CC BY
70
УДК 551.248.2 (571.151)
С.Г. Платонова
Сейсмическая активность Чарышско-Теректинского глубинного разлома и его положение среди сейсмогенерирующих структур Горного Алтая
Общая характеристика сейсмогенерирующих структур Горнего Алтая
Вопрос о сейсмогенерирующих структурах Горного Алтая, под которыми здесь понимается территория, ограниченная координатами у = 49-52° с.ш., А. = 84-89° в.д. и у = 50,5-52° с.ш., X = 81,5-84° в.д., до сих пор не является окончательно решённым. Основными структурными элементами, контролирующими пространственное распределение эпицентров землетрясений изучаемой территории, по мнению многих исследователей [1-7 и др.], являются активизированные на новейшем этапе зоны глубинных разломов разного ранга широтной и северо-западной ориентировки. Данная приуроченность не является бесспорной, так как значительная часть разломов названных направлений в сейсмическом отношении либо никак себя не проявляет, либо характеризуется повышенной сейсмичностью лишь на отдельных сравнительно небольших территориях, как правило, на участках сближения или пересечения с глубинными разломами иной ориентировки. Кроме того, при анализе карты распределений эпицентров землетрясений, относящихся к одиннадцатому и выше энергетическим классам (с магнитудой М > 3,5), отмечена полоса высокой сейсмичности северо-западной ориентировки (рис. 1), примерно соответствующая осевой части Ануйско-Чуйского мегасин-клинория, где глубинные разломы вообще не установлены. В подобных зонах, по предположению Н.Д. Жалковского, землетрясения связаны «со скрытыми разломами, проявившимися лишь на глубоких (10-25 км) горизонтах земной коры или
разломами ещё только зарождающимися на тех же глубинах в результате каких-то процессов, протекающих в нижней части коры и верхах мантии» [2, с. 24].
В целом наибольшая сейсмичность отмечается на юге и юго-востоке рассматриваемой территории и приурочена к двум полосам, первая из которых расположена на крайнем юге Горного Алтая и большей частью уходит на территорию Монголии. Вторая протягивается от хребта Чихачёва и Чуйской котловины на востоке до Иртышской зоны смятия на западе. Восточная, наиболее активная её часть, расположена на пересечении Кызыловско-Курайского тектонического шва и участка сближения Чарышско-Теректинского и Курайско-Кубадринского глубинных разломов в зоне непосредственного влияния последнего. Здесь, в пределах достаточно сложно построенной Чуйско-Курайской сейсмогенерирующей зоны, произошло самое крупное землетрясение исторического периода (1761 г.) с магнитудой 7,0-7,5 [8-11].
Расположение эпицентров землетрясений крайней восточной части Горного Алтая тяготеет к зоне субмеридионального Шапшальского глубинного разлома. Яркой «сквозящей» сейсмогенной структурой запада Горного Алтая, выявляемой по инструментальным и сейсмотектоническим данным, является Чарышско-Теректин-ский разлом, особенно на участках его пересечения с широтными зонами Алей-ско-Саянского, Семипалатинско-Тувинского и Кызыловско-Курайского глубинных швов (см. рис. 1).
Подчеркнем, что предлагаемую интерпретацию расположения сейсмогенных зон Алтая не следует считать единственно
Эпицентры землетрясений с магнитудой (М) 3,5 с магнитудой (М) 4,0 — 4,9 с магнитудой (М) > 5,0
110
Палеосейсморазрывы
1-3 - Чуйско-Курайской зоны,
4 - Сарыачинский, 5 - Ештыкёльс-кий, 6 - Акбулский, 7 - Тюньский, 8 - Ак-Алахинский, 9 - Уймонский, 10 — Канский, 11 - Щепетинский, 12 -Басконский, 13 - Тевенёкский
каледонского заложения (А-С -Алейско-Саянский, С-Т - Семипалатинско-Тувинский, К-К - Кызылов-ско-Курайский)
герцинского заложения (Л-К-Локтёв-ско-Караиртышский, Ч-Т - Чарышс-ко-Теректинский, Б - Бащелакский, А - Алтайский, ТЛ - Телецкий, К -Курайский, БР - Берельский)
Рис. 1. Структурно-тектоническая схема Горного Алтая на основе геологической карты (М 1: 500 ООО) 1973 г. и тектонической карты (М 1:1 600 00) 1978 г. :0
К-К
/ / /
I '|1 1111
Рудно-Алтайская
Чарышская
Талицкая
Ануйско-Чуйская
Бийско-Катунская
V/
Структурно-формационные зоны
Уйменско-Лебедская Кондомская Восточно-Ал тайская Холзунско-Чуйская Саяно-Шапшальская
Глубинные разломы
Межгорные впадины I - Канская, II - Еловская, III - Урсульская, IV - Яломанская, V - Абайская, VI
- Уймонская, VII - Катандинская, VIII - Сарулукольская, IX - Улаганская, X -Сайгонышская, XI - Джулукульская, XII - Курайская, XIII - Чуйская, XIV -Тархатинская, XV - Самахинская, XVI - Бертекская
приемлемой. Данные палеосейсмотекто-нических исследований последних лет существенно дополнили картину общей сейсмичности Горного Алтая, но имеющийся материал всё же ещё недостаточен для однозначного решения вопроса о сейсмогенерирующих структурах.
Характеристика Чарышско-Терек-
тинского глубинного разлома и его сейсмогенерирующая роль
Чарышско-Теректинский глубинный разлом (Бащелак-Южно-Чуйский по B.C. Заика-Новацкому) был заложен ещё в кембрийское время [12]. Тектонический шов прослеживается через всю территорию Горного Алтая на протяжении почти 400 км и уходит в Монголию [13], разделяя Чарышскую и Талицкую, Ануй-ско-Чуйскую и Холзунско-Чуйскую структурно-формационные зоны (см. рис. 1). В геоморфологическом плане Чарышско-Теректинский разлом ограничивает с юга Чуйскую и Курайскую межгорные впадины. Его широтно ориентированная ветвь отделяет структуры Самахинско-Джасаторской депрессии от Южно-Чуйского хребта, Уймонской и Канской впадин от Теректинского хребта.
В современной структуре на значительной протяжённости (в средней части) разлом представляется сложным глыбовым взбросом с элементами сдвиговых перемещений с приподнятым южным крылом, а также в виде многоступенчатого сброса (северное обрамление Уймонской впадины). Для морфологии описываемого разлома характерны дугообразные изгибы, общее перистое строение зоны разлома, при котором от основной линии разлома запад-северо-западного простирания отходит ряд боковых ветвей северо-западной ориентировки. В пределах зоны основного разлома зажат ряд узких тектонических блоков разновозрастных пород, сопровождаемых локальными зонами расслан-цевания и тектонических брекчий. Вдоль Чарышско-Теректинского разлома развиты кембрийские гипербазитовые, каледонские гранитоидные и герцинские интрузии основного и кислого составов, а
также проявления девонского вулканизма [12-14].
В сейсмическом отношении зона Чарыш-ско-Теректинского разлома относительно спокойнее, чем южная и юго-восточная части Алтая. Но количество сильных землетрясений здесь не меньше, чем в двух предыдущих зонах. По макросейсмиче-ским данным здесь известны сейсмические события с магнитудами М = 4,3 (21 июля 1786 г.), М = 5,4 (17 ноября 1913 г.), эпицентры которых располагались в пределах Теректинского хребта; М=5,9-6,0 (21 апреля 1927), 4,8 (9 сентября 1942 г.)
- в устьевой части реки Аргут. По инструментальным данным отмечены четыре толчка с магнитудой 4,0-4,5: 2 толчка 8 октября 1962 г. - в районе Усть-Коксы (М = 4,0), 13 марта 1988 и 12 февраля 1989 г. з районе Усть-Кана с магнитудами, соответственно, 4,0 и 4,5 [6”,7]; а также два толчка
11-го энергетического класса [1[ 4]. Причём эпицентры землетрясения 1988 г. (М = 4,0) и двух землетрясений 1989 г. (с М = 4,5 и 3,5, соответственно) расположены на участке сочленения Чарышско-Теректинско-го разлома и Алейско-Саянской шовной зоны. Участок сочленения с Семипалатинско-Тувинской шовной зоной породил сейсмические события 1962, 1969, 1981 гг. в районе Уймонской впадины и 1927 г. и 1942 г.
- в районе Аргута. На стыке с Кызы-ловско-Курайской шовной зоной в правобережье реки Аргут произошли землетрясения 28 мая 1964 г. (М = 3,5); 29 октября 1975 г. (М = 4,0); 18 мая 1988 г. (М = 3,5).
Палеосейсмодислокации зоны Чарышско-Теректинского разлома
Макросейсмические и инструментальные данные были существенно дополнены результатами палеосейсмотектоничес-ких исследований. В пределах зоны Чарышско-Теректинского разлома, а также на примыкающих к нему площадях в ходе полевых исследований выявлены следы древних землетрясений в Уймонской, Канской межгорных впадинах и Самахинско-Джасаторской депрессии.
При изучении активных субмеридио-
нальных антиклинальных структур Уймон-ской и Канской межгорных впадин выявлены деформации очень молодого возраста [15]. Так, антиклинальная складка, выраженная в рельефе и описанная как <вал Обручева», осложнена в западной части сбросом, возраст которого по образцу палеопочвы, взятому из деформированного погребённого горизонта для определения радиоуглеродным методом по 14С, составил 850±40 лет (данные Б.М. Богачкина. Определение возраста проводилось в Радиоуглеродной лаборатории ИГ РАН). Учитывая морфологию древнего сейсморазрыва, мы можем сделать вывод, что здесь примерно 1000 лет назад имело место сильное доисторическое землетрясение. Протяжённость сейсмогенного разрыва составляет 4-5 км, а амплитуда сбросового смещения - 1,0-1,5 м. Параметры соответствуют сейсмическому событию с магнитудой 6,5-7.
Вероятно, что эскарпы одинаково ориентированных антиклинальных гряд в пределах Уймонской межгорной впадины и, возможно, сходные по строению таковые в Канской депрессии являются также сейсмогенерирующими структурами в пределах Чарышско-Теректинской шовной зоны с уничтоженными процессами денудации дополнительными признаками палеосейсмодислокаций.
Обращает на себя внимание совпадение пространственного расположения эпицентров землетрясений, определённых по инструментальным данным, и древних, выявленных по палеосейсмодислокациям. Так, эпицентральные зоны землетрясения 8 октября 1962 г. (М = 4,0) и 31 марта 1969 г. (М = 3,5) вполне увязываются с палеосейсмодислокацией «вала Обручева» (Уймонской). А эпицентр землетрясения 13 марта 1988 г. в районе Усть-Кана - с сейсморазрывом, названным «Канским».
Новые данные о древних землетрясениях в южной части Чарышско-Теректин-ского разлома получены при изучении долины реки Джасатор сейсмотектоническим отрядом Института физики Земли РАН в 1998 г., где автор работала совместно с Б.М. Богачкиным, Т.П. Белоусовым,
В.П. Чичаговым, Е.А. Рогожиным. Здесь выявлен ряд активных тектонических разломов, с которыми были связаны крупные сейсмические события прошлого, сопровождаемые вторичными сейсмодислокациями.
Очаг древнего землетрясения представлен на левом берегу реки Акбул (правого притока Джасатора) в виде субмеридио-нального разлома (азимут простирания 170°), рассматриваемого в качестве первичной сейсмодислокации. Разлом контролирует долину этого притока Джасатора. В результате подвижек вдоль тектонического шва произошли деформация крутого левого берега ручья и отрыв массы скальных пород. Обвальная масса перекрыла плащом морену верхнечетвертичного возраста и налегающий на морену блоковый оползень, образовавшийся в результате более древнего сейсмического события. Каменный материал был отнесён потоком на «воздушной подушке» вниз параллельно руслу Акбула, по его левому берегу и перекрыл высокую речную террасу. Механизм такого перемещения был описан для Чуйско-Курайской зоны [8].
Анализ картографического материала позволяет утверждать наличие серии подобных обвалов выше по течению Акбула. Судя по протяжённости сейсморазрыва (около 10-12 км), магнитуда древнего землетрясения может быть равна 6,0, а время образования сейсмодислокации последнего сейсмического события по взаимоотношениям с формами рельефа - не ранее границы верхнего плейстоцена-голоцена, т.е. не позднее 8~10 тысяч лет.
Другой структурой Джасаторского понижения, оцениваемой в качестве первичной сейсмодислокации, является разлом также субмеридиональной ориентировки (азимут 170°), расположенный параллельно реки Тюнь - правого притока Джасатора — и ограничивающий западную часть подпрудного озера в виде достаточно высокого уступа. В рельефе он выражен оврагом длиной около 200 м и высотой до 20 м, секущим правый моренный склон берега Джасатора. К северу он контролирует русло временного водотока длиной около 5 км.
На южном продолжении этого активного разлома в породах 1,5-метровой правобережной террасы голоцена отмечена система линейно ориентированных впадин (обнаруженных Т.П. Белоусовым). Данные впадины в виде коротких (10-20 м) и протяжённых (до 300 м) рвов глубиной от 0,5 до 2,0 м, часто с крутыми бортами-эскарпами, закономерно ориентированны по азимуту 310-320° и 220° (рис. 2). Характер их проявления исключает эрозионное происхождение.
На левобережье Джасатора деформациям, сопровождающим активный разлом, подвергся коренной склон, сложенный флишоидно переслаивающимися песчаниками и алевролитами катунской свиты верхнего кембрия. Деформации выражены в формировании своеобразной «черепаховой
структуры» - разбитого склона по трём основным направлениям (азимут 170°, 310— 320° и 220°) и системы блоковых оползней. Общая протяжённость сейсморазрыва может быть оценена в 20—25 км, что соответствует магнитуде 6,0—6,5.
Кроме того, вдоль разлома отмечается целый комплекс вторичных дислокаций, к которым относится крупный обвал в верхнеплейстоценовой морене, расположенный на правом берегу Джасатора с поверхностью отрыва длиной около 200 м. Обвальные массы перемещены на «воздушной подушке» на достаточно большое расстояние. Фронтальная часть тела обвала характеризуется грубоглыбовым материалом и отделена от области его образования заметным понижением, заполненным в недалёком историческом прошлом водой.
Рис. 2. Схема деформаций отложений высокой поймы реки Джасатор на участке Тюньского разлома
Рис. 3. Схема расположения блоковых оползней в устье реки Ак-Алаха
Я О
моренные образования верхнего плейстоцена
отложения речных террас верхнего плейстоцена-голоцена
активные разломы
поверхности отрыва блоковых оползней
Условные обозначения
эрозионная сеть
; обрывистый склон бровка речных террас
иг. _ «сеисморвы» в отложениях террасы
оползневые массы
Обвал в моренных отложениях, но меньших размеров, с подпрудным озером был описан нами несколько восточнее реки Тюнь, также на правом берегу Джасато-ра, в 0,5 км северо-восточнее разведочной штольни 70-х гг.
Серия блоковых оползней вдоль разлома юго-восточного-северо-западного простирания (по азимуту 130°, подворачивающего к югу по азимуту 170°) отмечена ниже слияния рек Ак-Алаха и Джасатор на левом берегу реки Аргут. Деформации прослеживаются на протяжении почти 5 км, «затухая» и приобретая более «сглаженный» вид при удалении от устьевой части вверх по реке Ак-Алаха, на юг. В рельефе они выражены как блоки отсе-дания с небольшой амплитудой, удалённые от цирков отрыва (рис. 3).
Таким образом, в долине реки Джасатор отмечены выходы на поверхность очагов нескольких древних сильных землетрясений, выраженные в виде системы активных разломов и сопровождающих их вторичных сейсмодислокаций: обвалов, подпрудных озёр, деформаций рыхлых отложений пойм, осыпей. Характер выявленных первичных и вторичных сейсмодислокаций указывает на многократность проявления землетрясений в пределах одной зоны.
Аналогично другим зонам Горного Алтая в долине Джасатора отмечается также практически полное совпадение координат эпицентров древних событий, следы которых откартированы, и землетрясений «исторического» периода. Так, подземный толчок 10 апреля 1967 г. с интенсивностью, соответствующей магнитуде 3,5, отмечен на реке Акбул, а два толчка 19-21 сентября 1923 г. с магниту-
дой 5,6-6,0 зафиксированы примерно в
5 км к востоку от разлома с палеосейсмодислокациями реки Тюнь. На северном продолжении этого разлома 29 октября 1975 г. и 18 мая 1988 г. были отмечены толчки с магнитудой 4,0 и 3,5, соответственно. Землетрясение 20 июля 1929 г. с магнитудой, равной 4,7, произошло в устьевой части реки Ак-Алаха в пределах «Ак-Алахинской» сейсмодислокации.
Выводы
Анализ данных инструментальных наблюдений и полевых исследований позволил определить сейсмогенерирующую роль древнего Чарышско-Теректинского глубинного разлома, максимальная сейсмическая активность вдоль которого наблюдается на участках пересечения его с субширотными Алейско-Саянской, Семипалатинско-Тувинской, Кызыловско-Курайской шовными зонами.
Здесь, в пределах Центрального и Юго-Восточного Алтая, происходили очень сильные землетрясения с магнитудой до 7,0~7,5, соответствующей 9 баллам. Эти землетрясения оставили на поверхности первичные сейсморазрывы, такие как Уймонский («вал Обручева»)
- в пределах Уймонской впадины, Канский - в пределах Канской впадины, Ак-булский, Тюньский и Ак-Алахинский -в долине реки Джасатор.
Для всех сейсмически активных участков Чарышско-Теректинского разлома характерны многократная повторяемость землетрясений в пределах эпицентраль-ных зон и хорошая пространственная корреляция координат землетрясений, как древних, так и исторического периода.
Литература
1. Богачкин Б.М. История тектонического развития Горного Алтая в кайнозое. М., 1981.
2. Жалковский Н.Д., Кучай О.А., Мучная В.И. Сейсмичность и некоторые характеристики напряжённого состояния земной коры Алтае-Саянской области // Геоло-
гия и геофизика. 1995. Т. 36.
3. Масарский С.И., Моисеенко Ф.С. О сейсмичности Алтая // Геология и геофизика. 1962. №8.
4. Новый каталог сильных землетрясений на территории СССР с древнейших времён до 1975 г. М., 1977.
5. Рудич Е.М. Соотношение каледо-нид и герценид юга Алтае-Саянской области. М., 1972.
6. Филина А.Г. Землетрясения Алтая и Саян // Землетрясения в СССР в 1988 г. М., 1991.
7. Филина А.Г. Землетрясения Алтая и Саян // Землетрясения в СССР в 1989 г. М., 1993.
8. Рогожин Е.А., Богачкин Б.М., Нечаев Ю.В., Платонова С.Г., Чичагов. В.П. Неизвестные сильные землетрясения Горного Алтая // Федеральная система сейсмологических наблюдений и прогноза землетрясений: Информационно-аналитический бюллетень. М., 1996. Т. 3. №1-2.
9. Рогожин Е.А., Богачкин Б.М., Нечаев Ю.В., Платонова С.Г., Чичагова О.А., Чичагов В.П. Новые данные о древних сильных землетрясениях Горного Алтая // Физика Земли. 1998. №3.
10. Платонова С.Г. Активные структуры Юго-Восточного Алтая // Известия АГУ. 1998. №1.
11. Платонова С.Г. Характеристика активных геологических структур Чуй-ско-Курайской зоны // Актуальные вопросы геологии и географии Сибири: Тез. докл. научн. конф. Т. 1. Томск, 1998.
12. Кузнецов В.А. Тектоника Западной Сибири. Горный Алтай // Геология СССР. Западная Сибирь. Т. Х1У.
Ч. 1. М., 1967.
13. Волочкович К.Л. Стратиграфия и тектоника крайнего северо-запада Монголии (района хребтов Цаган-Шибету, Хархира-Нуру и Сайлюгем) // Бюлл. МОИП. 1961. Т. ХУ1. Отд. Геол. Т. ХХХУ1. Вып. 1.
14. Девяткин Е.В. Кайнозойские отложения и неотектоника Юго-Восточного Алтая. М., 1965.
15. Платонова С.Г. Молодые крипо-вые и сейсмические структуры Горного Алтая // Геоморфология гор и равнин: взаимосвязи и взаимодействие: Материалы ХХ1У пленума Геоморфологической комиссии РАН. Краснодар, 1998.
