Палеосейсмодислокации. остаточных деформаций, видимых на поверхности ... которых необъяснимо никакими иными причинами, ...

Палеосейсмодислокации. По масштабу, типу и структуре
остаточных деформаций, видимых на поверхности Земли, образование
которых необъяснимо никакими иными причинами, кроме сейсмических,
определяется место, интенсивность и приблизительное время
землетрясения, досейсмостатистического для данного района.
Эталонная шкала для определения интенсивности землетрясения
(Солоненко, 19621) была установлена эмпирически при изучении сильных
и катастрофических землетрясений в Монголо-Байкальском сейсмическом
поясе. Поэтому приведенные ниже параметры сейсмодислокаций нельзя
механически переносить в другие сейсмические зоны с иной
сейсмогеологией. Масштаб сейсмодислокаций зависит не только от
интенсивности землетрясения, но и от магнитуды, глубины и механизма
очага, геологического строения эпицентральной зоны и других причин,
вследствие чего он может быть различным для землетрясений с
одинаковой энергетической характеристикой.
Монголо-Байкальский
сейсмический
пояс
является
частью
Центрально-Азиатского эпиплатформенного орогенического пояса
(Хаин, 1964). Он охватывает различные по возрасту складчатые системы
(от архейских до герцинских включительно), однако неотектонические
движения внутри него довольно однообразны (Флоренсов, 1960i). Вместе с
тем, нам представляется, что развитие сейсмогенных структур в разных
частях Монголо-Байкальского сектора эпиплатформенного орогенического
пояса имеет свои специфические черты, предопределяющие разный уровень
их сейсмической активности (Солоненко, 19641). При видимом однообразии
неотектонических движений в Монголо-Байкальском сейсмическом поясе
за текущее столетие в монгольской его части произошло девять
девятибалльных, три десятибалльных, три одиннадцатибалльных и одно
двенадцатибалльное землетрясение, в то время, как в байкальской зоне
было всего пять девятибалльных и одно десятибалльное. Различие в уровне
сейсмичности Монголии и Прибайкалья, по-видимому, связано с
различным механизмом развития их главных сейсмогенных структур.
В Монголии было обследовано четыре катастрофических
землетрясения. Все они связаны с движениями земной коры
взбрососдвигового типа, причем амплитуда горизонтального смещения
равна амплитуде вертикального или превышает ее. Инструментальное
изучение монгольских землетрясений также подтверждает указанный
механизм их очагов (Введенская, Балакина, 1960; Мишарина, 1964). В
Прибайкалье же при землетрясениях происходят вертикальные смещения
— нормальные сбросы или сбросо-сдвиги с преобладанием сбросовой
составляющей над сдвиговой. Так, например, при Цаганском
землетрясении 1862 г. на 7—8 м опустился блок земной коры
площадью 260 км2 (из них 203 км2 ушло под уровень Байкала). При
Мондинском землетрясении (Тресков, Флоренсов, 1952) на поверхности
Земли стали видны деформации, связанные с растяжением, — трещины
с зиянием до 1 м с вертикальным смещением до 0,8 м. При изучении
механизма очага К. В. Пшенников установил, что смещение имело
сбросовый характер по вертикальной плоскости (Флоренсов, 1960 1). К
такому же выводу пришли А. В. Введенская и Л. М. Балакина. При
Муйском землетрясении амплитуда видимого вертикального смещения
главной сейсмогенной структуры — Намаракитской впадины — достигала
5—6 м, и впадина сместилась к юго-западу. Хребет
16
Удокан поднялся в среднем на 1—1,5 м и сдвинулся к северо-востоку
на 1—1,2 м (Солоненко, 1964 2 , 1965). Этот механизм движения земной
коры, установленный но сейсмодислокациям, хорошо согласуется с
механизмом очага землетрясения, определенного по инструментальным
наблюдениям. При Среднебайкальском землетрясении дно Байкала по
сбросо-сдвигу опустилось на 10—15 м. По механизму очага верхнее крыло
структуры (дно Байкала) опускалось, нижнее (береговое) относительно
поднималось и смещалось к северо-востоку (Введенская, Балакина, 1960;
Мишарина, 1964). Все это хорошо согласуется с образованием во время
землетрясения левостороннего сбросо-сдвига с преобладанием сбросовой
составляющей.
На
противоположном
берегу
Байкала
нами
установлен
правосторонний
сбросо-сдвиг
с
преобладающей
сбросовой
составляющей, связанный с досейсмостатистическим землетрясением
(Солоненко, 1962 1).
На берегах Байкала во многих пунктах изучены сейсмодислокации,
вызванные ранними землетрясениями. Все они указывают на связь с
деформациями земной коры, обусловленными растяжением 1 (Солоненко,
19621, 19641; Хромовских, 1965).
Нам представляется, что причина разной сейсмогенетической
природы неотектонических структур Монголии и Прибайкалья кроется в
коренном отличии современной инверсии кинематики неотектонических
структур этих регионов. В Монголии, во всяком случае в ее южной части,
в настоящее время происходит расширение горных массивов за счет
площади межгорных впадин, из недр которых поднимаются тектонические
клинья — «оперяющие» и «форберги». Темп их современного
тектонического развития чрезвычайно высок. Они протыкают и
деформируют четвертичные, в том числе и современные отложения
(Солоненко, 1960 3, стр. 13). При Гоби-Алтайском землетрясении в зоне
форбергов основные подвижки происходили не по главному
Долиноозерскому разлому, а в стороне от него (в 5—6 км и более), у
форбергов, т. е. они приняли на себя разрядку тектонических
напряжений (Гоби-Алтайское землетрясение, 1963, стр. 162, 336—340).
Таким образом, в Монгольской сейсмической зоне идет разрастание
положительных форм рельефа как вширь, так и в высоту. В Байкальской
же рифтовой системе происходит сокращение площади хребтов за счет
разрастания «старых» впадин и заложения новых и оседание отдельных
присводовых частей хребтов (установлено в хребтах Хамар-Дабан,
Байкальский, Удокан).
Исходя из известных нам фактов, можно предположить, что, несмотря
на внешнее сходство форм проявления новейшей тектоники в Монголии
и Сибири, механизм очагов сильных землетрясений этих сейсмических зон
существенно
различен;
в
очагах
монгольских
землетрясений
господствуют напряжения, обусловливающие образование взбросо-сдвигов
с доминантой сдвигового компонента, а в очагах землетрясений
Байкальской рифтовой системы — сбросо-сдвигов с господствующей
сбросовой составляющей.
При
этих
условиях
в
Монголии
землетрясения с магнитудой 8—8,5 и даже более и протяженностью
эпицентральных зон в сотни километров — явление вполне закономерное,
тогда как для Байкальской рифтовой системы закономерна протяженность
эпицеитральных зон наиболее
1
В связи с этим следует обратить внимание на необоснованность утверждения
С. А. Захарова (Захаров, Бунэ, 1962, стр. 47), что «...в зонах растяжений земной
коры, где вертикальные движения являются первичными, сильных землетрясений
(выше 4—5 баллов) возникнуть не может даже при значительных градиентах
движений». Многочисленные инструментальные я геологические данные однозначно
указывают на решительное господство напряжений растяжения земной коры в
Прибайкалье. Однако нам известны здесь многочисленные землетрясения до X и
даже XI (2.II 1725 г.) баллов.
17
мощных землетрясений в десятки километров, а землетрясения с
магнитудой 8 и более — очень редки 1.
Этот вывод, сформулированный в 1961 г. (Солоненко, 1964 1), к
настоящему времени получил дополнительное подтверждение. За
последние годы проведено сейсмогеологическое обследование большей
части наиболее высокосейсмичной осевой зоны Байкальской рифтовой
системы, выявлены десятки эпицентральных зон досейсмостатистнческих
землетрясений, но только две из них несут признаки XI—ХII-балльных
землетрясений (структура Шартлай на Байкале и Чина-Вакатская в
Удоканском хребте). Открытие новых сейсмогенных структур подобного
масштаба не исключено, но количество их не может не ограничиться
единицами. Поскольку возраст таких структур доходит до первых тысяч
лет, то повторяемость сейсмических катастроф в Байкальской рифтовой
системе не идет ни в какое сравнение с повторяемостью их в Монгольской
сейсмической зоне, где только в XX столетии произошло 4 землетрясения с
магнитудой более восьми.
Сказанное выше необходимо иметь в виду при пользовании той
эталонной шкалой сейсмодислокаций, которую мы можем предложить для
оценки интенсивности досейсмостатистических землетрясений по
масштабу сейсмодислокаций, связанных с ними (Солоненко, 1962 1 ).
1
При этих условиях и сам ход сильных землетрясений должен быть различным.
При монгольском типе землетрясений количество и время проявления афтершоков
должно быть меньше, чем при байкальском, но интенсивность их (относительно
главного толчка) — выше. Вероятность «сопряженных», т. е. двух сильных
землетрясений с малым перерывом во времени (до нескольких месяцев) с близкими
эпицентрами в Монголии больше, чем в Прибайкалье.
2
Глубина очагов изученных сильных землетрясений Монголо-Байкальского
сейсмического пояса 20 ± 5 км. -По результатам обследования землетрясений
соотношение между балльностью и магнитудой следующее: М = 41/2—43/4, VI баллов; М
= 43/4— 51/2, VII баллов; М = 51/2—61/2, VIII баллов; М = 61/2—7, IX баллов; М = 7—73/4,
X баллов; М = 7 3/4—8 1/4, XI баллов; М > 8 1/4, XII баллов.
18
XII баллов. При землетрясениях интенсивностью XII баллов, как
известно, происходят резкие изменения рельефа местности. Сейсмогеология
плейстосейстовой области достаточно подробно изучена только в случае
одного двенадцатибалльного — Гоби-Алтайского — землетрясения,
происшедшего на юге Монголии 4 декабря 1957 г. (М = 8,6; глубина очага ~
25км). Эпицентральные зоны других землетрясений, сопоставимые по
интенсивности с Гоби-Алтайским, находятся, как правило, на дне морей,
и разломы, возникшие при землетрясении, недоступны для изучения, или
доступны для наблюдений только отдельные их фрагменты.
Детальное изучение плейстосейстовой области Гоби-Алтайского
землетрясения с применением специальной аэрофотосъемки позволило
получить точный план сейсмодислокаций, чему еще способствовали
прекрасная видимость и обнаженность в условиях полупустыни. При этом
землетрясении северная ветвь Гобийского Алтая — хребет Гурбан-Богдо
протяженностью
23
в 275 км с высотами до 4000 м — поднялся и сдвинулся к востоку.
Амплитуда видимых горизонтального и вертикального смещений достигала
10 м, но в среднем была меньше. Главный разлом «Богдо» протянулся вдоль
северного подножья хребта на 265 км, а на юге хребта (в 10—25 км от
первого главного разлома) возникла цаган-гольская система разломов.
Внутри наиболее высокой части хребта образовался Центральный грабен
протяженностью
15—16
км.
Суммарная
длина
изученных
сейсмодислокаций — 850 км.
При землетрясении практически мгновенно образовались все известные
в структурной геологии типы разрывных деформаций, а также флексуры,
сейсмокупольные, вихревые и другие структурные формы. Ведущее
значение имели взбросо-сдвиги, подчиненное положение занимали надвиги,
сбросы, грабены шириной от 800 м до 3,5 км, трещины растяжения —
тектонические рвы с зиянием до 19 м. Кроме того, возникли некоторые типы
деформаций, возможность образования которых ранее не подозревалась.
Это срывы вершин гор и сейсмогравитационный тектонический клин или
сбросо-обвал (структура Битут). Скол вершин гор в плейстосейстовой
области наблюдался в пяти пунктах. Он происходил по поверхностям,
наклоненным под углом 10—15° в сторону от начального эпицентра
землетрясения, т. е. с запада на восток. Вершины гор смещались к востоку с
некоторым поворотом против часовой стрелки. Диаметр основания
смещенных вершин колеблется от 100 м до 1,5 км, высота их по вертикали
(считая от плоскости сместителя до вершины) — от 50—60 до 300 м.
Механизм срыва вершин гор представляется нам так (Гоби-Алтайское
землетрясение, 1963, стр. 349—350). В ходе землетрясения, как это было
неопровержимо
установлено
при
изучении
сместителей
сейсмодислокаций (там же, стр. 326—328; Солоненко, 19603), в момент
землетрясения горный массив по инерции переместился к востоку выше и
дальше положения нового равновесия, а затем настолько энергично
возвращался к нему на запад, что снова прошел точку равновесия, но в
обратном направлении. При этом вершины гор, очевидно, имели большую
амплитуду смещения, чем их основание, следствием чего явилось
отставание моментов движения вершин гор от их основания; в тот момент,
когда основание начало обратное движение к западу, вершина горы еще
завершала свое движение к востоку, в результате чего на горные породы
ниже вершины горы действовали мощные скалывающие усилия, в
отдельных случаях превысившие прочность пород. Малый угол наклона
плоскостей скола (около 10—15°) показывает, что из двух действующих сил
— приблизительно горизонтальной сейсмоинерционной и вертикальной
гравитационной — первая значительно превосходила вторую. Этому
способствовало ослабление гравитационных сил, так как сейсмическое
ускорение в эпицентре землетрясений с энергией, подобной энергии ГобиАлтайского землетрясения, может в два раза превысить ускорение силы
тяжести (Медведев, 1962).
24