CC BY
122
Общее и индивидуальное в развитии афтершоковых процессов крупнейших землетрясений Алтае-Саянской горной области
А.Ф. Еманов, A.A. Еманов, А.Г. Филина, Е.В. Лескова, Ю.И. Колесников, А.Д. Рудаков
Крупнейшие землетрясения в Алтае-Саянской складчатой области сопровождают мощные афтершоковые процессы. В данной работе рассмотрены вопросы структурных особенностей сейсмических активизаций, вызванных крупнейшими землетрясениями: Урег-Нурским 16.05.1970 г. (М = 7.0), Зайсанским 14.06.1990 г. (М = 6.9), Бусингольским 27.12.1991 г. (М = 6.5), Чуйским 27.09.2003 г. (М = 7.3). Доказано, что произошедшие после крупных землетрясений сейсмические активизации Алтае-Саянской горной области являются сложным явлением, не укладывающимся в рамки афтершокового процесса. Сейсмические активизации имеют сложную пространственную структуру, при которой афтершоковый процесс крупного землетрясения составляет часть сейсмической активизации, состоящей из серии активизаций увязанных в тектоническом отношении структур. Ярчайшим примером сложной активизации является Бусингольская, при которой блочная структура горного обрамления и рифтовый процесс во впадине создали уникальную по длительности, пульсирующую сейсмическую активизацию.
The common and individual in development of aftershocks of largest earthquakes
in the Altai-Sayan Mountain region
A.F. Emanov, A.A. Emanov, A.G. Filina, E.V Leskova, Yu.I. Kolesnikov, and A.D. Rudakov
Altai-Sayan Branch of Geophysical Survey SB RAS, Novosibirsk, 630090, Russia Institute of Geophysics SB RAS, Novosibirsk, 630090, Russia
Largest earthquakes in the Altai-Sayan folded area are accompanied by strong aftershocks. The given paper considers structural peculiarities of seismic activations induced by largest earthquakes: Ureg-Nur, 05.16.1970 (М = 7.0), Zaisan, 06.14.1990 (М = 6.9), Busingol, 12.27.1991 (М = 6.5), and Chuya, 09.27.2003 (М = 7.3). It is proved that seismic activations of the Altrai-Sayan Mountain region, which occurred after large earthquakes, are a complex phenomenon that goes beyond the concept of an aftershock process. Seismic activations have a complex spatial structure. An aftershock of a large earthquake is only a part of seismic activation, which includes a series of activations of tectonically similar structures. The most prominent example of complex activation is the Busingol one when the rift process in the depression and block structure of mountains around it provided pulsating seismic activation unique in duration.
Алтае-Саянский филиал Геофизической службы СО РАН, Новосибирск, 630090, Россия Институт геофизики СО РАН, Новосибирск, 630090, Россия
Данная работа является логическим продолжением исследования, начатого в работах [1, 2], в которых описаны некоторые особенности развития сейсмического режима Алтае-Саянской горной области. Мы углубим это исследование только по вопросам, касающимся особенностей возникновения и протекания крупнейших активизаций Алтае-Саянской горной области за период существования региональной сети сейсмологических
1. Введение
станций. Нас будет интересовать сейсмический режим локальных районов, в которых произошли крупнейшие землетрясения. Мы будем рассматривать сейсмический режим до главного события, структуру афтершоковых серий и последующее развитие сейсмического режима, а также связь особенностей сейсмической активизации с тектоникой рассматриваемой зоны. В исследовании учитываются геологические концепции тектонического развития региона [3-13] и результаты интерпретации данных сейсмологии по этому региону [14-17].
© Еманов А.Ф., Еманов A.A., Филина. А.Г., Лескова Е.В., Колесников Ю.И., Рудаков А.Д., 2006
2. Афтершоки Урег-Нурского землетрясения
Начнем исследование с района, где произошло Урег-Нурское землетрясение 16.05.1970 г. (М8 = 7.0). Карта, представленная на рис. 1, не только показывает, где произошло рассматриваемое землетрясение, но и демонстрирует некоторые результаты работ [1, 2] относительно условий возникновения крупных землетрясений данного региона. Белыми кружками обозначены землетрясения, начиная с тринадцатого энергетического класса, а все землетрясения меньших классов обозначены точками. Такая шкала позволяет видеть крупные землетрясения, а по сгущениям черных точек — особенности сейсмического режима. Как уже было отмечено ранее [2], сейсмичность Алтае-Саянской горной области и сейсмичность Байкальской рифтовой зоны формируются различным образом. В нашей работе с особенностями рифтовой сейсмичности мы соприкасаемся лишь на восточной окраине рассматриваемой области. В зоне Урег-Нурского землетрясения чисто алтайский тип формирования сейсмичности.
Ячеистая структура строения этой области в виде сочетания впадин и горных поднятий определяет особенности протекания тектонических процессов, обусловленных Индо-Евразийской коллизией. В этой зоне фоновая сейсмичность, хаотичная на первый взгляд, с течением времени упорядочивается в соответствии с
блочной структурой, концентрируясь преимущественно в горном обрамлении впадин. Урег-Нурское землетрясение по координатам соответствует горной перемычке между котловиной Убсу-Нур и впадиной Урег-Нур. Механизм очага данного землетрясения показывает на взбросовое (или надвиговое) образование [6, 13]. Землетрясение произошло в зоне пересечения глубинных разломов разной ориентации. Сложное строение эпицент-ральной области вызывает интерес к изучению особенностей развития во времени и пространстве сейсмической активизации, вызванной Урег-Нурским землетрясением.
Две крупнейшие котловины (Тувинская и Убсу-Нурская), являясь прочными блоками земной коры и будучи асейсмичными, окружены горными сооружениями с интенсивным проявлением сейсмичности. Особенно активно западное горное обрамление названных котловин. Шапшальский глубинный разлом, хотя и с изгибом, линейно проходит вдоль западных границ обеих котловин. Для выполнения пространственно-временного анализа сейсмичности зоны Урег-Нурского землетрясения воспользуемся возможностью избавиться от одного измерения в пространстве и заменить его на время [18]. Вдоль разломной зоны выбрана центральная линия, на которую проецируются землетрясения из полосы заданной ширины.
И]Ю51-1217^^2203-2252^И3060-3112 ВЫСОТЫ, М | |1217-1286 Р2252-230оШз112-3166
^■25-175 I И 286-1353 ^□2300-2348 ^И3166-3222
^■175-235 И|1353-1418^^2348-2396^И3222-3282 ^■235-292 I 11418-1483 ^□2396-2443 ^И3282-3347
^■292-351 1483-1546^^2443-2490^И3347-3418
351-406 I 11546-1608 ^И2490-2537 ^Из418-34S6
406-460 I 11608-1660 ^И2537-2584 ^И3496-3584
^■460-518 □□1560-1728 ^■2584-2631 ^■3584-3686
■ 518-580 1728-1785 *2631 -2678 ^3686-3809
■ 580-649 I И 785-1840 И2678-2725 I3809-3962
■ б49-724 I И 840-1894 *2725-2772 13962-4170
■ 724-798 □□1894-1947 *2772-2819 ^4170-4688
798-870 I И 947-2000 ^^2819-2866
^■870-942 I 12000-205? ^И?866-7913
^■942-1013 I 12052-2103*2913-2961
^□l013-1084l 12103-2153*2961-3010
^■l084-11511 12153-2203^И3010-3060
1 - Бусингольская впадина
2 - Впадина Белинского
3 - Курайская впадина
4 - Чуйская впадина
5 - Дархатский грабен
• 3 емлетрясения с К < 13
Крупнейшие землетрясения в регионе о К = 13 О К = 14 О К = 15
ОК = -16
О=17
----Разломы
" " ■ Граница Алтае-Саянской области
85° 9* 95° 100 Д СтанЦии
Рис. 1. Карта наиболее крупных землетрясений Алтае-Саянской складчатой зоны (1963-2003 гг.)
Энергетический класс
о о о о о о о О О ООО
г 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16
Г°АЫ п-----1-----1----1-----1----1-----1----1—
0 100 200 300 400 км
Рис. 2. Пространственно-временное представление сейсмического режима линейной зоны. Линия сноса: Шапшальский хребет - западное обрамление котловины Убсу-Нур - горное обрамление Котловины больших озер
На рис. 2 приведены результаты пространственновременного анализа структуры по линии Шапшальский хребет - западное обрамление котловины Убсу-Нур -горное обрамление Котловины больших озер (рис. 1), то есть по границе сегмента, образованного системой впадин, находящихся в центре горной системы. В этой линейной структуре 16.05.1970 г. произошло Урег-Нурское землетрясение (М = 7.0) [13]. Как следует из рис. 2, после землетрясения наблюдается сильнейшая сейсмическая активизация линейной зоны длиной около 90 км. Отмечается уменьшение во времени линейного размера активизированной области; примерно через 5 лет сейсмическая активность уменьшается до фонового уровня. Шапшальскому хребту соответствует интервал расстояний 0^150 км, в котором отмечается повышенная фоновая сейсмичность и короткая во времени попытка одновременной активизации всей структуры. Наиболее крупным землетрясениям, произошедшим в рассматриваемой геологической структуре, соответствуют быстро затухающие во времени активизации ее линейных участков. Интересен факт повышения актив-
ности через четыре года после Урег-Нурского землетрясения.
Нами проведен более детальный анализ афтершоков данного землетрясения. На рис. 3 представлены данные пространственно-временного анализа для афтершоко-вой области, и сделана попытка проверить соответствие затухания афтершокового процесса закону Омори, записанному в виде
N =----------.
Ц - С)
Здесь А, С ир — константы, определяемые для каждого землетрясения; N — количество событий; t — время события. Использовалась полоса шириной ±50 км от осевой линии. Обнаружено существенное отклонение в затухании афтершокового процесса от закона Омори. Мы наблюдаем кратковременное повышение активности, соответствующее уже обнаруженной на рис. 2 активизации через четыре года после главного толчка. В соответствии с рис. 3 данная активизация произошла как одновременная линейная активизация фланга линейной зоны, охваченной афтершоковым процессом Урег-
Время, месяцы
Годы ______________
1990 - - ~ h - v„-°- - Л -•-jj * V°- -/ff i - - j - ü - i °°-0 - - - - - ]V - - -
^ о ; „ ; gipcr'’’ о в ; | в- _ _ Q j.°_° #qo.0.?__oq_®_ Рдро _w_ _ -jo° _e_ e- _ -j. 1 - °-o-Q- - - - -
Л ОДД
I Уоо л_в! ° L _ i 0° „ о °
. в : ° : в j oo о;в Ио e ; оЧ> -«Т : - _ 3> L° -о _ .F _ L _ _ _в cL-O.-- в_ jo J ,
1982 ° “в ; в 41 : - ° *e: ° v* в o ; „ ; ; o _tt ® L P ft _ ° _ Lfc -n-Q-Ä- i-rt? о о - L--Ö '■
° °i« ^ li* B^Ä^0 <*$' вв ° : °°
1978 m «>B- Г - - {“У ^ * T - 1--%- 1-5 — - * V.-.-r-t - V- - - V.- - - - -
L fl У ^ «Q-oVV " " e t 1 Ö " " J
1974 1970 j.. - {- — 4 Ш
0 20 40 60 80
Расстояние, км
Рис. 3. Сейсмическая активизация, вызванная Урег-Нурским землетрясением, в полосе ± 50 км: а — аппроксимация экспериментальных данных законом Омори для событий, попадающих в полосу, с 1970 по 1975 гг.: экспериментальные данные (1), теория (2); б — пространственно-временной анализ событий с 1970 по 1990 гг.
Годы
1990
1986
1982
1978
1974
1970
• о o;; . \ ° : * °о -
° ? ° ® 0 ' % l
_a _ о °
° © 0 :o o °
i 0
^ о 0 °° b° p О 0
o°°°| о s«j J |® ° °
° ' | ° o oj °а°“ Stfo | og
о 11 ° ' ° °° ~<$*°° ° ; ..q-.o К .. ----- _о_
(- .: 09 Ж о°о . ; „и о
, - ff , © о О *
0 „ -о °
„ ■ ° „ ■ ^°° V о LÖ L_e_ i°00&i о о °
!s_o? Qs °-Q ой й °ÖQ- o<^ Ö- JJ *. °
° ° I & ° „ i^>ööOööö °
_0_5—
L. i- °
20
40
Расстояние, км
60
о ю О 11
О 12
О
80
-0
ю
о
§
200 ; 160 120 80 40 0
50
-у=-
_175.04
,0.89
"ftJL '■ 7 _____
150 200 250
100
Время, месяцы
300
Рис. 4. Афтершоковый процесс Урег-Нурского землетрясения в полосе ±10 км: а — пространственно-временной анализ событий с 1970 по 1975 гг.; б — аппроксимация экспериментальных данных законом Омори для событий, попадающих в полосу, с 1970 по 1990 гг.: экспериментальные данные (1), теория (2)
Нурского землетрясения. Тот факт, что этот фрагмент сейсмической активизации не укладывается в рамки закона Омори, позволил нам усомниться, что эти землетрясения являются афтершоками. Была выполнена серия построений, аналогичных представленным на рис. 3, но с постепенно уменьшающейся шириной полосы анализа. На рис. 4 представлены результаты для полосы ±10 км. Из анализа оказалась исключенной сейсмическая активизация, протекавшая через четыре года после главного толчка. Мы наблюдаем хорошее соответствие экспериментальных данных закону Омори.
В данной ситуации можно предположить, что мы имеем дело с еще одним сейсмическим процессом, максимально приближенным к афтершоковой области Урег-Нурского землетрясения. Была сделана попытка пространственного разделения двух сейсмических процессов. На рис. 5 даны четыре карты эпицентров. На рис. 5, а представлены эпицентры событий за год до Урег-Нурского землетрясения, на рис. 5, б — основной толчок и эпицентры афтершоков, на рис. 5, г — эпицентры выделенной из афтершоков активизации, сформировавшейся вблизи афтершоковой области, на рис. 5, в дана карта эпицентров землетрясений за 2002 г., когда сейсмический режим рассматриваемой зоны явно вернулся в спокойное состояние. Мы видим, что за год до Урег-Нурского землетрясения эпицентральная область является зоной затишья. Эпицентр землетрясения находится в узловой точке, где сходятся разломы разной ориентации. Облако эпицентров выглядит как эллипс с вытянутой стороной, являющейся как бы гипотенузой к расходящимся к северу активным разломам, а к югу ориентация данного эллипса соответствует простиранию Шапшальского разлома. Зона сейсмической активизации, зафиксированной в 2005 г., примыкает с запада к области афтершоков, и ее ориентация параллельна последней. В 2002 г. область эпицентра Урег-Нурского землетрясения несейсмична. Цепочка слабых землетря-
сений тянется к северо-западу от него, как свидетельство слабого продолжения процесса, начатого при Урег-Нурском землетрясении. Активизация 1975 г. выстраивается в линейной зоне, не соответствующей по ориентации основным глубинным разломам.
Плоскость разрыва Урег-Нурского землетрясения на поверхность вышла в короткой субширотно ориентированной зоне Цаган-Шибетинского разлома [6, 13]. Механизм очага землетрясения показывает большую компоненту взбросо- или надвигообразования. Северное крыло поднято относительно южного на два метра, но отрезок с таким выразительным уступом очень короткий — до 1 км [13]. На большей части зона деформаций представлена трещинами растяжения. Согласно [13], проявление Урег-Нурского землетрясения на поверхности не отражает механизм первичного разломо-образования на глубине.
Примечательно, что ориентация плоскости разрыва в очаге Урег-Нурского землетрясения — субширотная, а облако афтершоков своей длинной осью ориентировано почти перпендикулярно к ней.
Активизация, вызванная Урег-Нурским землетрясением, не ограничивается афтершоковым процессом. Обнаружен сопутствующий сейсмический процесс, связанный с активизацией параллельного разлома. Сейсмическая активизация отражает процесс перестройки структуры горного блока между впадиной Урег-Нур и котловинами Убсу-Нур и Тувинской. Хотя само Урег-Нурское землетрясение произошло на границе блока в зоне крупного Цаган-Шибетинского разлома, дальнейшее развитие сейсмической активизации связано с изменениями внутри этого блока.
3. Афтершоки Зайсанского землетрясения
Зайсанское землетрясение 14.06.1990 г. (М = 6.9) произошло в одноименной впадине, ограничивающей Алтай с запада (рис. 1). Этому землетрясению посвящен
51 о00'
50о30'
50о00'
49о30'
Г- ::
° о, Ъ о , ß ■ о °ог ^ ■ *
о Г о'' °° ■ ° I
Pi ^ о с \Т iS \\ ^ О
['LLjI 1 ¿--1- 1 'ч ■■ • \\ и
51 о00'
50о30'
50о00'
49о30'
•г^ ж щ * т ■ярг ' -
\ ifji 0 Вг ‘- ’ !хХ 1 ■ .
Щ а О .o’l ^ МЙ
• y\\ Щ
Классы
■ 5-9 • 10 О 11
О 12
813-14 15-16
Классы
09
010-13
51 о00'
50о30'
50о00'
49о30'
89о30' 90о00' 90о30' 91о00' 91о30' 92о00' 92о30' 93о00'
Классы
Ш 1м Ж, i rÄ 73?
1 УД m Ц
\4 Tri ■O IPi 1 Sg о Г Л. I' 1 Ул LE
l J*-J- "-J ■■ ? A\
9
010-1з
89°30' 90°00' 90°30' 91°00' 91°30' 92°00' 92°30' 93°00' С 89°30' 90°00' 90°30' 91°00' 91°30' 92°00' 92°30' 93°00'
3 В
Ю
Рис. 5. Попытка пространственного разделения двух сейсмических процессов: карта эпицентров сейсмических событий за год до Урег-Нурского землетрясения 1970 г. (а); за 1970-1974 гг. (б); за 2002 г. (в); вторичной активизации 1975 г. (г)
ряд работ [8, 19], детально рассмотревших особенности условий возникновения самого землетрясения и его афтершоковый процесс. Мы лишь акцентируем внимание на некоторых результатах, полученных другими авторами, и приведем данные, касающиеся на наш взгляд важных особенностей сейсмического режима этой зоны с позиций сравнения сейсмической активизации с другими активизациями Алтае-Саянской горной области.
Землетрясение произошло в пределах слабоактивной в сейсмическом отношении впадины. Механизм очага уверенно указывает на сдвиг с небольшой взбро-совой компонентой, с ориентацией плоскости разрыва в северо-западном направлении [19]. Афтершоковый процесс Зайсанского землетрясения мало интенсивен и локализован в пространстве в зоне шириной 15 км при длине 40^45 км. Глубины очагов здесь преимущественно 25^35 км. В условиях сжатия сдвиговая деформация произошла в центральной части впадины. Этим данное землетрясение отличается от других крупнейших землетрясений Алтае-Саянской горной области. Для впадин Алтайского региона характерна концентрация землетрясений в горном обрамлении [2]. Здесь же крупная активизация произошла во внутренней зоне впадины. На рис. 1 видно, что землетрясения происходят
и в горном обрамлении Зайсанской впадины. Следует отметить, что наиболее сильные события в горном обрамлении произошли уже после Зайсанского землетрясения. Это может свидетельствовать о сохранении напряженного состояния земной коры в данной зоне.
4. Афтершоки Бусингольского землетрясения
Бусингольское землетрясение 27.12.1991 г. (М8 = = 6.5) связано с самой западной структурой в системе рифтовых впадин Байкальской зоны. Именно здесь проходит восточная граница Алтае-Саянской области. Как известно [9-12, 20], для структур Байкальского рифта сейсмичность в основном концентрируется внутри впадин, а для Алтае-Саянской области характерна концентрация землетрясений в их горном обрамлении. Западное окончание Байкальской рифтовой зоны состоит из системы параллельных впадин, развернутых почти перпендикулярно к общему простиранию рифтовой зоны. Бу-сингольская, Белинская и Терехольская впадины образуют узкую линейную зону структур, стыкующихся друг с другом. Линия, вдоль которой будем анализировать сейсмический режим, начинается в горах Восточного Саяна и проходит вдоль всей Белинской впадины, далее вдоль Бусингольской впадины и заканчивается в Тере-
хольской впадине. Фактически на карте зона анализа совпадает с линейной зоной разломов, секущей геологические структуры, к одной из которых (Бусингольс-кая впадина) приурочено землетрясение с K = 16.
Отмеченные впадины входят в семейство рифтовых впадин Хубсугулья. H.A. Флоренсов [11], характеризуя данную систему впадин как отдельный элемент Байкальской рифтовой зоны, выделял в нем три рифтовых впадины (Хубсугульскую, Дархатскую и Бусингольс-кую) и группу то ли эмбриональных, то ли недоразвитых рифтовых впадин, к числу которых относятся впадины Белинская и Терехольская. Из всей Хубсугульской системы впадин в данной работе нас будут интересовать только три впадины: Бусингольская, Белинская и Терехольская, составляющие границу рифтовой зоны с Алтае-Саянской горной областью. В работах по анализу сейсмичности данной территории эти структуры рассматривались как одно целое [14, 21-24], но на самом деле уже в работах В.М. Кочеткова и др. [16] отмечалось, что для землетрясений одного и того же энергетического класса (тринадцатого) в северной части Бусин-гольской сейсмоактивной зоны линейные размеры аф-тершоковой области — 15^20 км, а для центральной — 50^70 км. В своем исследовании мы обратим внимание
Энергетический класс
ооооооооОООО 5 6 7 8 9 Ю 11 12 13 14 15 16
---------1---1---1---г
0 100 200 300 КМ
Рис. 6. Пространственно-временное представление сейсмического режима линейной зоны. Линия сноса: Восточный Саян - Белинская впадина - Бусингольская впадина
не только на само Бусингольское землетрясение и его афтершоковый процесс, но и рассмотрим сейсмический режим всей пограничной зоны между Алтае-Саянской горной областью и Байкальской рифтовой зоной. Такой подход к проблеме анализа крупного землетрясения будет способствовать лучшему пониманию причин возникновения уникальной сейсмической активизации в рассматриваемой зоне.
На рис. 6 представлено пространственно-временное распределение сейсмичности для рассматриваемой линейной зоны. В интервале расстояний 130^180 км находится впадина Белинская, а Бусингольской впадине соответствует интервал 220^310 км. Один из рассматриваемых вопросов — связан ли жестко по времени сейсмический режим этих впадин? Для впадин характерно наличие периодов хаотического пространственно-временного распределения землетрясений вдоль структуры и интервалов одновременной активизации всей структуры. Вне активизаций обе впадины имеют близкую по уровню сейсмичность. Бусингольская впадина испытала в 1991 г. сильнейшую сейсмическую активизацию. Активизация началась с Бусингольского землетрясения 27.12.1991 г. (М = 6.5) [2]. С этого момента сейсмичность Бусингольской впадины существенно отличается от сейсмичности Белинской впадины (рис. 6). Мы имеем дело с уникальной для всего региона активизацией линейной структуры. В Алтае-Саянской складчатой зоне других активизаций такого типа авторам данной работы обнаружить не удалось. Отметим, что за инструментальный период, который анализируется в данной работе, происходили и более сильные землетрясения, чем Бусингольское. Сейсмических активизаций при этих землетрясениях, подобных активизации, вызванной Бусингольским землетрясением, не наблюдалось. Главная особенность — пульсирующий характер активизации по всей длине Бусингольской впадины. На рис. 6 представлены данные до 2000 г., но этим периодом афтершоковый процесс не закончился. На протяжении более чем десятилетия пульсирующий характер сейсмической активизации сохраняется. Сейсмичность впадины то ослабевает, то усиливается. Можно выделить порядка десятка циклов рассматриваемой активизации. Циклы активизации в 2004-2005 гг. в этой зоне по энергии оказались большими, чем активизации нескольких предыдущих лет. Такая активизация вряд ли может быть отнесена к афтершоковому процессу крупного землетрясения.
В интервале до 1991 г. сейсмический режим Бусингольской впадины во многом похож на сейсмический режим других сейсмоактивных структур Алтае-Саянс-кой складчатой зоны. Наблюдается фоновая сейсмичность и редкие линейные сейсмические активизации по всей длине впадины. Самая крупная из них связана с землетрясением 01.04.1976 г. с К = 14 (М8 = 5.4), но длительность отмеченной линейной активизации во
времени не сравнима с сейсмической активизацией данной структуры, начавшейся в 1991 г.
В сейсмическом режиме Белинской впадины также отмечаются попытки ее сейсмической активизации по всей длине, но линейные активизации выглядят как активизации разного масштаба. Примечательным является то, что сейсмические активизации двух рассматриваемых впадин не совпадают по времени. Первая активизация впадины Белинская была связана с землетрясением 29.11.74 г. с К = 13 (М = 5.2), вторая — с меньшим по энергии землетрясением в 1992 г., а третья, слабее выраженная активизация, вызвана землетрясением 04.11.1999 г. с К = 13 (М = 5.0). На рис. 7 представлены особенности развития сейсмического процесса при двух крупнейших за период существования сети станций землетрясениях во впадине Белинская. Длина впадин Белинская и Бусингольская примерно одинакова, но как уже было отмечено [16], линейные размеры афтершо-ковых областей существенно различны. Этот вывод был сделан при сравнении афтершоковых процессов для землетрясения 01.04.1976 г. в Бусингольской впадине и для землетрясения 29.11.1974 г. в Белинской впадине. На рис. 7 представлены данные по Белинской впадине для двух примерно равных по энергии событий в 1974 г. и в 1999 г. Сейсмическая активизация, вызванная землетрясением 1974 г., оказалась существенно сильнее, чем после землетрясения 1999 г., но размеры афтершоковых областей примерно равны (15^20 км).
Отличительной чертой Белинской впадины является изогнутость ее профиля к северо-западу. В северо-восточной части ширина этой впадины приближается к ширине Бусингольской впадины, но после смены направления она сужается практически до ущелья, в котором течет река Белин. Рассматривая рельеф в окрестности Белинской впадины, можно видеть (рис. 7), что она в своем простирании с северо-востока на юго-запад как бы натыкается на приподнятый горный блок, преграждающий ей путь к развитию. Дальнейшее простирание впадины идет в обход выступа с запада и в этом зигзаге впадина становится крайне узкой. Восточным обрамлением для всех трех рассматриваемых впадин является Шишхидское нагорье, имеющее сложное блочное строение. Обратим внимание на один блок нагорья, а именно на тот, что обеспечил искривление Белинской впадины. Из общей системы нагорья этот блок вырезан долинами рек Хара-Барангийн-Гол и Нурт-Барангийн-Гол, сливающихся друг с другом. Две трети блока находятся внутри нагорья, и одна треть как бы вторгается во впадину, уменьшая ее ширину. Там, где впадина упирается в рассматриваемый блок, в нем имеется седловина в виде перевала.
5. Обсуждение результатов
Вернемся к событиям 1974 и 1999 годов. Землетрясение 1974 г. произошло восточнее землетрясения 1999 г.
и соответственно дальше в горах, фактически на восточной границе рассматриваемого блока. В зоне будущего очага в 1973 г. наблюдается затишье. Слабые землетрясения окружают будущую афтершоковую область, но не затрагивают ее. Карта 1974 г. показывает, что как само землетрясение, так и афтершоковая область полностью сосредоточены в Шишхидском нагорье, на восточной границе блока, создавшего препятствие для прямолинейного развития Белинской впадины. Афтершоковая область в 1974 г. компактна, в 1975 г. незначительно расширяется, а в 1976 г. афтершоковый процесс почти затих.
Эпицентр землетрясения 1999 г., также как и в 1975 г., связан с зоной горного выступа, искривляющего Белинскую впадину, но это землетрясение произошло чуть западнее и попадает в седловину рассматриваемого блока. Область афтершоков вытянулась от эпицентра главного толчка в северном направлении во впадину.
520
520
520
520
Рис. 7. Набор карт положений эпицентров, характеризующих развитие сейсмического процесса во времени при землетрясениях в Белинской впадине в 1974 (слева) и 1999 (справа) годах
1973 г.
О
ОС .0 с .О - - * >#ой -Ч ■ ' 4 ' О .ь® ■ ' о
980
990
1974 г.
1975 г.
1976 г.
520
05X5 05 Q О
* О, * с .. : /8° " 'О rf ■v' о ' •••• §|;
980
990
1999 г.
520
/>
о ^1% ,0 . v.. G >:СЬ, ' •' г -> /3° ' о!' Г
980
990
2000 г.
52е
с
' оо
j. :і
Ь оо . :;- <
г ©оо о '
О; . " ■ '■ о- '
QO С
980
990
2001 г.
■С* о о
О Z с ö; ,Чг .3/« о' ‘А $• о Шй . Сі
с * 520 II И
^ G і і і О ° 1 - '-5 О ( <<? . гЧ о .
■ qo ■ ОЛ с OOCOOQß ' 8 "■* ■ D s ‘ о . ■ -c Os ІШІІІіІІІІ 5 ° ' ' а
980 990 980
Энергетический класс (К)
оооооООО 6 7 8 9 10 11 12 13
990
Длительность и интенсивность афтершокового процесса оказалась существенно меньше, чем для землетрясения 1974 г. Событие 1999 г. можно рассматривать как слабую попытку прорвать со стороны впадины выступающий горный блок.
По-видимому, рассматриваемый блок конфликтует и с системой блоков нагорья и с впадиной. Событие 1974 г. положило начало афтершокового процесса на западной границе блока и отражает его конфликт с горной системой Шишхидского нагорья, а землетрясение 1999 г. и его афтершоковый процесс — это конфликт между этим же блоком и впадиной.
Общей чертой двух крупнейших землетрясений в окрестности Белинской впадины является то, что они увязываются с локальным тектоническим процессом вокруг блока из горного окружения, а сейсмический процесс, происходящий во впадине в целом, мало интенсивен.
В соседней Бусингольской впадине афтершоковые процессы крупных землетрясений охватывают всю длину впадины, а в данном случае длина афтершоковой области втрое меньше, хотя общая длина рассматриваемых впадин примерно одинакова. Как мы уже отметили, Бусингольское землетрясение вызвало уникальную по длительности (с 1991 г. по настоящее время) и пульсирующему характеру сейсмическую активизацию. В работах [1, 2] показано, что в данной впадине имеет место поочередное чередование активизаций впадины и горного обрамления. Сейсмичность впадины — характерная черта рифтовых образований, а горного обрамления — характерная особенность блочных структур при горизонтальном сжатии, вызванном коллизией. Взаимодействием двух этих явлений объясняется пульсирующая активность афтершокового процесса Бусингольс-кого землетрясения.
В момент Бусингольского землетрясения активизировались разломные структуры как горного обрамления, так и впадины, но главный толчок в горном обрамлении и сила сейсмической активизации впадины несоизмеримо меньше силы активизации ее горного обрамления. Отмеченный в [2] пульсирующий характер Бусингольской активизации может быть связан с противоборством двух различных по природе процессов, приводящих к землетрясениям: коллизия и рифтогенез. Ясно, что такое развитие сценария сейсмической активизации оказалось возможным только на границе двух регионов с принципиально разными закономерностями в проявлении сейсмичности. После Бусингольского землетрясения пульсирующая активизация, казалось бы, медленно затухала во времени, но после Чуйского землетрясения (27.09.2003 г.) энергия пульсаций в зоне Бусингольского землетрясения возросла. В 2004 и 2005 годах произошли землетрясения с магнитудой М = 4^5. На рис. 8 даны карта эпицентров и механизмы некоторых наиболее сильных землетрясений в окрестности
О События, июль 2004 г.
О Главный толчок 27.12.1991 г.
О Палеособытие (сброс, возраст более 500 лет) о События 70-х гг.
М = 5.4
М5 = 4.2 (1976 г.) М5 =4.8 М8=б.1 М5^ 4.4 ^ = 65
(27.12.1991 г.)
51 о10'
51о0'
97о50'
98о00'
98о10' 98о20' 98о30'
Оси растяжения Близгоризонтальные Близгоризонтальные
Оси сжатия
I
| Наклонные
Щ Близвертикальные
Рис. 8. Механизмы очагов сейсмических событий Бусингольской впадины и ее горного обрамления (а); ориентация осей сжатия и растяжения в очагах землетрясений 2004 г. (М § = 4.1 ^5.1) и главного толчка 27.12.1991 г. (М8 = 6.5) (б)
Бусингольской впадины. Наибольшее число определений сделано для активизации 2004 г. Землетрясения этого года являются событиями горного обрамления, но они расположены южнее Бусингольского землетрясения. Примечательно то, что все события 2004 г. — сбросы, в то время как главный толчок Бусингольского землетрясения — сдвиг. Рассматривая рельеф Шишхидс-кого нагорья, можно заметить блочное строение этого горного сооружения. Для более детального анализа Бусингольской активизации были построены карты эпи-
центров за год и детально рассмотрена сейсмичность данной зоны за более чем сорокалетний период.
Было выявлено, что для зоны впадины характерны длинные линейные активизации, а для горного обрамления фактически фиксируются более короткие линейные активизации, ориентированные под углом к линии впадины. Создается впечатление, что часть Шишхидс-кого нагорья, примыкающего к Бусингольской впадине, разбита системой разломов на блоки, вдоль границ которых идет сейсмический процесс. Некоторые из карт с наиболее крупными землетрясениями представлены на рис. 9. Отказ от анализа мелких событий обусловлен тем, что они в значительной степени скрывают основные детали афтершокового процесса. Видно, что активизация 1976 г. полностью приурочена к впадине. В 1991 г. наиболее крупные афтершоки составляют линию, подходящую под углом к Бусингольской впадине. В 1992 г. наиболее крупные афтершоки ложатся вдоль этой же линии и можно отметить увеличение ее длины. В 1995 г. мы наблюдаем локализующуюся активизацию в зоне эпицентра Бусингольского землетрясения и активизацию, протекающую южнее вдоль параллельного разлома.
Таким образом, имеет место смещающийся в пространстве процесс активизации то одних границ, то других, постоянен лишь процесс вдоль Бусингольской впадины. Что же это такое: афтершоковый процесс крупного землетрясения со сложной структурой? А может быть, это сейсмическая активизация, для которой к одному афтершоковому процессу примыкает серия вызванных им самостоятельных активизаций вдоль раз-ломных структур, составляющих сложную единую систему? Серия землетрясений 2004 г. и само Бусингольс-кое землетрясение относятся к разным элементам этой системы, и этим легко объяснить существенное различие в смене механизмов землетрясений во времени. Локальные активизации в горном обрамлении Бусингольс-кой впадины увязаны с сейсмическим процессом в Бусингольской впадине, и это создает видимость большой длины афтершоковой области. На самом деле длина одного линейного элемента активизации в горном обрамлении составляет 15^25 км. Афтершоковый процесс Бу-сингольского землетрясения в чистом виде должен быть ограничен этим небольшим элементом, а активизации впадины и других границ блоков горного обрамления являются сопутствующими и составляют вместе с
Крупные события (с К > 10) о 10 О 11 О 12 О 13
014
015
016
* События с К < 10 — Разломы
97° 98° 99° 100° 101°
Рис. 9. Карты эпицентров землетрясений за год
97о 98о 99о 100о 101о
Белино-Бусингольской зоне: 1976 (а); 1991 (б); 1992 (в); 1995 гг. (г)
Бусингольским землетрясением и его афтершоковым процессом одну сложную по своим характеристикам сейсмическую активизацию.
Особенностям афтершокового процесса Чуйского землетрясения 27.09.2003 г. (М 8 = 7.3) посвящена серия работ [2, 25, 26 и др.], в том числе и работы в данном сборнике. Нам нет нужды повторять уже известные результаты, и в этой работе мы только упомянем о тех особенностях афтершокового процесса, которые важны для сопоставления сейсмических активизаций Алтае-Саянской горной области. В работе [25] было отмечено два этапа развития афтершоков, кардинально меняющих этот процесс. Первый этап был начат главным событием и характеризовался концентрацией афтершоков по периметру Чаган-Узунского блока, являющегося перемычкой между Курайской и Чуйской впадинами. Второй этап в развитии процесса возглавил крупнейший афтершок, с которого началось формирование линейной зоны афтершоков в стороны от Чаган-Узунского блока. Важным является то, что установлена сложная структура вытянутой зоны афтершоков. Удается выделить отдельные элементы в пространстве с разными характеристиками событий [26].
6. Выводы
Мы рассмотрели некоторые особенности сейсмических активизаций, инициированных крупнейшими землетрясениями Алтае-Саянской горной области. Землетрясения произошли в существенно отличающихся тектонических условиях. Три из них по механизму являются сдвигом, а одно — взбросом или надвигом. Длительность сейсмических активизаций существенно отличается друг от друга и не ранжируется по энергии землетрясения. Наиболее слабое из крупнейших Бусин-гольское землетрясение вызвало самую длительную сейсмическую активизацию.
Несмотря на существенные отличия как в особенностях, так и в геологических условиях протекания сейсмических активизаций Алтае-Саянской горной области, все они имеют общую черту: сформировавшиеся после крупных землетрясений сейсмические активизации Алтае-Саянской горной области являются сложным явлением, не укладывающимся в рамки афтершокового процесса.
При Урег-Нурском землетрясении к афтершоковому процессу примыкает сопутствующая активизация, появление которой не соответствует закону Омори.
При Бусингольском землетрясении мы сталкиваемся со сложной пространственной структурой активизации — работают то разные тектонические нарушения горного обрамления впадины, то разломы внутри ее. Отмечаются существенно разные механизмы в пространственно различающихся событиях активизации. Пульсирующая и длительная сейсмическая активизация
не соответствует закону Омори, что объясняется тем, что мы имеем дело не с одним афтершоковым процессом, а с серией взаимно увязанных активизированных структур.
При Зайсанском землетрясении афтершоковый процесс внутри впадины очень быстро затух и можно бы считать активизацию простой, но сейсмичность стала более выраженной в горном обрамлении впадины с обеих сторон.
Афтершоковый процесс Чуйского землетрясения в самом разгаре и трудно предугадать, что он еще преподнесет, но то, что он имеет две существенно различные фазы в своем развитии и выделяются отдельные элементы в структуре афтершоковой области, скорее всего, указывает на сложное протекание и этой сейсмической активизации Алтая.
Работа выполнена при поддержке ОИГГМ СО РАН (проекты ВМТК № 1734, № 1739), Президиума СО РАН (интеграционный проект № 73), Российского фонда фундаментальных исследований (проект № 05-0564439) и программы Президиума РАН № 13.
Литература
1. Еманов А.Ф., Еманов A.A., Филина А.Г, Кунгурцев Л.В., Леско-ваЕ.В., Шейкина Ж.В., Ярыгина М.А. Пространственно-временной анализ сейсмичности Алтае-Саянской складчатой зоны // Проблемы сейсмологии III-го тысячелетия: Материалы Международной геофиз. конф., Новосибирск, 15-19 сентября 2003 г. - Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2003. - С. 73-86.
2. Еманов А.Ф., Еманов A.A., Филина А.Г., Лескова Е.В. Пространст-
венно-временные особенности сейсмичности Алтае-Саянской складчатой зоны // Физ. мезомех. - 2005. - Т. 8. - № 1. - С. 49-64.
3. Делъво Д., Тениссен К., Ван-дер-Мейер, Берзин H.A. Динамика фор-
мирования и палеостресс при образовании Чуйско-Курайской депрессии Горного Алтая: тектонический и климатический контроль // Геология и геофизика. - 1995. - Т. 36. - № 10. - C. 31-51.
4. Добрецов Н.Л., Берзин H.A., Буслов М.М., Ермиков В.Д. Общие проблемы эволюции Алтайского региона и взаимоотношения между строением фундамента и развитием неотектонической структуры // Геология и геофизика. - 1995. - Т. 36. - № 10. - C. 5-19.
5. Зятъкова Л.К. Структурная геоморфология Алтае-Саянской горной области. - Новосибирск: Наука, 1977. - 215 с.
6. Молнар П., Курушин P.A., Кочетков В.М., Демъянович М.Г., Борисов В.А., Ващилов Ю.Я. Деформация и разрывообразование при сильных землетрясениях в Монголо-Сибирском регионе // Глубинное строение и геодинамика Монголо-Сибирского региона. -Новосибирск: Наука, 1995. - С. 5-55.
7. Новиков И.С. Морфотектоника Алтая. - Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал «Гео», 2004. - 313 с.
8. Рогожин Е.А., Платонова С.Г. Очаговые зоны сильных землетря-
сений Горного Алтая в голоцене. - М.: ОИФЗ РАН, 2002. - 130 с.
9. Уфлянд А.К., Илъин А.В., Спиркин А.И. Впадины байкальского типа Северной Монголии // Бюлл. Межд. общества использ. природы. Отд. геологии. - 1969. - Т. 44. - № 6. - С. 18-24.
10. Чернов Г.А. К изучению сейсмогеологии и неотектоники Алтае-Саянской горной области // Сейсмогеология восточной части Ал-тае-Саянской горной области. - Новосибирск: Наука, 1978. - С. 627.
11. ФлоренсовH.A. Очерки структурной геоморфологии. - М.: Наука, 1978. - 238 с.
12. Хилъко С.Д. Отражение Байкальского рифтогенеза в морфострук-туре и сейсмотектонике Северной Монголии // Континентальный рифтогенез. - М.: Советское радио, 1977. - С. 47-55.
13. Хилько С.Д., Курушин P.A., Кочетков В.М., Мишарина Л.А., Мельникова В.И., Гилева H.A., Ласточкин С.В., Балжинням H., Монхоо Д. Землетрясения и основы сейсмического районирования Монголии // Тр. совместной советско-монгольской научно-исследовательской геологической экспедиции. - М.: Наука, 1985. -Вып. 41. - 224 с.
14. Баяр Г., Монкоо Д. Сейсмичность территории Монголии за 19911998 гг. // Сейсмологический мониторинг в Сибири и на Дальнем Востоке (100-летие сейсмической станции «Иркутск»). - Иркутск: Арт-пресс, 2002. - C. 43-50.
15. Гайский В.И., ЖалковскийНД. Исследование повторяемости землетрясений Западной Тувы // Изв. АН СССР. Физика Земли. -1971. - № 9. - С. 16-27.
16. Кочетков В.М., Хилько С.Д., Зорин Ю.А. и др. Сейсмотектоника и сейсмичность Прихубсугулья. - Новосибирск: ВО «Наука», Сибирская издательская фирма, 1993. - 184 с.
17. Масарский С.И., Рейснер ГИ. Новейшие тектонические движения и сейсмичность Западного Саяна и Западной Тувы. - М.: Наука, 1971. - 154 с.
18. Голенецкий С.И., Гилева H.A., Мельникова В.И. и др. Прибайкалье и Забайкалье // Землетрясения Северной Евразии в 1996 году. -М.: ГС РАН, 2002. - С. 81-94.
19. Нурмагамбетов А., Садыков А., Тимуш А.В. и др. Зайсанское землетрясение 14 июня 1990 г. // Землетрясения в СССР в 1990 году. - М.: ОИФЗ РАН, 1996. - С. 54-60.
20. Вдовин В.В. Следы землетрясений в Белино-Бусийнгольской впадине Восточной Тувы // Сейсмогеология восточной части Алтае-Саянской горной области. - Новосибирск: Наука, 1978. -С. 68-72.
21. Адьяа М. Об афтершоках Бусингольского землетрясения // Исследования по поискам предвестников землетрясений в Сибири. -Новосибирск: Наука, 1988. - С. 115-118.
22. Адьяа М., Олзийбат М. О некоторых вопросах сейсмичности Прихубсугулья // Сейсмологический мониторинг в Сибири и на Дальнем Востоке (100-летие сейсмической станции «Иркутск»). -Иркутск: Арт-пресс, 2002. - C. 51-55.
23. Ключевский А.В. Кинематика и динамика афтершоков Бусингольского землетрясения 1991 г. // Вулканология и сейсмология. -
2003.- № 4. - С. 65-78.
24. Филина А.Г. Землетрясения Алтая и Саян // Землетрясения в СССР в 1991 году. - М.: ОИФЗ РАН, 1997. - С. 38-39.
25. Гольдин С.В., Селезнев В.С., Еманов А.Ф., Филина А.Г, Ема-новА.А., Новиков Н.С., Высоцкий Е.М., Фатеев А.В., Колесников Ю.Н., Подкорытова В.Г, Лескова Е.В., Ярыггина М.А. Чуйское землетрясение и его афтершоки // Доклады Академии наук. -
2004. - Т. 395. - № 4. - С. 534-537.
26. Еманов А.А., Лескова Е.В. Структурные особенности афтершо-кового процесса Чуйского (Алтайского) землетрясения 2003 г. // Сильное землетрясение на Алтае 27 сентября 2003 г.: Материалы предварительного изучения. - М.: ИФЗ РАН, 2004. - С. 83-91.
