Деформация и разрывообразование при сильных землетрясениях в монголо-сибирском регионе (стр. 1 )

УДК 550.348 +551.24(517.3)

П. Молнар, Р.А. Курушин, В.М. Кочетков,

М.Г. Демьянович, Б.А. Борисов, Ю.Я. Ващилов

ДЕФОРМАЦИЯ И РАЗРЫВООБРАЗОВАНИЕ

ПРИ СИЛЬНЫХ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯХ В МОНГОЛО-СИБИРСКОМ РЕГИОНЕ

ПРЕДИСЛОВИЕ

В 1993 г. Американское геологическое общество (Geological Society of America) выпустило в свет книгу "Разрывы при сильных землетрясениях и активная деформация в Монголии и прилегающих районах" (Reptures of Major Earthquakes and Active Deformation in Mongolia and its Surroundings), представленную интернациональным коллективом авторов (США, Россия, Франция, Монголия). Инициатором написания монографии и основным автором был профессор Питер Молнар, обеспечивший издание ее в США. Работа представляет собой обзор имеющихся литературных и полученных авторами при полевых исследованиях данных о характере и механизме разрывообразования при сильных землетрясениях Монголии и некоторых сопредельных с ней районов. В ней дается оценка геодинамической ситуации, предопределившей своеобразие напряженного состояния и, как следствие этого, высокую современную сейсмическую активность обширного региона Центральной Азии.

Из-за сравнительно небольшого тиража и заграничной публикации книга вряд ли будет доступна широкому кругу читателей в России, хотя она, по нашему мнению, представляет определенный интерес для исследователей, занимающихся вопросами геодинамики, напряженно-деформационных процессов, геофизики и сейсмологии.

Это побудило нас опубликовать материалы монографии в настоящем сборнике, но не в дословном переводе, а несколько сократив их и изменив сейсмогеологическую трактовку имеющихся фактических данных. По существу, это новая статья, но мы считаем, что, сохранив основные положения и идеи "американского" обзора, мы должны указать на соавторство А. Систернаса, Э. Филиппа, И. Балжинняма, А. Баясгалага и Л. Ганбаатара — наших зарубежных коллег по исследованиям в Монголии.

ВВЕДЕНИЕ

Под Монголо-Сибирским регионом мы понимаем обширную (главным образом горную) территорию, включающую в себя Западную (до 108° в. д.) Монголию (Хэнтэйское и Хангайское поднятия, Гобийский Алтай, Заалтай-ское Гоби, Долину Озер и Котловину Больших Озер, Монгольский Алтай, Алтае-Саянскую зону, Байкальскую и Хубсугульскую рифтовые зоны).

Эта территория испытывает быструю деформацию, происходящую (по крайней мере, частично) в ответ на коллизию Индостана и остальной части Евразиатского континента [Molnar, Tapponnier, 1975].

Ключевую роль в активной тектонике Монголии играет в основном сдвигообразование, но в Прихубсугулье характер и тип разрывов усложняются, а в Байкальской рифтовой зоне в условиях близгоризонтального растяжения господствует сбросообразование.

В этом столетии в регионе произошли четыре мощнейших (М ≥ 8) землетрясения, поверхностные разрывы при которых являют собой наиболее

внушительные признаки современного разломообразования на Земле. Одна из целей статьи — дать описание таких разрывов, чтобы понять характер напряженно-деформационного состояния и особенности современной геодинамики региона.

Мы широко использовали подробные данные и [1963], и др. [1985], Л. Нацаг-Юм и др. [1971 ]. Однако основной фактический материал был получен во время специальных полевых маршрутов, которые наша группа в составе Совместной российско-монгольской геофизической экспедиции провела в 1990—1991 гг.

Для сравнения параметров сильных землетрясений, определенных по сейсмологическим данным, с величинами смещений и длинами зон разрывов, полученными при их полевом изучении, мы использовали известное соотношение К. Аки [Aki, 1966]: M0 = µА0ΔU, где µ — модуль сдвига, значение которого мы приняли в 3,3 • 1010 Н/м2, А0 — площадь разлома, по которой произошло вскрытие, ΔU — средняя величина смещения (во всех расчетах глубина проникновения разломов принята равной 20 км).

Полученный фактический материал мы использовали для оценок скоростей голоценовых деформаций и повторяемости сильных землетрясений. Конечно, эти оценки не могут претендовать на достаточную точность.

Тщательно проводя натурные измерения параметров разрывов в поле и доверяя подобным измерениям других исследователей, мы тем не менее представляем, что при неодинаковых типах разломообразования (сдвиги, надвиги, взбросы и т. д.) разломы на поверхности выражаются по-разному. Так, надвиги и взбросы не всегда достаточно отчетливо проявляются на поверхности. Примером является землетрясение Коалинга в Калифорнии в 1983 г. [Stein, King, 1984]. Там, где они сохраняются, деформация может быть обманчиво сложной, что наглядно демонстрируется поверхностными разрывами, связанными с землетрясениями в районе Эль-Аснама в Алжире в 1981 г. и в более ранние времена [Avouac et al., 1922; King, Vita-Finzi, 1981; Philip, Meghraoui, 1983], и со Спитакским землетрясением 1988 г. в Армении [Philip et al., 1992]. Такие сложности могут быть причиной малочисленности наблюдений о взбросообразовании в Монгольском Алтае в западной части Монголии, где геологические признаки свидетельствуют о существовании такой деформации в кайнозое. Кроме того, поверхностные разрывы в одних районах могут лучше сохраняться, чем в других. В частности, можно предположить, что продолжительность холодного сезона и наличие вечной мерзлоты сохраняют поверхностные деформации, которые могут быстро разрушаться в теплом и влажном климате. В итоге сейсмичность XX столетия может быть непредставительной для более длительного промежутка времени.

Так как на активную тектонику воздействуют ранняя геологическая история региона и горизонтальные вариации рельефа, мощность коры и структура верхней мантии, мы кратко рассмотрели все то, что известно об этих факторах.

Для удобства описания разрывообразования в Монголии и ее окрестностях мы делим регион на районы и рассматриваем их отдельно: от Монгольского Алтая и прилегающей части Западного Китая до (продвигаясь против часовой стрелки вокруг страны) Гобийского Алтая и через Хангай в северную часть Монголии.

РЕГИОНАЛЬНАЯ ГЕОЛОГИЯ, РЕЛЬЕФ И ГЛУБИННАЯ СТРУКТУРА ЗАПАДНОЙ МОНГОЛИИ

Краткое описание докайнозойской геологической истории Монголии

В докайнозойской геологической истории Монголии преобладают три главные орогенические фазы: позднедокембрийская в северной, раннепалеозойская в центральной и позднепалеозойская в южной частях страны [Bur-rett, 1974; Li et al., 1982; Sengor et al., 1988; Зайцев и др., 1974; Zhang et al., 1984]. Докембрийский Байкальский пояс лежит параллельно оз. Байкал, а в

самой северной части Монголии ориентирован широтно. По контрасту к складчатости, характеризующей деформацию в этом поясе, в активной тектонике этой части Монголии преобладают три параллельных, направленных на север, грабена, объединяемых в Хубсугульскую систему, являющуюся юго-западным продолжением Байкальской рифтовой зоны. Раннепалео-зойский пояс окаймляет байкалиды, простираясь на северо-запад под острым углом через Монгольский Алтай в северо-западной части Монголии, примерно широтно через южный Хангай в Центральной Монголии и на северо-восток в ее восточной части. Позднепалеозойский орогенический пояс протягивается почти параллельно и южнее раннепалеозойского. Каждый из них, вероятно, связан с субдукцией океанической литосферы и столкновением фрагментов мощной (по-видимому, континентальной) коры с древней южной окраиной Евразиатского континента.

Фундамент западной части Монголии, очевидно, консолидировался к концу палеозойской эры, и, хотя какая-то часть складчатости произошла в мезозое [Девяткин, Шувалов, 1990], мезозойская тектоническая активность была заметно слабее, чем более ранняя или чем в настоящее время.

Несмотря на ослабленные зоны и анизотропную кору Монголии, современная деформация, очевидно, менее связана с этими древними структурами, чем с современным рельефом и структурой верхней мантии.

Современный рельеф и его связь с кайнозойской деформацией

Фактически вся Западная Монголия лежит на высоте более 1000 м над уровнем моря, а поднятие большей ее части превышает 2000 м (рис. 1). Изменение региональных высот влияет на локализацию и типы активных деформаций, так как при образовании высоких поднятий происходит работа против силы тяжести [Artyushkov, 1973; England, Houseman, 1989; Molnar, Lyon-Caen, 1988].

Будучи ориентированным на северо-запад вдоль западной границы Монголии, Монгольский Алтай образует в стране самую большую и высокую горную цепь шириной 200—300 км, длиной примерно 500 км, средней высотой 2260 м, а отдельных вершин свыше 4000 м [Хилько, Курушин, 1982]. Хребет рассечен направленными на северо-запад правосторонними сдвигами (см. рис. 1). Эти разломы ограничивают блоки поднятий с исключительно плоскими вершинными поверхностями высотой 3000—3300 м и впадины асимметричного поперечного сечения. Плоские вершины гор обычно объясняются позднемеловой и палеогеновой эрозией, предшествующей неогеновому и четвертичному разломообразованию и поднятию. Впадины также довольно высоки (1500—2200 м) и выполнены только маломощными (<200 м) осадками [Хилько, Курушин, 1982]. Таким образом, относительно небольшие вертикальные компоненты по этим преимущественным сдвигам играют ключевую роль в формировании рельефа. Однако высота среднего поднятия может быть следствием некоторых других процессов. По-видимому, формирование хребта обусловлено сокращением коры, связанным со взбросо - и надвигообразованием.

Горная местность продолжается на востоко-юго-восток от Монгольского Алтая как серия поднятых массивов, составляющих Гобийский Алтай. В противоположность Монгольскому Алтаю по ограничивающим горы Гобийского Алтая широтным разломам происходит левостороннее сдвигообразование со взбросовыми компонентами смещения. Эта смена направления сдвигообразования не позволяет считать, что Гобийский Алтай — тектоническое продолжение Монгольского.

В геоморфологии этих горных сооружений тем не менее наблюдается некоторое подобие. Гобийский Алтай также состоит из горных блоков с плоскими вершинами, поднятыми на 3000 м и более, образовавшимися в результате позднемеловой и палеогеновой пенепленизации, и из впадин, располагающихся также довольно высоко. Тектоническая активность здесь,

Рис. 1. Карта главных активных разломов Западной Монголии и окружающих областей.

1 — главные разломы; 2 — сейсмогенно-обновленные участки разломов (римские цифры см. табл. 2); 3 — эпицентры сильных землетрясений (арабские цифры — номера землетрясений согласно табл. 1); 4 — надвиги; 5 — направление сдвига; 6 — районы высотой выше 2000 м.

датируемая позднеплиоцен-четвертичным временем [Тимофеев, Николаева, 1982], началась несколько позже, чем в Монгольском Алтае.

Монгольский и Гобийский Алтай отделены от Хангайского высокогорья Котловиной Больших Озер и Долиной Озер. [1975] установил, что мощности неоген-четвертичных осадков в Котловине Больших Озер не менее 500—700 м, не исключается наличие еще более глубоких впадин. Однако существование крупных гравитационных изостатических аномалий [Зорин и др., 1982] подразумевает, что глубины фундамента не превышают 1—2 км. Осадконакопление из Котловины Больших Озер и Долины Озер распространяется и на прилегающие части Хангая, чего не наблюдается на границе с Монгольским и Гобийским Алтаем. Активная тектоника, видимо, сосредоточивается на внешних (западном и южном) краях этих депрессий.

В отличие от Монгольского и Гобийского Алтая, которые образовались при позднекайнозойском сокращении и утолщении коры, Хангай характеризуется широко изогнутой и поднятой позднемеловой—палеогеновой эрозионной поверхностью, или "сводом" [Девяткин, 1975, 1982; Корина, Николаева, 1982]. Основные признаки молодой деформации здесь — короткие сбросы [Зорин и др., 1982]. Далее на север другое обширное высокогорье окружает Хубсугульскую систему грабенов и продолжается на северо-восток, обрамляя Байкальскую рифтовую зону.

Таким образом, не похоже, чтобы различные высокие горные сооружения Западной Монголии были обязаны своим существованием общему тектоническому процессу. Сокращение коры привело, видимо, к образованию Монгольского и Гобийского Алтая, но не Хангая или области, окружающей Хубсугульскую систему грабенов.

Структура верхней мантии Западной Монголии

Структура верхней мантии под Хубсугульской системой грабенов и Хангаем также, очевидно, отличается от имеющей место под Монгольским и Гобийским Алтаем. и др. [1982] подчеркнули, что низкие скорости сейсмических волн и другие признаки высоких температур в мантии под Байкальской рифтовой системой, вероятно, характеризуют и верхнюю мантию под областями Хубсугула и Хангая. Средняя скорость волн Рп для Западной Монголии 7,92 ( ± 0,22) км/с [Балжинням и др., 1975], хотя и др. [1982] отметили, что по исследованиям с использованием землетрясений Монгольского Алтая и станций Сибири скорость волн Рп для этого района 8,1( ± 0,1) км/с [Данциг и др., 1965; Жалковский и др., 1965]. По всей видимости, под областями Хангая и Хубсугула среднее значение скорости снижается только до 7,9 км/с. Известно, что Р-волны, приходящие от ядерных взрывов в Неваде на станции Сибири и Монголии, согласованно показывают задержки не только на станциях Прибайкалья, но также и в областях Хубсугула и Хангая [Рогожина и др., 1983]. Наконец, позднекайнозойский вулканизм, включая очень молодой базальтовый, распространен во многих частях Хубсугула и Хангая, но не по Монгольскому или Гобийскому Алтаю [Девяткин, 1981 ].

и [1990] сделали 27 измерений теплового потока в центральной части Монголии, которые могут интерпретироваться как представляющие высокую температуру под областями Хангая и Хубсугула и пониженную — под окружающими районами. Хотя измерения теплового потока, сделанные через осадки Хубсугула, показывают большой разброс, 7—8 из них дают более 60 мв/м2, а 4 — более 100 мв/м2. Два измерения, сделанные непосредственно южнее Хубсугула, также дают примерно 60 мв/м2. Подобный большой разброс высоких значений характеризует измерения теплового потока и в Байкальском регионе [Lysak, 1978, 1987 ]. В противоположность этому 5 измерений из юго-юго-восточной части Монголии дают низкие значения, колеблющиеся от 16 до 40 мв/м2.

Другие 8 измерений и [1990], сделанные восточнее Хангая, выше по величине, чем те, которые можно было бы

ожидать, если бы под Хангай-Хубсугульским регионом содержалась высокотемпературная верхняя мантия. Их диапазон 31—100 мв/м2, при большинстве значений 60—80 мв/м2. и [1990] отмечают, что пониженный тепловой поток, который направляет подстилающая мантия, составляет только 38 мв/м2. Этот диапазон значений является несколько большим, чем для щитов [Sclater et al., 1981 ], но не характеризует среднюю величину для области, лежащей на высоте в среднем 1000 м и подвергшейся сокращению коры, начиная со 150 млн лет или раньше. Таким образом, главным проводником такого высокого теплового потока должна быть высокая скорость радиогенного тепла в верхней коре (выше 11 км, согласно и ).

Интерпретация почти всех этих измерений теплового потока сложна, если не принять, что современный тектонический режим установился только в последние несколько миллионов лет. Измеренный тепловой поток, очевидно, имеет меньшее отношение к современному тектоническому режиму, чем к динамике мантии, допустим, миоценовой эпохи. Тем не менее его высокие значения подтверждают заключение о существовании горячей мантии в самых верхах под Хангайским и Хубсугульским поднятиями.

Измерения сейсмической рефракции по западной окраине Байкальской рифтовой зоны указывают на сравнительно мощную земную кору (45— 50 км) для той площади, которая не испытывала сокращения коры с позднего докембрия [Мишенькин и др., 1978]. Указанные мощности уменьшаются в Северном Прихубсугулье до 43—45 км, оставаясь все же больше мощности типичной континентальной коры (35—40 км). Несмотря на то, что фундамент остальной части Монголии был консолидирован позднее, разумно предположить, что под большей частью Западной Монголии существует кора аналогичной мощности [Зорин и др., 1982]. Большую значимость имеет тот факт, что фазовые скорости волн Рэлея с периодами 10—40 с, пересекающие Западную Монголию, относительно низкие, что интерпретируется и др. [1990] как признак средней мощности коры в 50 км. Действительно, измеренные ими фазовые скорости аналогичны (в пределах 0,1 км/с) скоростям, определенным примерно для такого же периода и для траекторий поперек Провинции Бассейнов и Хребтов в США [Ewing, Press, 1959]. Однако, если учесть, что земная кора в этом последнем регионе относительно тонкая (30 км), то мощности коры в 50 км не могут быть хорошо установлены по низким фазовым скоростям волн Рэлея. Очевидно, мощность коры на большей части Западной Монголии может составлять около 40 км.

Предполагается, что под Монгольским Алтаем существует более мощная земная кора. Отклонения от изостатического равновесия по всей Монголии, очевидно, незначительны, и и др. [1982] для составления карты гипотетических мощностей коры для всей страны предложили местную изостазию Эри. Их карта, таким образом, отражает региональные поднятия с самой мощной земной корой под Монгольским Алтаем. Наряду с этим, используя времена вступления Р-волн от землетрясений в Монгольском Алтае и Сибири, и др. [1965] предложили для данного района среднюю мощность земной коры, равную 44 ± 6 км. В более поздней работе [1967] предлагает мощность 38—43 км для предгорий и 48—53 км для внутренних районов Алтая по границе Монголии с Россией.

Предположение о локальном изостатическом равновесии указывает на мощную кору под Хангаем, где сжатие коры не происходило в течение сотен миллионов лет. Согласно и др. [1982], этот район, очевидно, подстилает горячая верхняя мантия, внедрение которой вместо изменения мощности коры компенсировалось высотой поднятия. Таким образом, и Хангай, и район, окружающий Хубсугульскую систему грабенов, имеют, видимо, земную кору одинаковой толщины.

Важная особенность глубинной структуры Монголии заключается в том, что там, где кора сокращается наиболее отчетливо (Монгольский и Гобийский Алтай), не предполагается наличия теплой верхней мантии, а там,

10

где есть предположение о ее существовании (под Хангаем и Хубсугульской системой грабенов), активная деформация, очевидно, включает относительно крупный компонент сбросообразования и нет признаков преимущественного взбросо - и надвигообразования.

Краткий очерк позднемеловой и кайнозойской геологической истории

Монголия, по всей вероятности, в конце мезозоя была тектонически спокойна, и большая часть рельефа и активных структур образовались в поздний кайнозой [Девяткин, 1974, 1975; Девяткин, Шувалов, 1990]. Для эрозионной поверхности, характеризующей большую часть рельефа Западной Монголии, обычно предполагается меловой или раннекайнозойский возраст. В Хангае эта поверхность распространяется на очень большую площадь. В Монгольском Алтае исключительно плоские вершины высоких гор указывают на недавнее поднятие этой поверхности над окружающей территорией. В некоторых частях Котловины Больших Озер, Долины Озер и Гобийского Алтая меловые и палеогеновые осадки, называемые "платформенным чехлом" [Девяткин, 1974, 1981 ], покрывают эту поверхность и определяют ее возраст. В некоторых районах она бронирована ровными базальтовыми потоками позднего олигоцена и раннего миоцена [Кожевников и др., 1970; Девяткин, 1981]. Однако на большей части Монгольского Алтая меловые и палеогеновые отложения отсутствуют [Дергунов и др., 1980; Девяткин, 1981 ] и возраст как эрозионной поверхности, так и ее недавнего поднятия определяется не всегда уверенно.

В некоторых районах эту эрозионную поверхность перекрывают конгломераты и другие крупнообломочные континентальные отложения (моласса), относящиеся к неогену. Изменение грубости отложений, очевидно, является главным аргументом для вывода, что деформация началась в конце олигоцена или начале миоцена. В некоторых местах этот материал перекрывают красноцветные глинистые песчаники олигоцена [Девяткин, 1974, 1975], а в других — конгломераты относятся к среднему олигоцену [Девяткин, 1970; Дашзэвэг, 1970]. В одних местах на тонкозернистых позднеолигоценовых осадках залегают раннемиоценовые конгломераты, а в других — олигоценовые серии непосредственно перекрыты конгломератами, по-видимому, среднего миоцена [Девяткин, 1981 ]. Позднемиоценовые отложения формировались только в окрестностях Монгольского Алтая [Девяткин, 1981; Девяткин, Шувалов, 1990]. Таким образом, изменения в характере осадконакопления (вероятно, и в тектонике), по-видимому, варьировали от места к месту и были постепенными.

Два отчетливых типа отложений характеризуют ранне - и среднеплиоценовое осадконакопление [Девяткин, Шувалов, 1990]. Озерные осадки отложились в крупных впадинах Котловины Больших Озер восточнее Монгольского Алтая и в Долине Озер севернее Гобийского Алтая [Девяткин, 1981 ]. Другой тип, включающий преимущественно компонент гравия, образовался у подножий горных областей [Девяткин, Шувалов, 1990]. Эти типы отложений позволяют считать, что в раннем плиоцене молодые горные районы Западной Монголии были уже подняты, а депрессии уже существовали.

Первоначальная фаза кайнозойской деформации медленная и ее ускорение произошло в среднем плиоцене—плейстоцене. Признаками внезапного увеличения скорости осадконакопления является погрубение отложений как во внутригорных впадинах, так и в крупных, примыкающих к молодым горным сооружениям. Позднеплиоценовые и плейстоценовые отложения во впадинах Монгольского Алтая содержат важную фракцию ледникового материала [Девяткин, 1981 ]. Так как позднеплиоценовая эпоха была временем глобальных изменений климата, вполне возможно, что геологические признаки, используемые для получения выводов о резком изменении тектонической обстановки, в действительности отражают изменение скорости эрозии в результате изменения климата [Molnar, England, 1990].

11

В любом случае начало кайнозойской тектонической активизации предполагает олигоценовый или плиоценовый возраст. Кайнозойская деформация в Монголии датирует задним числом начало столкновения Индии с Евразией и логично предположить между ними связь [Molnar, Tapponnier, 1975].

МОНГОЛЬСКИЙ АЛТАЙ

Это горное сооружение, ориентированное на северо-западно-юго-восток, рассечено ветвящейся сетью разломов, простирающихся на северо-северо-запад и северо-запад. Вдоль северо-восточного края резкое нарушение склона отделяет хребет от Котловины Больших Озер, указывая на недавнее разломообразование. Разнообразные геоморфологические признаки свидетельствуют как о правостороннем сдвиговом, так и надвиговом или взбросовом компонентах смещения внутри Монгольского Алтая (см. рис. 1).

Разломы сдвигового характера особенно хорошо просматриваются на космоснимках [Tapponnier, Molnar, 1979]. Основываясь на полученных в поле данных, [1974] подчеркнул, что для многих разломов характерно правостороннее смещение, в частности для Кобдинского, Толбонурского и Тургенгольского (см. рис. 1). К сожалению, почти полное отсутствие мезозойских и третичных пород в Монгольском Алтае затрудняет разграничение величин кайнозойских и более древних смещений.

По данным [1983] и и др. [1985], величины максимального смещения водотоков по Кобдинскому разлому 3,5 и не менее 6 км соответственно. Смещения русел водотоков в несколько километров отчетливо прослеживаются на космоснимках Ландсат по Кобдинскому и Толбонурскому разломам. Для отрезков некоторых сдвиговых разломов характерны признаки очень недавних поверхностных разрывов. Наиболее молодые в области Монгольского Алтая разрывы образовались при Фуюньском землетрясении 1931 г. в Китае и очень сильном событии 1761 г. Большая же часть других разрывов не может быть точно связана с зарегистрированными землетрясениями.

Нужно отметить, что поверхностные разрывы не всегда представляют чистый правосторонний сдвиг. Имеются примеры сопряженного левостороннего смещения по широтно ориентированным разломам, а также признаки взбросо- или надвигообразования примерно с северо-востоко-юго-западным сокращением. Надвиги и взбросы особенно хорошо прослеживаются вдоль северо-восточной окраины Монгольского Алтая.

В целом поверхностные разрывы, характеризующие надвиго - или взбросообразования в Монгольском Алтае, встречаются значительно реже, чем разрывы со сдвигом.

Правостороннее сдвигообразование, параллельное Монгольскому Алтаю

Фуюньский разлом. Монголе-Алтайское (Фуюньское) землетрясение 10 августа 1931 г. в Синьцзяне (46,9° с. ш., 90,0° в. д., М = 8,0) произошло непосредственно западнее границы с Монголией (№ 32, см. рис. 1, табл. 1). Одноименный (Фуюньский) разлом, омолодившийся при этом землетрясении, отчетливо прослеживается на космоснимках и хорошо опознается даже без каких-либо сведений о поверхностном разрыве 1931 г. [Tapponnier, Molnar, 1979]. Сейсмогенный разрыв, простирающийся на СЗ 340°, на всем расстоянии в 180 км несет признаки правосторонних смещений (рис. 2). На центральном участке было сделано несколько измерений в 9—11 м с единичным максимумом в 14,6 м. Измеренные амплитуды сдвига постепенно уменьшались как на север, так и на юг, составляя в среднем около 8 м. В северной части разрыва наблюдались компоненты сбросообразования, а в южной — взбросообразования, что характеризует шарнирный эффект движения по разлому и позволяет предполагать наличие здесь незначительного

12

13

компонента относительного вращения вокруг вертикальной оси. Амплитуды вертикальных смещений 1—3,6 м, но они в тех же самых местах были обычно меньше горизонтальных. Измеренные величины включают и деформации, связанные с афтершоками, один из которых (18 августа 1931 г.) имел магнитуду 7,2.

Среднее смещение в 8( ± 2) м по зоне длиной 180 м, погружающейся на глубину 20 км, дает скалярный сейсмический момент 9,7 ( ± 2,4) • 1020 Нм [Molnar, Deng Qidong, 1984], а рассчитанный по амплитудам длиннопериодных поверхностных волн — 8,5 • 1020 Нм [Chen, Molnar, 1977].

Ши Цзянь-бан и др. [Shi Jian-bang et al., 1984] замерили смещение величиной 20 м и отнесли его к суммарному, связанному с предыдущими землетрясениями. Используя полученный радиоуглеродным методом (14С) возраст материала около смещенных маркеров, они определили интервал повторяемости землетрясений в 230 лет. Водотоки, стекающие на запад с водораздела Монгольского Алтая, обычно правосторонне смещены по Фуюньскому разлому на 100 м и более (отдельные на 1,5—3 км). По интервалу повторяемости и среднеплейстоценовому возрасту, характерному для этих смещений, Ши Цзянь-бан и др. [Shi Jian-bang et al., 1984] определили, что скорость смещения по разлому 10 мм/год. Однако если вместо среднего плейстоцена быстрый врез водотоков датировать позднеплиоценовым временем (2,5 млн лет), скорость смещения составит 1 мм/год.

Фуюньский разлом ориентирован под острым углом к толщам палеозойского Алтайского орогенического пояса, ориентированного на северо-запад. Результаты геологического картирования, проведенного китайскими специалистами, позволяют считать, что по нему палеозойские разломы, осадочные породы и граниты смещены примерно на 25—30 км (рис. 3). Очевидно, такое большое смещение могло накопиться только в течение нескольких миллионов лет, если скорость смещения составляла несколько миллиметров

в год.

Сагсайский разлом (рис. 4). и др. [1985] приводят данные о поверхностном разрыве, протягивающемся на СЗ ° на расстояние 35—37 км в районе 48,5° с. ш., 89,7° в. д. Комбинация трещин растяжения

14

Рис. 2. Карта Фуюньского сейсмогенного разрыва 1931 г. в северной части Синьцзяна, на которой указаны измеренные сдвиговые смещения.

1 — сбросы; 2 — взбросы.

длиной 40—50 м, глубиной 2 м, ориентированных на СЗ 350° — СВ 10°, и кротовин высотой 2—3,5 м, протягивающихся на СЗ 280 — 300°, свидетельствует о правостороннем смещении по разрыву. и др. [1985] установили максимальный сдвиг не менее 3 м (в среднем 2,5 м) с максимальным вертикальным смещением в 2 м (в среднем 0,5 м). Величина и знак вертикального компонента варьируют по простиранию разлома. Позднее установлено, что на участке северо-западнее Эзерлег-Ула (см. рис. 4), где фас уступа, обращенный на запад, имеет высоту только 0,2 м, сухое русло смещалось вправо примерно на 3 м.

и др. [1985] отметили хорошую сохранность уступов и стенок трещин растяжения, аналогичную наблюдаемой по разрыву Ар-Ху-

15

Рис. 3. Упрощенная геологическая карта зоны Фуюньского разлома.

1 — четвертичные отложения; 2 — граниты; 3 — палеозойские породы; 4 — докембрийские образования. Ост. усл.

обозн. см. на рис. 2.

тел, описанному ниже, и определили возраст Сагсайского разрыва в 200—, 300 лет. Район, где проходит разрыв Сагсай, находится на высоте около 2000 м, поэтому масштаб и сохранность поверхностных деформаций могут обусловливаться в немалой степени мерзлыми грунтами.

Молодой уступ следует несогласно региональному рельефу. В одних местах он наблюдается вдоль западного подножия гор, а в других косо пересекает высокие конусы выноса и широкие ровные наклонные поверхности.

Толбонурский разлом. и др. [1985] и [1974] классифицируют Толбонурский разлом как главный сдвиг между Сагсайским и Кобдинским разломами (рис. 1). Он весьма отчетлив на космоснимках и по смещению долин по нему обнаруживается правосторонний сдвиг. Подобно всем сдвигам Монголии разлом не прямолинеен. В некоторых местах он отделяет высокие хребты от протяженных узких долин. Толбо-Нур является длинным, ориентированным на северо-запад озером с высоким плоским хребтом к северо-востоку. Разлом проявляется здесь как четкий уступ в

16

Рис. 4. Топографическая карта района разрыва Сагсай.

подножии хребта. Конусы выноса разорваны, отмечается компонент вертикального смещения.

Кобдинский разлом (см. рис. 1). СД. Хилько и др. [1985] выявили два молодых поверхностных разрыва по этому разлому: Чихтейн и Ар-Хутэл.

Чихтейнский отрезок располагается в районе 49,2° с. ш. и 90,3° в. д., длина примерно 27 км (№ XI, см. рис. 1). Кобдинский разлом в этом районе следует вдоль западного борта Ачитнурской впадины и отделяет ее от высокого хребта. и др. [1985] описали слабо выраженный обращенный на запад уступ высотой 0,5—1,5—2,0 м вдоль центральной части отрезка на протяжении 10 км. Высота уступа снижается к северу, где разрыв проявляется в основном в виде трещин растяжения и кротовин. Вдоль большей части отрезка кулисообразные трещины растяжения, ориентированные на СВ 10 — 30°, маркируют линию разрыва на поверхности и свидетельствуют о значительном компоненте правостороннего смещения (больше вертикального). По морфологическим особенностям трассы возраст разрыва 1000—1500 лет [Хилько и др., 1985].

Поверхностный разрыв Ар-Хутэл, закартированный и др. [1985], протягивается в среднем на СЗ 330° через одноименный перевал в районе 47,5° с. ш. и 91,8° в. д. западнее г. Кобдо (рис. 5). Масштаб и морфология поверхностных деформаций аналогичны образовавшимся при Болнайском землетрясении 23 июля 1905 г. Деформация вдоль зоны длиной более 215 км включает очень крупные трещины растяжения длиной 40—50 м, шириной до 8—10 и глубиной до 2,5—3 м, ориентированные между СЗ 350° и СВ 10°, и соответственно большие кротовины до 15—20 м длиной и

17

Рис. 5. Карта зоны разрыва Ар-Хутэл [Хилько и др., 1985].

1 — изогипсы рельефа и их отметки, м; 2 - реки; 3 — кайнозойские осадки впадины; 4 — поверхностные разрывы и направление их падения, h — вертикальный компонент смещения; цифры у стрелки, указывающей направление сдвига, — амплитуда вертикального смещения.

2—3 м высотой, простирающиеся на СЗ °. Эти структуры свидетельствуют о крупном правостороннем смещении, наблюдаемом в нескольких местах. Среднее горизонтальное смещение 4,5, а максимальное 7 м.

На южном фланге отмечена серия разрывов общей длиной примерно 60 км (см. рис. 5). и др. [1985] зафиксировали вертикальные компоненты 1—3 м и горизонтальные — 1,5—2 м. Однако между этой серией и Дунд-Цэнхер-Голом уступ пересекает особенно расчлененный рельеф и не очень отчетлив.

Большая часть впечатляющих деформаций лежит между Дунд-Цэнхер-Голом и Буянт-Голом, где отмечается правостороннее смещение на 4—5 м небольших водотоков и сухих русел. По многим отрезкам достаточно надежно измеряется вертикальный компонент — около 3 м. Уступы, связанные с вертикальными компонентами, обращены на восток и на запад и представляют отражение только локального явления, а смещение является почти

18

чистым сдвигом. Эффектные поверхностные деформации находятся непосредственно севернее Дунд-Цэнхер-Гола, где разрыв следует вдоль западного склона хребта. Смещение на протяжении нескольких километров включает как правосторонний сдвиг, так и поднятие западного крыла до 2 м. На этом же участке трасса разлома пересекает две крутосклонные долины, на бортах которых можно измерить падение плоскости сместителя. В обоих местах она падает на восток под 52°, но это неожиданно пологое падение почти наверняка не протягивается на большую глубину. Далее к северу разлом косо пересекает перевал, а еще дальше следует по восточному склону хребта. Видимое падение сместителя здесь ориентировано на запад. Далее к северу уступ следует по хорошо выраженной линейной долине или "сдвиговому рифту", по которому одна крупная поперечная долина смещена на 5 км.

Особенно выразительные деформации проявлены около перевала Ар-Хутэл. Примерно в 6 км южнее его уступ проходит у основания крутого склона, и отчетливо видно правостороннее смещение. Однако сложный рельеф, представленный щебнистыми и глыбовыми склонами, затрудняет измерение смещений. В одном месте замерена амплитуда правого сдвига в 7,5 ± 3 м. Далее к северу исключительно хорошо сохранившиеся трещины растяжения глубиной 2—3 м характеризуют зону, начинающуюся в 3,5 км южнее перевала. Вдоль почти 5-километрового отрезка, охватывающего перевал, вертикальный компонент смещения трудно выделить в широкой зоне деформации, но примерно в 1 км севернее перевала западное крыло поднято примерно на 1 м. Южнее перевала, там, где трасса разрыва сечет древние тюркские могильники, обнесенные кругами камней диаметром 20 м, западное крыло выше примерно на 1 м, и величина двух отчетливых горизонтальных смещений камней составляет 3,0—5,5 м. В 0,5—1 км севернее перевала уступ следует по крутому восточному склону хребта, на котором долинки водотоков смещены приблизительно на 5 м.