43
вертикального компонента не наблюдается. За перевалом разрыв проходит по склонам северной экспозиции. В таких условиях отчетливо поднятым оказывается юго-западное крыло.
При устойчивой ориентировке вектора смещения разрывообразование вдоль обследованного отрезка Терегтийнского разлома трудно объяснить без правостороннего горизонтального смещения в несколько метров. Разница в простираниях участков со взбросовым компонентом смещения и без него около 5° (самое большое 10°). Если угол падения взбросового участка был 63°, то, согласно рис. 10, вертикальное смещение в 1,3 м будет подразумевать схождение крыльев в 0,65 м. Предполагается, что такой компонент схождения может быть вызван первоначальным изгибом в плане разлома сдвигового типа. Для разницы в простираниях на 5 или 10° компоненту схождения в 0,65 м должно соответствовать горизонтальное смещение в 7,4 или 3,7 м. Такие величины получаются делением вертикального компонента на небольшое число (тангенс разницы в простираниях отдельных участков разрыва), поэтому подобная оценка ориентировочная.
В районе между 49,19° с. ш., 95,09° в. д. и 49,12° с. ш., 95,15° в. д. простирание разрыва становится СЗ 330° вместо более распространенного СЗ 315° к северо-западу и СЗ 320° к юго-востоку. На этом отрезке уступ постоянно обращен на северо-восток, включая и район, где он пересекает плоскую впадину. Вертикальный компонент смещения здесь можно классифицировать как сбросовый, если вектор смещения ориентирован по азимуту 135—140°, что соответствует почти чистому правостороннему смещению по отрезкам с такой же ориентировкой к северу и югу. В таком случае высота уступа в 1 —2 м также согласуется с несколькими метрами правостороннего сдвигового смещения по простирающимся на СЗ 315 — 320° отрезкам.
В юго-восточной части разрыва (около 49° с. ш. и 95,15° в. д.) пологий уступ высотой около 1 м обращен на запад, а его простирание — СЗ 340°. Здесь по прямолинейной трассе разрыва отмечены лишь неотчетливые признаки сдвигового смещения. Уступ сопровождается серией низких холмиков, вытянутых в северо-западном направлении, которые представляют, вероятно, хребтики сжатия, обусловленные сдвигообразованием. Однако решающий признак наличия первоначального сдвига — неоднократная смена знака вертикального смещения вдоль всего Терегтийнского разрыва.
Для осредненного правостороннего сдвига величиной 3(±1) м вдоль отрезка длиной 80 км (падающего в среднем вертикально и простирающегося на СЗ 320°) сейсмический момент составит 1,6(±0,5)-1020 Нм (при этой оценке скалярного момента игнорируются вертикальные компоненты из-за их постоянно меняющегося знака).
Дунганский разрыв протяженностью 20—22 км ответвляется на север примерно от центра Болнайского разрыва. Основное ее проявление — система очень крупных трещин растяжения глубиной 2 м, шириной 3—5 м и в некоторых случаях длиной более 100 м. и др. [ 1985 ] предполагали существование по зоне правостороннего сдвига. Судя по размерам трещин растяжения, величина правостороннего смещения здесь около 1 м (в максимуме 2 м). Среднее правостороннее смещение, равное 1,5 ± 0,5 м, по вертикальной плоскости длиной 22 км соответствует скалярному сейсмическому моменту 2,0(±0,7)•1019 Нм.
Следует отметить, что несколько других коротких трасс поверхностных разрывов и свежие уступы с вертикальными компонентами в 1—2 м у подножий нескольких коротких хребтов наблюдаются на удалении нескольких километров от основных зон нарушений. Эти дополнительные разрывы распространены главным образом близ соединений Цэцэрлэгского, Дунганского и Терегтийнского разрывов с Болнайским. Их наличие свидетельствует о том, что деформация была более сложной, чем ее можно представить с помощью четырех примерно линейных разрывов.
44
Древние поверхностные разрывы в Северо-Хангайском регионе. и др. [1985] обнаружили две зоны молодых разрывов, продолжающие Болнайский разлом на восток. Бугсейнгольский разрыв, направленный на СВ 80° и длиной примерно 6 км, начинается в 25 км восточнее разрыва, возникшего при землетрясении 1905 г. (№ IV, см. рис. 1, табл. 2). Ориентированные на северо-восток трещины растяжения свидетельствуют о наличии здесь левостороннего сдвига. Западная часть зоны отмечена обращенным на север взбросовым уступом максимальной высотой 1,5—2 м. Возраст поверхностного разрывообразования определяется в 1500—2000 лет.
Восточнее оз. Дзун-Нур прослеживается другой субширотный Дзуннурский разрыв (№ VIII, см. рис. 1, табл. 2), состоящий из двух нечетко разобщенных отрезков общей длиной около 53 км. У западного фланга разрыв маркирует обращенный на юг уступ высотой в 1,5 м, но далее на восток смещение, очевидно, является чисто горизонтальным. Здесь ориентированные субширотно трещины растяжения имеют длину 40—50 м, ширину до 5 и глубину до 2 м. Ориентировка разрыва в самой восточной его части варьирует от СВ 80— 85° до СВ 70 — 75°. Он выражен высоким уступом (до 4 м) с поднятым то северным, то южным крылом. Направленные на северо-восток трещины растяжения шириной 3—5 м и глубиной не более 1,5 м подтверждают левосторонний характер смещения. По возрасту деревьев, растущих в трещинах растяжения, предполагается, что разрывообразование произошло 300—500 лет назад [Хилько и др., 1985].
[1975] описал примеры позднекайнозойского надвигообразования по грубо широтным плоскостям в районе западного окончания Болнайского разлома (на космоснимках его трасса может быть прослежена южнее оз. Убсу-Нур, но далее на запад явно преобладают ориентированные на северо-северо-запад молодые правосторонние сдвиги Монгольского Алтая).
Восточнее разрыва 1905 г. Болнайский разлом, очевидно, преобразуется в систему разобщенных, ориентированных на северо-восток разломов с явными компонентами сбросообразования [Tapponier, Molnar, 1979].
Средние скорости смещения
и интервалы повторяемости землетрясений
по Болнайскому разлому
Близ соединения Терегтийнского и Болнайского разрывов нами обнаружено по последнему отчетливое смещение одной из долин. Величина смещения осевой линии очень плоского днища этой долины составляет 74 м, а ее восточного борта — 89 м. Верхний участок долины на удалении 100— 200 м от разлома крутой с резким V-образным поперечным сечением, что позволяет предположить, что он формировался в процессе послеледниковой эрозии, т. е. долина образовалась не раньше последнего оледенения —лет назад [Bard et al., 1990]. Если 80 м смещения произошли за,или 5000 лет, то средняя скорость смещения 4, 8 или 16 мм/год. Соответствующие средние интервалы повторяемости землетрясений, подобных Болнайскому, при величине одноактного смещения в 6 м должны быть 1500, 750 и 375 лет. Отсутствие сведений о сильнейших землетрясениях за последние несколько сотен лет подвергает сомнению самую быструю скорость смещения и самый короткий интервал повторяемости, но средняя скорость несколько миллиметров в год и средний интервал повторяемости около 1000 лет кажутся вероятными.
[1983, 1985] сообщал о том, что оценки смещения промоин водотоков и небольших хребтов, которые он считает сейсмогенными, составляют в совокупности 5,5 м вдоль 15-километрового отрезка главного широтного разрыва. Обнаружив, что небольшие грабены или трещины растяжения возникли вдоль зоны разрыва при сдвигообразовании, он предположил, что возраст органического материала, заполняющего эти структуры, может быть использован для датировки предыдущих землетрясений и на этом основании определил возраст последних 7 событий перед землетря-
45
сением 1905 г. и средний интервал их повторяемости (600 лет). Полной уверенности в таком точном интервале повторяемости у нас нет, но сам факт голоценовых смещений, превышающих смещения 1905 г. в несколько раз, позволяет предполагать, что их скорость несколько миллиметров в год.
ХУБСУГУЛЬСКИЕ ГРАБЕНЫ И БАЙКАЛЬСКАЯ РИФТОВАЯ ЗОНА
Три коротких грабена в Северной Монголии — Хубсугульская система грабенов (по названию озера, заполняющего самый восточный грабен) — расположены севернее восточных окончаний Болнайского и Цэцэрлэгского разрывов и ориентированы субмеридионально. Эти три грабена представляют юго-западный фланг Байкальской рифтовой зоны, протягивающейся на 2000 км от Северной Монголии в северо-восточном направлении через большую часть Восточной Сибири. Для деформации вдоль всей рифтовой зоны в целом характерно сбросообразование при растяжении коры примерно на северо-западно-юго-восток.
Левостороннее смещение по Болнайскому и Цэцэрлэгскому разломам, очевидно, частично поглощается широтным растяжением вкрест Хубсугульской системы грабенов, которая заканчивается западнее Тункинского грабена. Последний входит в широтно ориентированную зону косого сбросового и левостороннего смещения, заканчивающуюся, в свою очередь, у юго-западного фланга оз. Байкал [Sherman, 1978]. Озеро заполняет ориентированный на северо-восток отрезок рифтовой зоны длиной 600 км, включающий в себя несколько эшелонированных глубоких впадин, разделенных узкими поднятиями. Отклоняясь от середины озера, почти параллельно ему идет направленный на северо-восток Баргузинский грабен. Сама рифтовая зона в виде серии грабенов продолжается далее на восток от северо-восточной окраины озера и севернее Баргузинского грабена через Муя-Удоканский район в бассейн р. Олекма, где она становится трудно определимой как в рельефе, так и по проявлению сейсмичности.
Краткое описание геологической истории и глубинной структуры Байкальской рифтовой зоны
Современный рельеф и фактически все разломы сформировались в плиоцене и четвертичном периоде (примерно за 3—4 млн лет), но район, заключающий в себе рифтовую систему, по-видимому, был тектонически активен на протяжении большей части кайнозоя [Флоренсов, 1968; Логачев, 1968, 1974; Logatchev, Florensov, 1978; Logatchev, Zorin, 1987; Logatchev et al., 1983]. Признаки такой тектонической активности заключаются в широком распространении кайнозойских базальтов на большей части Северной Монголии [Девяткин, 1974] и южной части Сибири [Kiselev, 1987] и в распределении различных озерных и флювиальных отложений, определяющих бассейны осадконакопления на большей части Байкальского региона [Логачев, 1974; Logatchev, Florensov, 1978; Logatchev et al., 1983].
Преимущественно миоцен-плиоценовый возраст вулканических пород свидетельствует, что зарождение вулканизма датируется более ранним временем, чем образование современного сложного рифтового рельефа [Kiselev, 1987]. Хотя существуют отчетливые пространственные и временные изменения кайнозойских вулканических пород, их состав однороден — преимущественно щелочные оливиновые базальты мантийного зарождения [Kiselev, 1987]. Рассеянное распространение крупных вулканитов в зоне позволяет считать, что температура верхней мантии здесь была выше, чем в остальной (большей) части Азии, начиная с 10 млн лет назад или раньше [Зорин и др., 1982; Zorin, 1981; Zorin, Osokina, 1984]. Кроме того, большая часть поздне-кайнозойского вулканизма произошла за пределами рифта [Kiselev et al., 1978]. Среднее поднятие в 1000—2000 м в этой области без крупных изостатических гравитационных аномалий и отсутствие молодого сокра-
46
щения коры позволяют считать, что высокие поднятия компенсируются горячей мантией, а не мощной корой, как обосновывалось нами выше для Хангайского региона. Запаздывание продольных волн более чем 1 с от удаленных землетрясений и для лучей, проходящих под Байкальским регионом, свидетельствует о том, что литосфера здесь относительно тонкая [Zorin, Rogozhina, 1978]. Тепловой поток, по данным [Lysak, 1987], местами очень высок — до 140 мВт/м3, хотя его распределение не совсем согласуется с рифтовым рельефом, а в областях, прилегающих к рифтовой зоне, величина потока практически нормальна. Специальные геотермические исследования на оз. Хубсугул проведены (см. статью в этом сборнике).
В целом анализ современной структуры и истории вулканизма позволяет считать, что верхняя мантия обширного региона, начиная с 10 млн лет назад, была относительно горячей.
Существует предположение, что эоценовые континентальные отложения во впадинах распределялись примерно параллельно современному рифту, но основная масса кайнозойских осадков отложилась в олигоцене и в более позднее время на юрских породах [Логачев, 1968, 1974]. Мощности олигоценовых и миоценовых осадков во впадинах обычно 1000—2000 м, достигая максимума в самой глубокой из них — до 4000 м. При этом редко встречающиеся гравий и крупный песок свидетельствуют о значительной расчлененности рельефа [Logatchev, Florensov, 1978]. Создается впечатление, что в миоценовую эпоху регион не является ни устойчивой равниной, ни необыкновенно активным регионом как сегодня.
Тектоническая активность, по-видимому, сильно возросла в плиоценовую эпоху, и именно в это время начала формироваться большая часть современного рельефа [Базаров и др., 1974; Курушин и др., 1966; Флоренсов, 1968; Логачев, 1968, 1974]. Разобщенные выходы олигоценовых и миоценовых осадочных пород на вершинах гор и мощные плиоцен-четвертичные осадки в глубоких впадинах свидетельствуют о молодых тектонических движениях. Глубины озера указывают на то, что эрозия и осадконакопление не могут не отставать от разломообразования, при котором вертикальные смещения достигали нескольких километров.
Высокий уровень современной сейсмичности Байкальской рифтовой зоны, гораздо более высокий, чем в Восточно-Африканском рифте или Рейнском грабене, свидетельствует о непрерывно продолжающейся тектонической активности [Голенецкий, 1977]. Современные разрывные деформации наблюдаются повсеместно вдоль рифтовой зоны: в Хубсугульском и соседних грабенах [Хилько и др., 1985], в Тункинском грабене [Хромовских и др., 1975], вдоль границ оз. Байкал и северо-восточнее озера [Солоненко и др., 1966а, б]. Поверхностные деформации и определения механизмов очагов сильных землетрясений свидетельствуют о преобладающем сбросообразовании, при котором оси растягивающих и промежуточных напряжений субгоризонтальны и примерно перпендикулярны простиранию рифтовой зоны [Солоненко и др., 1993]. Перпендикулярное рифту надвигообразование, сопряженное со сдвигами и сбросами, происходит локально [Мишарина и др., 1983; Ружич и др., 1972], как результат неоднородной деформации вдоль зоны, но доминирующим, безусловно, является сбросообразование.
Хубсугульская система грабенов в Северной Монголии
Три примерно параллельных меридионально ориентированных грабена характеризуют переход от левосдвиговых Болнайского и Цэцэрлэгского разломов в Северной Монголии к юго-западному флангу Байкальской рифтовой зоны.
[1975] считает, что эти грабены, скорее всего, формировались начиная с плио-плейстоцена, причем первым образовался цент-
47
ральный Дархатский грабен, затем западный Бусингольский и, наконец, Хубсугульский.
и др. [1985] обнаружили в этих грабенах два позднеголоценовых поверхностных разрыва: Бусингольский в одноименном грабене и Джарагольский — в Дархарском (соответственно VI и V на рис. 1 и в табл. 2). Оба разрыва представляют собой сбросы. Первый, хотя и прослеживается на расстоянии 20 км, не имеет на всем протяжении оценок величины смещений. Вдоль второй зоны, ориентированной СЗ 340°, на протяжении около 13 км, четко фиксируется уступ высотой 1,0—2,5 м. Предполагается, что возраст обоих разрывов 500—1000 лет.
Определения механизмов очагов землетрясений в Прихубсугулье указывают на присутствие сдвиговых компонентов, соответствующих левостороннему смещению по широтно ориентированным модальным плоскостям [Мишарина и др., 1983]. В Тункинском грабене сдвиговые компоненты смещения по геологическим оценкам сравнимы, или даже превышают сбросовые [Шер-ман и др., 1973]. По-видимому, Тункинский грабен ведет себя подобно трансформному разлому между Хубсугульским грабеном и грабеном оз. Байкал [Sherman, 1978; Tapponnier, Molnar, 1979]. Следует отметить, что Тункинский грабен — один из немногих в рифтовой зоне, где хорошо выражена молодая вулканическая активность.
Скорость и величина раскрытия Байкальской рифтовой зоны
Два простых аргумента свидетельствуют о том, что скорость раскрытия составляла несколько миллиметров в год.
Во-первых, с такой скоростью согласуется темп возникновения землетрясений: в 1862 г. произошло Цаганское землетрясение с магнитудой около 7,5, а в 1957 г. — Муйское с М = 7,6, т. е., грубо говоря, одно землетрясение в столетие.
По размерам поверхностных деформаций Муйского землетрясения П. Мол-нар и К. Ден [Molnar, Deng, 1984 ] определили сейсмический момент — 1,0•1020 Нм, хорошо согласующийся с определениями В. Ченя и П. Молнара [Chen, Molnar, 1977], основанными на инструментальных данных (1,4•1020 Нм). Если принять, что еще несколько более слабых землетрясений могут дать суммарную величину сейсмического момента около 1,5•1020 Нм, то его высвобождение за столетие составит около 3•1020 Нм. Тогда для зоны протяженностью 1500 км, глубине разломообразования 20 км и ширине примерно 30 км скорость сейсмического смещения будет 2 мм/год. Это дает горизонтальный компонент или скорость раскрытия 1,4 мм/год. При меньшей глубине разломообразования или большем количестве землетрясений эта скорость может быть в 2—3 раза больше, но она вряд ли превысит 5 мм /год, если только сейсмичность этого столетия нехарактерно понижена или большая часть деформации происходит асейсмично.
Вообще-то, количественно оценить общую величину смещения вкрест рифта трудно. Однако, исходя главным образом из смещений по разломам, и [Logatchev, Zorin, 1987] предполагают, что она составляет 15 км (максимально 25 км в центральной части Байкальского грабена, уменьшаясь на флангах рифтовой зоны до 10—15 км). Это согласуется с утверждением и об 11-километровом косом сбросовом и левостороннем смещении в Тункинском грабене [Шерман и др., 1973 ]. Более того, если установленное [Zonenshain, 1973 ] 50-километровое левостороннее смещение по широтному Болнайскому разлому произошло в плиоцен-четвертичное время, то 15—25-километровый раздвиг рифта в направлении северо-западно-юго-восток не будет неожиданным.
48
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Преобладающим типом активного разломообразования в Западной Монголии и прилегающих к ней с запада районах Китая является сдвиг: правосторонний по плоскостям, ориентированным от севера до северо-запада, и левосторонний по разломам, направленным на запад или западно-северо-запад. Для всех сильнейших землетрясений, имевших место в этом столетии, характерны крупные компоненты сдвигообразования. Землетрясения с М ≥ 8 произошли с 1900 г. в трех различных частях рассматриваемого региона; кроме того, здесь встречается большое количество разрывов, вызванных сильными "палеоземлетрясениями". Эти разрывы имеют взбросовые (или надвиговые) и сбросовые составляющие, вполне возможно свидетельствующие о более значительных деформациях, чем это позволяет предполагать сейсмичность XX столетия. Смещения по взбросам или сбросам составляют, вероятно, только часть общей региональной деформации. Поле напряжений, связанное с этим непременно сопряженным сдвигообразованием, может быть представлено примерно северо-востоко-юго-западным сжатием и северо-западно-юго-восточным растяжением. Поэтому логично объяснить сжатие схождением Индии с Евразией. Растяжение, очевидно, продолжается к северо-востоку, где оно проявляется в виде рифтообразования (Байкальская рифтовая зона).
Средняя скорость деформации высока и обусловлена в значительной степени конвергенцией Индии с остальной частью Евразии. Мы можем определить скорость деформации двумя способами: по сейсмичности XX столетия и по приблизительным оценкам позднечетвертичных или голоценовых скоростей смещения по главным разломам. Различие между ними дает меру стационарности сейсмичности за периоды 100 и 1000 лет.
Чтобы использовать сейсмические моменты для определения скоростей деформации, необходимо оценить тензоры сейсмических моментов для каждого сильнейшего землетрясения в регионе. Тензор сейсмического момента [Gilbert, 1970] рассчитывается по формуле
|
где п и b — единичные векторы: первый перпендикулярен к плоскости разлома, а второй параллелен вектору смещения. Направления ij — 1,2 и 3, они представляют восток, север и вверх соответственно. Сумма тензоров сейсмических моментов для землетрясений этого столетия составит
|
Этот тензор симметричен и положительные цифры в верхнем ряду соответствуют широтному растяжению, правостороннему смещению по широтной плоскости (или левостороннему смещению по меридиональной плоскости) и поднятию южного крыла относительно северного по широтной вертикальной плоскости соответственно. Во втором ряду положительные цифры будут указывать на правостороннее смещение по широтной плоскости, меридиональное сжатие и поднятие западного крыла относительно восточного по меридиональной вертикальной плоскости. Положительная цифра внизу справа указывает на приращение вертикального размера или утолщение коры. Неопределенности в количественных величинах, показанных здесь, составляют приблизительно 30 % от этих величин.
Как известно, сумма тензоров моментов может быть преобразована в скорость деформации, путем деления ее на половину произведения модуля сдвига, площади области, включающей землетрясения, мощности сейсмогенного слоя и периода времени, охватывающего сейсмическую историю. Рассмотрим область площадью 1,2 х 106 км2, соответствующую размерам примерно 1200 км по широте и 1000 км по долготе. Если предположить, что
49
|
мощность сейсмоактивного слоя 20 км, а период времени 90 лет, то соответствующий тензор средней скорости деформации составит |
В поле деформации отчетливо преобладают левосторонние сдвиги по широтным плоскостям и правосторонние — по меридиональным, или, эквивалентно, северо-востоко-юго-западное сжатие и северо-западно-юго-восточное растяжение.
Можно определить скорость северо-востоко-юго-западного сокращения вкрест Западной Монголии, умножая этот тензор на вектор, представляющий соответствующую ориентировку и размеры области: 1200 км на восток + 1000 км на север + 0 км вверх. Это дает среднюю скорость схождения 49 мм/год вкрест Западной Монголии в XX столетии. Данную величину невозможно отличить от скорости схождения между Индией и Евразией, составляющей примерно 50 мм/год [DeMets et al., 1990 ]. Даже если оценка скорости деформации XX столетия была превышена на 30 %, сжатие составит существенную часть скорости схождения между Индией и Евразией. Ясно, что эту скорость нельзя переносить на длительное геологическое время (миллионы или даже тысячи лет).
Подобным образом средняя скорость северо-западно-юго-восточного растяжения в XX столетии составляет 40 мм/год. Если такое растяжение из Западной Монголии продолжается в Байкальский регион, то подобная скорость будет свидетельствовать о том, что раскрытие Байкальского рифта на 20 км произошло только за 0,5 млн лет. В то же время геологические признаки свидетельствуют, что процесс рифтообразования охватывал несколько миллионов лет [Логачев, 1974; Florensov, 1969; Logatchev, Florensov, 1978].
Как отмечалось выше, интервалы повторяемости событий, подобных землетрясениям 1905 и 1957 гг., составляют 1000 лет. Аналогично в Монгольском и Гобийском Алтае землетрясения, подобные событиям 1761, 1931 и 1957 гг., возникают, видимо, реже, чем раз в столетие. Таким образом, великие землетрясения, подобные 1957 г. или 1905 г., скорее всего, маловероятны в следующем столетии. Однако относительно сильные землетрясения, несомненно, еще произойдут в Монголии в этом столетии.
Оценки позднечетвертичных и голоценовых скоростей смещения по главным зонам разломов показывают, что скорости региональной деформации (северо-восток-юго-западного сжатия) примерно 10 мм/год. Статистика землетрясений Монгольского Алтая этого столетия, включая события, предполагаемые по палеосейсмодислокациям, свидетельствует о скорости правостороннего смещения вдоль хребта около 10 мм/год (скорее всего она находится в пределах 5—20 мм/год). Смещения позднеплейстоценовых—голоценовых форм рельефа в Гобийском Алтае и вдоль Болнайского разлома предполагают скорости левостороннего смещения несколько миллиметров в год по каждому разлому, а сумма этих скоростей также составляет около 10 мм/год (5—20 мм/год). Таким образом, можно предположить, что северо-востоко-юго-западное сжатие и северо-западно-юго-восточное растяжение составляют примерно 10 мм/год.
Примерно 20% (±10%) проникновения Индии в Евразию, по-видимому, поглощается на протяжении 2000—3000 км северо-восточнее Гималаев — первоначальной границе между Индийской и Евразиатской плитами. Эта примерная голоценовая скорость растяжения, если ее экстраполировать на более продолжительное время, согласуется с плиоценчетвертичным возрастом образования Байкальской рифтовой зоны.
Несмотря на то, что простая картина северо-востоко-юго-западного сжатия и северо-западно-юго-восточного растяжения хорошо отражает крупномасштабное поле деформации, она скрывает некоторые важные аспекты активной деформации в Западной Монголии. Сопряженное разломообразо-
50
вание не симметрично в связи с тем, что скорости левостороннего смещения по Болнайскому разлому и вдоль Гобийского Алтая могут быть тождественны, а смещение вдоль Монгольского Алтая немного быстрее соответствующего правостороннего сдвига в центральной части Монголии, отраженного Могодскими землетрясениями 1967 г. Таким образом, сопряженное разломообразование не может происходить без некоторого вращения внутренних частей Западной Монголии относительно Сибири или какого-либо другого соседнего блока.
Для существования сопряженных разломов, заканчивающихся напротив друг друга или выклинивающихся в систему надвигов и сбросов, необходимо, чтобы, по крайней мере, некоторые из этих разломов вращались относительно других. Смещение по Болнайскому разлому, вероятно, трансформируется в широтное растяжение вкрест Хубсугульской системы грабенов и, опять-таки, левостороннее смещение по Тункинской системе трансформируется в растяжение в Байкальском рифте. Эту деформацию можно определить просто как смещение между двумя блоками с неправильной границей: смещение по разломам с одной ориентировкой передается разломам с другой. Однако амплитуды смещения Болнайского разлома постепенно уменьшаются к западу, к пересечению с ориентированным на северо-запад Монгольским Алтаем. Правостороннее сдвигообразование в Монгольском Алтае связано с некоторым сокращением коры на северо-западном окончании хребта, но не таким значительным, чтобы там поглощались все сдвиговые смещения. Как показали Г. Экстрем и П. Ингленд [Ekstrom, England, 1989], затухание сдвиговых разломов в жестком блоке подразумевает, что такие разломы вращаются относительно жесткого блока. Соответственно правосторонним смещением вдоль Монгольского Алтая можно объяснить его резкое затухание к северо-западу в относительно жестком Сибирском блоке, а левосторонним смещением по Болнайскому разлому — направленное к востоку движение Западной Монголии относительно Сибири, при этом правосторонние разломы и куски коры между ними в Монгольском Алтае должны вращаться против часовой стрелки.
Правостороннее смещение по ориентированному на северо-северо-запад Монгольскому Алтаю и левостороннее по субширотному Гобийскому Алтаю также отражают вращение разломов против часовой стрелки в Монгольском Алтае относительно разломов в Гобийском Алтае. Районы активного разломообразования северо-восточнее и юго-западнее этих поясов могли не вращаться относительно друг друга. По мере увеличения деформации и расширения зоны активного надвиго - и сдвигообразования разломы, вероятно, двигались так, что к настоящему времени образовался очень тупой угол (около 135°) между этими двумя пересекающимися зонами сдвигов противоположного знака. Можно представить, что в результате такой непрерывной деформации хребты Монгольского и Гобийского Алтая станут параллельны, а сдвигообразование прекратится или будет иметь один тип вдоль обоих хребтов.
Таким образом, деформация Западной Монголии в упрощенном виде заключается в том, что примерно прямоугольная область, прилегающая к Сибири, развивается в трапецию с левосторонним смещением по северной и южной субпараллельным границам и вращением против часовой стрелки ее западного ограничения (Монгольский Алтай). Восточная граница перемещается на восток, что отражается на раскрытии рифтовых систем в Хубсугульской—Байкальской зонах.
Однако в описанной выше крупномасштабной региональной деформации существуют исключения. Так, для активной деформации Хангая характерно сбросообразование. Некоторая часть результирующего растяжения, ориентированного на северо-западно-юго-восток, согласуется с региональным полем напряжений, обусловленным сопряженным сдвигообразованием в районах, окружающих Хангай, но какая-то часть сбросообразования отражает северо-востоко-юго-западное растяжение. Это говорит о том, что региональное поле напряжений в Западной Монголии неравномерно, даже если большая часть деформации согласуется с единым крупномасштабным региональ-
51
ным полем напряжений. Как хорошо известно, изменения в высоте поднятий, мощностях коры и структурах верхней мантии нарушают поле напряжений [Artyushhov, 1973]. Гравитационная потенциальная энергия сохраняется на поднятых территориях и может расходоваться на растяжение коры. Так как потенциальная энергия больше удерживается в областях поднятий, компенсируемых горячей верхней мантией, чем в таких же областях, обладающих мощной корой [Molnar, Lyon-Caen, 1988], то можно объяснить происходящее в Хангае сбросообразование одновременно с надвигообразованием в окрестных хребтах такой же высоты. Очевидно, растяжение на Хангае представляет собой только незначительную часть регионального поля деформаций.
Если принять, что самая верхняя часть мантии под Хангаем, скорее всего, является продолжением горячей верхней мантии Байкальского региона [Зорин и др., 1982], то активное поле деформации в регионе отражает, по-видимому, проявление двух процессов, влияющих на напряженно-деформационное состояние земной коры. Первый — наличие такого горячего материала под областями Хангая, Хубсугула и Байкала, а второй — коллизия между Индией и Евразией. Таким образом, мы разделяем мнение и [Logatchev, Zorin, 1987] о том, что столкновение этих крупных блоков не может быть единственной причиной образования Байкальской рифтовой зоны, как и других современных геодинамических процессов в Монголо-Сибирском регионе.
Кроме того, это заключение о влиянии двух (скорее всего, независимых) процессов — внедрении мантии снизу и конвергенции между Индией и Сибирью — не противоречит существующим представлениям о молодой кайнозойской структуре региона. Как отмечалось выше, экстраполяция приблизительных голоценовых скоростей деформации согласуется с возрастом Байкальского рифта, исчисляемого всего несколькими миллионами лет. По приблизительной скорости в голоцене для Гобийского Алтая также можно предположить, что он сформировался в течение последних нескольких миллионов лет. Разрывы, связанные с Могодским землетрясением, по-видимому, почти не имеют отношения к современному рельефу, как если бы эти разрывы формировались по очень молодым разломам. Очевидно, изобилие плиоценовых и четвертичных конгломератов, обрамляющих поднятия в Западной Монголии, действительно является следствием образования рельефа, а не изменения климата, как это могло происходить в других регионах [Molnar, England, 1990]. В отличие от Гималаев высокая тектоническая активность в рассматриваемом регионе охватывает сравнительно небольшой промежуток времени после столкновения Индии с Евразией в раннем кайнозое.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
, Антощенко-, и др. Поверхность Забайкалья // Нагорья Прибайкалья и Забайкалья. — М.: Наука, 1974. — С. 163—296.
Монголын газар ходлохуй / БНМАУ ШУА-ийн охэвлэл. — Улаан-баатар, 1975. — 106 с.
Вознесенский в области Хангайских землетрясений 1905 г. в Северной Монголии // Материалы отд. физ. геогр. об-ва СССР. — Л. — Вып. 1. — 1962. — 50 с.
, .Методика и результаты определения напряжений, действующих в очагах землетрясений Прибайкалья и Монголии // Бюл. Совета по сейсмол. АН СССР. — 1960. — № 10. — С. 73—84.
Голенецкий Прибайкалья — история ее изучения и некоторые итоги // Сейсмичность и сейсмогеология Восточной Сибири. — М.: Наука, 1977. — С. 3—42.
, , Иващенко применения методики точечных зондирований при обработке сейсмологических материалов по Алтае-Саянской области // Методика сейсморазведки. — М.: Недра, 1965. — С. 92—99.
Новые данные о стратиграфии среднеолигоценовых отложений МНР // Геология мезозоя и кайнозоя Западной Монголии. — М.: Наука, 1970. — С. 37—43.
Девяткин кайнозоя Западной Монголии // Геология мезозоя и кайнозоя Западной Монголии. — М.: Наука, 1970. — С. 44—102.
Девяткин и формационные комплексы этапа кайнозойской активизации // Тектоника Монгольской Народной Республики. — М.: Наука, 1974. — С. 182—195.
52
Девяткин структуры Западной Монголии // Мезозойская и кайнозойская тектоника и магматизм Монголии. — М.: Наука, 1975. — С. 264—282.
Девяткин Внутренней Азии. — М.: Наука, 1981. — 196 с.
Девяткин // Геоморфология Монгольской Народной Республики. — М.: Наука, 1982. — С. 223—330.
, Шувалов мезозой и кайнозой Монголии (стратиграфия, геохронология, палеогеография) // Эволюция геологических процессов и металлогения Монголии. — М.: Наука, 1990. — С. 165—177.
, Павленко B. C. Геология Западной Монголии. — М.: Наука, 1980. — 196 с.
, , Цибульчик сейсмических волн и мощность земной коры Алтае-Саянской складчатой области по данным регистрации промышленных взрывов и местных землетрясений // Геология и геофизика. — 1965. — № 1. — С. 173—179.
, , Моссаковский общие вопросы тектоники Монголии // Тектоника Монгольской Народной Республики. — М.: Наука, 1974. — С. 254—264.
, , Рогожина структура территории МНР. — Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1982. — 94 с.
, , Уфлянд развития Хангайского нагорья в мезозое и кайнозое // Геология мезозоя и кайнозоя Западной Монголии. — М.: Наука, 1970. — С. 151 — 169.
, Строение коры и верхней мантии под Хангайским поднятием (МНР) по дисперсии фазовых скоростей поверхностных волн Рэлея // Изв. АН СССР. Физика Земли. — 1990. — № 3. — С. 12—20.
, Николаева нагорье // Геоморфология Монгольской Народной Республики. — М.: Наука, 1982. — С. 87—109.
, , Хилько неотектонические структуры и активные разломы // Живая тектоника, вулканизм и сейсмичность Станового Нагорья. — М.: Наука, 1966. — С. 71 —102.
Логачев вулканогенные формации Байкальской рифтовой зоны // Байкальс-кий рифт. — М.: Наука, 1968. — С. 72—101.
Логачев -Байкальское становое нагорье // Нагорья Прибайкалья и Забайкалья. — М.: Наука, 1974. — С. 16—162.
, , Юго-западная граница Байкальской рифтовой зоны по данным о механизме очагов землетрясений // Вулканология и сейсмология. — 1983. — № 2. — С. 74—83.
, , Селезнев B. C. Строение земной коры и верхов мантии на юго-западном фланге Байкальского рифта // Геология и геофизика. — 1978. — № 12. — С. 3—13.
Нацаг-Юм Л., Землетрясения Монголии // Сейсмическое районирование Улан-Батора. — М.: Наука, 1971. — С. 54—82.
, , Верещакова времен пробега P-волн от взрывов в Неваде к сейсмическим станциям Монголии // Геология и геофизика. — 1983. —№ 4. — С. 96—99.
, , Тарасевич данные о поперечных разломах в юго-западной части Байкальской рифтовой зоны // Докл. АН СССР. — 1972. — Т. 205(4). — С. 920—923.
, , и др. Напряжения и подвижки в очагах землетрясений Сибири и Монголии // Сейсмичность и сейсмическое районирование Северной Евразии. — М., 1993. — Вып. 1. — С. 113 — 122.
, , Флоренсов Гоби-Алтайское землетрясение 4 декабря 1957 г. Сейсмогеологический очерк. — М.: Госгеолтехиздат. — 1960. — 48 с.
, , Павлов структуры Удоканской системы активизированных разломов // Живая тектоника, вулканы и сейсмичность Станового Нагорья. — М.: Наука, 1966а. — С. 187—205.
, Хромовских B. C., и др. Эпицентральные зоны ранних (досейсмо-статических) землетрясений // Сейсмотектоника и сейсмичность рифтовой системы Прибайкалья. — М.: Наука, 19666. — С. 7—59.
Тихонов // Тектоника Монгольской Народной Республики. — М.: Наука, 1974. — С. 196—209.
, Николаева Алтай и Заалтайская Гоби // Геоморфология Монгольской Народной Республики. — М.: Наука, 1982. — С. 65—87.
Трифонов тектогенез. — М.: Наука, 1983. — 224 с.
Трифонов развития активных разломов // Геотектоника. — 1985. — № 2. — С. 16—25.
Флоренсов рифтовая зона и некоторые задачи ее изучения // Байкальский рифт. — М.: Наука, 1968. — С. 40—56.
, Солоненко -Алтайское землетрясение. — М.: Изд. Академия Наук СССР. — 1963, — 391 с.
, Курушин Алтай // Геоморфология Монгольской Народной Республики. — М.: Наука, 1982. — С. 40—54.
, , и др. Сильные землетрясения. Палеосейсмогеологические и макросейсмические данные // Землетрясения и основы сейсмического районирования Монголии. — М.: Наука, 1985. — С. 19—83.
53
Хромовских B. C., , Жилкин структуры // Сейсмотектоника и сейсмичность юго-восточной части Восточных Саян. — М.: Наука, 1975. — С. 59—77.
, Ярмолюк поток, строение и эволюция литосферы Монголии // Эволюция геологических процессов и металлогения Монголии. — М.: Наука, 1990. — С. 222—236.
О годографах сейсмических волн и строении земной коры Алтае-Саянской области // Региональные геофизические исследования в Сибири. — Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1967. — С. 159—169.
, Ружич и разломы фундамента: Западное Прибайкалье, Хамар-Дабан и Северная Монголия // Тектоника и вулканизм юго-восточной части Байкальской рифтовой зоны. — Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1973. — С. 24—35.
Aki К. Generation and propagation of G waves from the Niigata earthquake of June 16, 1964.
Estimation of the earthquake moment, released energy, and stress-strain drop from G wave spectrum // Bui. of the Erthquake Research Institute of Tokyo. — 1966. — Vol. 44. — P. 73—88.
Artyushkov E. V. Stresses in the lithosphere caused by crustal thickness inhomogeneities // J. Geophys. Res. — 1973. — Vol. 78. — P. 7675—7708.
Avouac J. P., Tapponnier P., Bai M. et al. Active thrusting and folding along the northern Tien Shan, and late Cenozoic rotation of the Tarim relative to Dzungaria and Kazakhstan // J. Geophys. Res. (в печати).
Bard E., Hamclin В., Fairbanks R. G., Zindler A. Calibration of the 14C timescale over the past 30,000 years using mass spectrometric U-Th ages from the Barbados corals // Nature. — 1990. — Vol. 345. — P. 405—410.
Brune J. N. Seismic moment, seismicity, and rate of slip along major fault zones // J. Geophys. Res. — 1968. — Vol. 73. — P. 777-784.
Burrett C. F. Plate tectonics and the fusion of Asia // Earth and Planet. Sci. Lett. — 1974. — Vol. 21. — P. 181 — 189.
Chen W.-P., Molnar P. Seismic moment of major earthquakes and the average rate of slip in Central Asia // J. Geophys. Res. — 1977. — Vol. 82. — P. 2945—2969.
DeMets C., Gordon R. G., Argus D. F., Stein S. Current plate motions // Geophus. J. International. — 1990. — Vol. 101. — P. 425—478.
Ekstrom G., England P. C. Seismic strain rates in regions of distributed continental deformation // J. Geophys. Res. — 1989. — Vol. 94. — P. 10231 — 10257.
England P. C., Houseman G. A. Extension during continental convergence, with application to the Tibetan Plateau // J. Geophys. Res. — 1989. — Vol. 94. — P. 17561 — 17579.
Ewing M., Press F. Determination of crustal structure from phase velocity of Rayleigh waves. Part III: the United Slates // Geol. Soc. Amer. Bull. — 1959. — Vol. 70. — P. 229—244.
Florensov N. A. Rifts of the Baikal mountain regions // Tectonophysics. — 1969. — Vol. 8. — P. 443—456.
Gilbert F. Excitation of normal modes of the earth by earthquake sources // Geophys. J. Rov. Astron. Soc. — 1970. — Vol. 22. — P. 223—226.
Hanks T. C., Andrews D. J. Effect of far-field slope on morphologic dating of scarplike landforms // J. Geophys. Res. — 1989. — Vol. 94. — P. .565—573.
Hanks T. C., Bucknam R. C., Lajoie K. R., Wallace R. E. Modification of wave-cut and faulting-controlled landforms // J. Geophys. Res. — 1984. — Vol. 89. — P. 5771—5790.
Huang J., Chen W.-P. Source mechanisms of the Mogod earthquake sequence of 1967 and the event of 1974 July 4 in Mongolia // Geophys. J. Rov. Astron Soc. — 1986. — Vol. 84. — P. 361—379.
King G. C.P., Vita-Finzi C. Active folding in the Algerian earthquake of 10 October 1980 // Nature. — 1981. — Vol. 292. — P. 22—26.
Kiselev A. I. Volcanism of the Baikal rift zone // Tectonophysics. — 1987. — Vol. 143. — P. 235—244.
Kiselev A. I., Golovko H. A., Medvedev M. E. Petrochemistry of Cenozoic basalts and associated rocks in the Baikal rift zone // Tectonophysics. — 1978. — Vol. 45. — P. 49—59.
Li Chunyu Wang Quan, Liu Xueya, Tang Yaeqing. Explanatory notes to the tectonic map of Asia. — Beijing. Chin. Academy Geol. Sci. — 1982. — 49 P
Logatchev N. A., Florensov N. A. The Baikal system of rift valleys // Tectonophysics. — 1978. — Vol. 45. — P. 1 — 13.
Logatchev N. A., Zorin Yu. A. Evidence and causes of two-stage development of the Baikal rift // Tectonophysics. — 1987. — Vol. 143. — P. 225—234.
Logatchev N. A., Zorin Yu. A., Rogozhina V. A. Baikal rift: active or passive? Comparison of the Baikaland Kenya rift zones // Tectonophysics. — 1983. — Vol. 94. — P. 223—240.
Lysak S. V. The Baikal rift heat flow // Tectonophysics. — 1978. — Vol. 45. — P. 87—93.
Lysak S. V. Terrestrial heat flow of continental rifts // Tectonophysics. — 1987. — Vol. 143. — P. 31—41.
Molnar P., Deng Qidong. Faulting associated with large earthquakes and the average rate of deformation in central and eastern Asia // J. Geophys. Res. — 1984. — Vol. 89. — P. 6203—6227.
Molnar P., England P. Late Cenozoic uplift of moutain ranges and global climatic changes: Chiken or egg? // Nature. — 1990. — Vol. 346. — P. 29—34.
Molnar P., Lyon-Caen H. Some simple physical aspects of the support, structure, and evolution of mountain belts // Processes in Continental Lithospheric Deformation — Geol. Soc. Amer. Spec. Paper 218. —1988. — P. 179—207.
54
Molnar P., Tapponnier P. Cenozoic tectonics of Asia: Effects of a continental collision // Science. — 1975. — Vol. 189. — P. 419—426.
Okal E. A. A surface-wave investigation of the rupture mechanism of the Gobi-Altai (December 4, 1957) earthquake // Phys. Earth and Planet. Inter. — 1976. — Vol. 12. — P. 319—328.
Okal E. A. The July 9 and 23, 1905, Mongolian earthquakes: A surface wave investigation // Earth and Planet. Sci. Lett. — 1977. — Vol. 34. — P. 326—331.
Philip H., Meghraoui M. Structural analysis and interpretation of the surface deformations of the El Asnam earthquake of October 10, 1980 // Tectonics. — 1983. — Vol. 2. — P. 17—49.
Philip H., Rogozhin E., Cisternas A. et al. The Armenian earthquake of 1988 December 7: Faulting and folding, neotectonics and paleoseismicity // Geophys. J. Int. — 1992. — Vol. 110. — P. 141-158.
Sclaler J. G., Parsons В., Jaupart C. Oceans and continents: Similarities and differences in the mechanisms of heat loss // J. Geophys. Res. — 1981. — Vol. 86. — P. 11535—11552.
Sengor A. M.C., Altiner D., Cin A. el al. Origin and assembly of the Tethyside orogenic collage at the expense of Gondwana Land // Gondwana and Tethys. — Geol. Soc. Spec. Publ. — 1988. — N 37. — P. 119—181.
Sherman S. I. Faults of the Baikal rift zone // Tectonophysics. — 1978. — Vol. 45. — P. 31—39.
Shi Jian-bang, Feng Xian-yue, Ge Shu-mo et al. The Fuyun earthquake fault zone in Xinjiang, China // Continental Seismicity and Earthquake Prediction. —Seismol. Press. Beijing. — 1984. — P. 325—346.
Stein R. C., King G. C.P. Seismic potential revealed by surface folding: 1983 Coalinga, California, earthquake // Science. — 1984. — N 224. — P. 869—872.
Tapponnier P., Molnar P. Active faulting and Cenozoic tectonics of the Tien Shan, Mongolia and Baikal Regions // J. Geophys. Res. — 1979. — Vol. 84. — P. 3425—3459.
Vilkas A. Sismicite et tectonique du Tien Shan: Etude de quelques seismes par la mcthode des sismogrammes synthetiques, These de 3eme cycle // Universte de Paris. — 1982. — Vol. XI. — 172 p.
Zhang Zn. M., Liou J. G., Coleman R. G. An outline of the plate tectonics of China // Geo!. Soc. Amer.
Bull. — 1984. — Vol. 95. — P. 295—312.
Zoncnshain L. P. The evolution of central Asiatic geosynclines through sea-floor spreading // Tectonophysics. — 1973. — Vol. 19. — P. 213—232.
Zorin Y. A. The Baikal rift: An example of the intrusion of asthenocpheric material into the lithospherc as the cause of disruption of lithospheric plates // Tectonophysics. — 1981. — Vol. 73. — P. 91 — 104.
Zorin Y. A., Osokina S. V. Model of the transient temperature field of the Baikal lithosphere // Tectonophysics. — 1984. — Vol. 103. — P. 193—204.
Zorin Y. A., Rogozhina V. A. Mechanism of rifting and some features of the deep-seated structure of the Baikal rift zone // Tectonophysics. — 1978. — Vol. 45. — P. 23—30.
|
Из за большого объема этот материал размещен на нескольких страницах:
1 2 3 4 |
