и постепенно уменьшается к западу, юго-западу и югу, и его границы с Котловиной Больших Озер на западе и с Долиной Озер на юге не резкие. Южная и западная части нагорья характеризуются хорошо развитой позднемеловой-палеогеновой поверхностью выравнивания, покрытой местами олигоценовыми красноцветными аргиллитовыми песчаниками и платобазальтами третичного возраста. Используя эту поверхность в качестве

37

опорного высотного репера, [1974] определил высоту поднятия Хангая относительно окружающей территории — 2000—2500 м.

Первичной структурой Хангая является широкий пологий свод с расположенными внутри него мелкими впадинами, разделяющими структуру на более мелкие вторичные поднятия. В некоторых местах поверхность свода очень незначительно изогнута или вообще недеформирована. Наиболее изучена внутри Хангая Баян-Хонгорская система впадин длиной 250 и шириной 8—10 км. По данным электроразведки в собственно Баян-Хонгорской впадине глубина фундамента 150 м, в соседней Баян-Цаганской впадине 240 м [Девяткин, 1975]. Другие отрицательные структуры выполнены относительно маломощными осадками. В целом система этих впадин заложена вдоль глубинного Баян-Хонгорского разлома палеозойского возраста, омоложенного в плиоцен-плейстоцене. На одном участке разлома, где он пересекает Тацин-Гол, обнаружены интенсивно смятые позднемеловые и палеогеновые породы, а протерозойские метаморфические образования надвинуты в южном направлении на олигоценовые отложения по крутопадающему (60—70°) к северу взбросу [Девяткин, 1974]. В других местах высокогорья Хангая в кайнозойское время произошло, вероятно, рассредоточенное сбросообразование.

и др. [1985 ] закартировали уступ вдоль молодого поверхностного Эгийндабанского разрыва (№ XIV, см. рис. 1, табл. 2), рассекающего Хангай там, где его поднятие превышает 2000 м. Три основных отрезка определяют в целом северо-восточное направление зоны сброса. Их общая длина 42 км; фас уступа обращен к северо-западу. Фланговые отрезки ориентированы на северо-восток, а средний близок к меридиональному. Северо-восточный отрезок представлен почти непрерывным прямолинейным разрывом, часть которого прослеживается в неогеновых базальтах. На одном участке этого отрезка, где зеркала скольжения падают на СЗ 330 — 340° под углом 35 — 40°, подтверждается преимущественно сбросовое смещение с небольшим левосторонним сдвигом. На этом и на юго-западном отрезках высота уступа 1—4,5, в среднем 3—3,5 м. На среднем отрезке высоты меньше — около 1,5—2 м и разрыв здесь нередко разветвляется на две или три субпараллельные трассы, а общее смещение достигает 4—4,5 м. Среднее вертикальное смещение для Эгийндабанского разрыва по и др. [1985] 2,5м.

По наклону стенок трещин растяжения °) возраст разрыва оценивается в 300—500 лет — только немного древнее, чем разрывов Сагсай и Ар-Хутэл. Л. Нацаг-Юм и др., [1971 ] отмечают, что по монгольским легендам сильное землетрясение в этой области было во второй половине XVI века при жизни Абтай-Сайн-хана. Они предполагают, что Эгийндабанский разрыв мог быть связан с этим землетрясением.

Могодские землетрясения 5 и 20 января 1967 г. (№ 50, 51, см. рис. 1, табл. 1) связаны с образованием на поверхности меридионально ориентированной зоны правостороннего сдвига и зоны взброса, отходящей от южного конца сдвигового разрыва на юго-восток (рис. 13). Определение механизма очага главного толчка (5 января) свидетельствует главным образом о сдвигообразовании, а самого сильного афтершока (20 января) — о преимущественно надвиговом смещении по плоскости, простирающейся на северо-запад [Huang, Chen, 1986]. Кроме того, Дж. Хуан и В. Чень обнаружили, что формы продольных и поперечных волн, распространяющихся от главного толчка, требовали проявления по крайней мере трех подсобытий с механизмом очага третьего, самого южного подсобытия, также характеризующего в основном взбросообразование по плоскости, простирающейся на северо-запад

Л. Нацаг-Юм и др. [1971 ] посетили район эпицентра уже на следующий день после главного толчка, но их описание разрывных деформаций было схематичным и сфокусировано больше на крупных вертикальных смещениях, чем на не очень отчетливых сдвиговых. Позднее и др.

38

Рис. 13. Карта зон разрывов Могодских землетрясений.

Тонкие линии — горизонтали рельефа, м; жирные — поверхностные разрывы; зубцы и штрихи - направление падения соответственно взбросов и сбросов; цифры у разрывов — высота уступов, у стрелок — величина сдвигового смещения; крап — выполненные осадками впадины.

[1985] охарактеризовали относительно простую картину деформаций, в которой по меридиональной зоне разрыва длиной 36 км произошел преимущественно правосторонний сдвиг. На северном конце зоны смещения не велики, а сами разрывы фрагментарны и проявлены неотчетливо. В южных двух третях зоны кротовины, ориентированные на СЗ 320°, и трещины растяжения, направленные на СВ 40°, подтверждают правосторонний характер горизонтального смещения с максимальной амплитудой около 2,5 м (в 1989 г. измерил правостороннее смещение тальвега одной небольшой ложбины — 3,2 м). В любом случае горизонтальное смещение вдоль разрыва увеличивается с севера на юг при средней величине 1,5 (± 0,5) м. Вертикальные смещения существенно меньше, при этом восточное крыло разрыва постоянно поднято (см. рис. 13).

На южном фланге меридионального разрыва деформации довольно сложны. Здесь от его самого южного (километрового) участка по азимуту 140° отходят два взброса, сместители которых падают на северо-восток. Северный из них может быть прослежен на расстоянии около 1 км, а южный, имеющий наибольшее значение, протягивается примерно на 9 км вдоль водораздельной линии хр. Тулэт. К другим сложным структурам, находящимся между этими двумя взбросами, относятся обращенные на запад уступы, ориентированные субмеридионально и отражающие, видимо, сбросообразование.

39

Вертикальные смещения вдоль главного Тулэтского разрыва увеличиваются от едва ощутимых на юго-востоке до максимума (3—3,5 м) с приближением к меридиональному сдвигу. Амплитуда вновь уменьшается вдоль самого северо-западного 1-километрового отрезка, возможно потому, что часть смещения переносится на параллельный к северу разрыв. Кроме того, некоторые наблюдаемые большие высоты взбросового уступа могут быть обусловлены его выполаживанием там, где он обращен вниз по склону. В условиях, когда разрыв пересекает сравнительно плоский рельеф, максимальная высота уступа около 2 м. Рассеянные близмеридиональные трещины растяжения и редко встречающиеся кротовины, ориентированные широтно, указывают на незначительный (<0,5 м) правосторонний сдвиг.

Взбросообразование, связанное с Могодскими землетрясениями, интересно в том смысле, что разрыв вдоль извилистого гребня Тулэт-Нуру иногда обращен вниз, а иногда вверх по склону, блокируя дренаж на северо-восток. Таким образом, суммарное смещение по этому разлому не обусловливает существующий рельеф, что позволяет предположить, что этот разлом на протяжении длительного времени не был активным. Кроме того, северный фланг меридионального сдвига проходит около оси ориентированной меридионально долины, которая ограничена с востока разломами со сбросовыми компонентами. Представляется маловероятным, что по рельефу района можно предсказать местоположение или тип движения какого-либо из отрезков, вскрывшихся в 1967 г. Можно предположить, что в этом районе имеют место очень молодые изменения типа деформации.

Сейсмические моменты, полученные по объемным и длиннопериодным поверхностным волнам и по поверхностной сдвиговой деформации, согласуются между собой. Два первых из трех установленных Дж. Хуаном и В. Ченем (Huang, Chen, 1986) подсобытия указывают на сдвигообразование с сейсмическими моментами 1,2 и 2,4•1019 Нм. Игнорируя некоторые различия в ориентировках, сумма их скалярных моментов (3,6•1019 Нм) близка оценкам по поверхностным волнам: 3,2•1019 Нм [Okal, 1976] и 3,8 • 1019 Нм [Chen, Molnar, 1977]. Кроме того, среднее смещение в 1,5(±0,5) м вдоль отрезка длиной 36 и глубиной 20 км, также равно 3,6(±1,2) • 1019 Нм.

Среднее смещение 3,0(±1) м по Тулэтскому взбросу, падающему под углом 42° на глубину 20 км, соответствует среднему вертикальному компоненту, равному примерно 2 м, и скалярному моменту — 2,7(±0,9)х1019 Нм. Это более чем в 2 раза больше оценки сейсмического момента для третьего подсобытия главного толчка: 1,2•1019 Нм [Huang, Chen, 1986]. Главный афтершок, в очаге которого происходило взбросообразование, имеет М0=0,5•1019 Нм, и вместе с другими афтершоками мог способствовать увеличению смещений, наблюдаемых вдоль этого разрыва на поверхности. Балжинням, осмотревший Тулэтский разрыв 6 января 1967 г. за две недели до сильнейшего афтершока, не обнаружил визуально каких-либо изменений в высоте уступа за прошедшее с того дня время. Таким образом, афтершоки, очевидно, могли только углубить разрыв, не увеличивая смещение на поверхности.

Болнайский и Цэцэрлэгский разломы

Болнайский или Северо-Хангайский разлом — это региональный, хорошо прослеживаемый на поверхности и на космоснимках сдвиг, который маркирует северное ограничение Хангая. Этот разлом хорошо известен очень протяженным поверхностным разрывом, возникшим при втором из двух катастрофических землетрясений 1,905 г. При первом из них (Цэцэрлэгском) произошло вскрытие одноименного разлома, который, простираясь на северо-восток, располагается севернее Болнайского разлома.

40

Рис. 14. Карта эпицентральной области Цэцэрлэгского и Болнайского землетрясений 1905 г. (заимствована у и др. [1985]).

Усл. обозн. см. на рис. 13.

С Цэцэрлэгским землетрясением 9 июля 1905 г. (№ 18, см. рис. 1, табл. 1) связана зона поверхностного разрывообразования, простирающаяся примерно на СВ 60° на расстояние около 130 км (рис. 14). Закартированная трасса разрыва не прямолинейна, а смещения по нему варьируют как по типу, так и по величине. В восточной части зоны разрыва (выраженного непрерывным, обращенным на юго-восток взбросовым уступом высотой до 1,5—2,0 м) отмечен левосторонний горизонтальный компонент смещения величиной до 2,5 м. На центральном отрезке широко распространены трещины растяжения, а на юго-западном фланге доминирует косое взбросообразование с вертикальным смещением до 2,5 м [Хилько и др., 1985].

На юго-западном фланге Цэцэрлэгского разрыва нами отмечены многочисленные меридиональные трещины растяжения, субширотно ориентированные кротовины и их сочетания, однозначно свидетельствующие о левостороннем характере горизонтального смещения в этой части разрыва. Высота обращенного на юг уступа, простирающегося на СВ°, составляет 0,85 м. Можно утверждать, что вертикальный компонент смещения присутствует в тех случаях, когда разрыв ориентирован на востоко-северо-восток или широтно, а там, где местное простирание разрыва СВ 30 — 40°, вертикальный компонент отсутствует.

Если принять, что Цэцэрлэгский разрыв, имея ориентировку на СВ 60° и протяженность 130 км, падает на северо-запад под углом 63°, а средний азимут горизонтального компонента вектора смещения 45° и среднее левостороннее сдвиговое смещение 2 ± 0,5 м, то тогда средний вертикальный компонент составит 1 м, среднее смещение по разлому — 2,3 м, а скалярный сейсмический момент — 2,2( ± 0,6) • 1020 Нм. Е. Окал [Okal, 1977) дает значения сейсмического момента от 3 до 8 • 1021 Нм, и если это так, то есть основания предполагать, что Цэцэрлэгский разлом был единственным из вскрывшихся 9 июля.

Магнитуда, сейсмический момент, среднее смещение и размеры поверхностного разрыва Болнайского землетрясения позволяют отнести его к разряду сильнейших из известных исторических внутриконтинентальных землетрясений (№ 23, см. рис. 1, табл. 1). Результат этого события — формирование трех главных разрывов различной ориентировки: широтного левостороннего Болнайского, являющегося наиболее протяженным; меридионального правостороннего Дунганского и ориентированного на юго-восток Терегтийнского, по которому произошли правосторонний сдвиг и взбросообразование |Хилько и др., 1985].

Следует обратить внимание на крупные масштабы всех параметров сейсмогенных поверхностных деформаций (см. рис. 14). Так, во многих местах ширина зоны нарушений составляет десятки метров, а в некоторых случаях смещения в 1 м или больше произошли по отдельным ветвям, расположенным на расстоянии 1 км друг от друга; некоторые трещины растяжения можно проследить на 100 м и более, другие же заключают в себе опущенные участки площадью во много десятков квадратных метров и глубиной в первые метры; высота образованных кротовин обычно более 1—2 м, а их длина в отдельных местах превышает десятки метров. В широкой зоне поверхностных деформаций трещины растяжения и кротовины обычно сопряжены и образуют на местности причудливую мозаику нарушений. Однако, несмотря на четко выраженную направленность горизонтального смещения, его точную количественную оценку сделать весьма трудно.

Ширина разрыва минимальна там, где он следует почти параллельно склонам крутизной не более 30°. Более крутые склоны обычно характеризуются оползанием. Там, где разрыв пересекает ровную местность, зона нарушений наиболее широка и, как правило, почти везде сложно построена. Таким образом, большая часть надежных оценок сдвиговых смещений приходится на те участки, где разрыв придерживается горизонталей наклонного рельефа. В такой обстановке сравнительно легко измеряются смещения

42

небольших водотоков и сайров, ориентированных примерно перпендикулярно разлому.

Болнайский разрыв. Большая часть сейсмического момента землетрясения 23 июля 1905 г. может быть связана со смещением вдоль этого сдвигового разрыва длиной ~375 км. Смещения, определенные и др. [1985] и [1985], на различных участках разрыва равнялись 3—6 м. В большинстве мест их измерения не совпадали, но в среднем вдоль всей зоны они примерно 4 ± 1 м. Сознавая трудность получения таких замеров, мы тем не менее пришли к выводу, что их величины в целом приуменьшены.

Восточный конец разрыва трудно проследить восточнее оз. Сангийн-Далай (см. рис. 14). Западнее озера зона дислокаций проходит в широтном направлении вдоль северного подножия хр. Болнай. В некоторых местах разрыв имеет в плане ступенчатое строение. Одна левая ступень (200 м) в районе 98,3° в. д. проявляется в виде небольшой впадины—раздвига, где располагается оз. Уртын-Нур. Между этим озером и местом, где сближаются Цэцэрлэгский и Болнайский разрывы, последний особенно эффектен. В 2 км западнее озера, в месте, где поверхностный разрыв сместил коренные породы, измеренная нами величина горизонтального смещения 10 м. В трех других местах далее на запад к району оз. Буст-Нур смещение небольших долин достигает 11м (во всех случаях измерения были сделаны с точностью ±2 м). Среднее смещение величиной около 10 м характерно для всего отрезка Болнайского разрыва, протягивающегося между озерами Уртын-Нур и Буст-Нур.

На отрезке Болнайского разрыва между Ойгон-Нуром и районом, где с ним смыкается Терегтийнский разрыв, величина смещения уменьшается. На одном участке разрыв протяженностью в несколько километров следует параллельно северному склону хребта. Здесь небольшие овраги смещены влево (замер одного из смещений 8±2 м). [1962] также отметил в 1905 г. примерно в 39 км восточнее оз. Цабдан-Нур горизонтальное смещение на 3—4 сажени, т. е. соответствующее тому, что наблюдалось нами. Среднее смещение около 8±2 м характерно, вероятно, для всего 100-километрового отрезка между Ойгон-Нуром и районом сочленения Те-регтийнского и Болнайского, разрывов. В месте сочленения, на отрезке длиной около 1 км, величина смещения по двум измерениям 6(±2) и 5( ± 1/2) м. К западу от этого района нарушения поверхности менее значительны.

При средних смещениях 10±2 м для отрезка 200 км, 8±2 м — для 100 км и 5±2 м — для 75 км сейсмический момент для Болнайского разрыва составит 2,10(±0,49)•1021 Нм.

Терегтийский разрыв протягивается на 80 км к юго-востоку от главного Северо-Хангайского (Болнайского) разлома и характеризуется косым взбросообразованием. По северо-западному отрезку этой зоны и др. [1985] замерили вертикальные компоненты, обычно составляющие 1,5— 2,0 м (местами 2,5—3,0 м). Северо-восточное крыло двигалось вверх относительно юго-западного. Отмечено также правостороннее горизонтальное смещение, достигающее 1,5—2,0 м и уменьшающееся на юго-восток. Вдоль юго-восточных двух третей разрыва высота уступа не превышает 0,5 м.

По нашим наблюдениям, для северо-западного фланга разрыва (где он приближается к Болнайскому разлому) характерна довольно сложная деформация, охватывающая зону шириной примерно 1 км. Здесь отмечены глубокие меридиональные трещины растяжения и разрывы, простирающиеся на северо-восток. Начинаясь юго-восточнее этого соединения, разрыв прослеживается вдоль юго-западного подножия хребта в виде отчетливого ориентированного по азимуту 130° и обращенного на юго-запад уступа. Там, где водоток пересекает зону разлома, обнаруживается хорошо выраженное северо-восточное падение плоскости сместителя под углом примерно 50 — 70°. Становится ясным, что именно взбросообразование обусловило вдоль этого отрезка вертикальный компонент смещения около 1,3 м. Далее на восток трасса разрыва поднимается на перевал (простирание СЗ 315°), и здесь