close

Вход

Забыли?

вход по аккаунту

Table 5;doc

код для вставкиСкачать
ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ НАУКИ
ТУВИНСКИЙ ИНСТИТУТ КОМПЛЕКСНОГО ОСВОЕНИЯ ПРИРОДНЫХ РЕСУРСОВ
СИБИРСКОГО ОТДЕЛЕНИЯ РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК
ТУВИНСКИЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ 2011–2012 гг.
МАТЕРИАЛЫ НАУЧНОГО СОВЕЩАНИЯ
ПО БАЗОВОМУ ПРОЕКТУ ТУВИКОПР СО РАН VIII.78.1.4
«НАПРЯЖЁННОЕ СОСТОЯНИЕ СЕЙСМООПАСНЫХ ЗОН ТУВЫ: ОЦЕНКА
СЕЙСМИЧЕСКОЙ БЕЗОПАСНОСТИ НА ОСНОВЕ СЕЙСМОЛОГИЧЕСКИХ
ИССЛЕДОВАНИЙ И ДАННЫХ СЕТИ СЕЙСМИЧЕСКИХ СТАНЦИЙ»
(15–17 АПРЕЛЯ 2014 г., КЫЗЫЛ, РОССИЯ)
ТувИКОПР СО РАН
Кызыл – 2014
УДК
ББК
Т
Т 813
551.24 (571.52); 550.34 (571.52)
26.39 (2Р5)+26.217.9(2Р5)
813
ТУВИНСКИЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ 2011–2012 ГГ.:
Материалы научного Совещания по Базовому проекту ТувИКОПР СО РАН VIII.78.1.4
«НАПРЯЖЁННОЕ СОСТОЯНИЕ СЕЙСМООПАСНЫХ ЗОН ТУВЫ: ОЦЕНКА СЕЙСМИЧЕСКОЙ БЕЗОПАСНОСТИ
НА ОСНОВЕ СЕЙСМОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ И ДАННЫХ СЕТИ СЕЙСМИЧЕСКИХ СТАНЦИЙ»
(15–17.04.2014 г., Кызыл, Россия) [Электрон. ресурс: март 2014]. – Кызыл: ТувИКОПР СО РАН,
2014. – 92 с. –
Режим доступа: http://ipc-publisher.ru/collections_1.aspx?id_sb=11, свободный.
ISBN 978–5–94897–039–4
Территория Тувы имеет достаточно сложное геологическое строение и высокую сейсмическую активность. Сильные землетрясения 2011–2012 гг. и сопровождающие их афтершоки, продолжающиеся по
настоящее время, остаются недостаточно изученными из-за отдалённости республики от научных центров, занимающихся проблемами сейсмики, а также труднодоступности очаговых зон. В статьях участников Совещания обсуждаются результаты первичных исследований в эпицентральной зоне произошедших сейсмособытий, проанализированы динамика сейсмической и геотермальной активности АлтаеСаянской области за инструментальный период наблюдений и методы датирования палеоземлетрясений, рассмотрены возможности выявления геофизических и геотектонических предвестников сильных
землетрясений, а также вероятность возникновения наведённой (техногенной) сейсмичности.
В материалах Совещания отражены последние результаты и достижения в области сейсмологии и
сейсмогеологии, а также существующие подходы к оценке уровня сейсмической опасности и сейсмического риска не только для Тувы, но и сопредельных регионов.
Иллюстрации 67. Таблицы 11. Библиография 177 назв.
Проведение Совещания и издание материалов осуществлено в рамках приоритетного направления
фундаментальных исследований VIII.78 «КАТАСТРОФИЧЕСКИЕ ЭНДОГЕННЫЕ И ЭКЗОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ:
ПРОБЛЕМЫ ПРОГНОЗА И СНИЖЕНИЯ УРОВНЯ НЕГАТИВНЫХ ПОСЛЕДСТВИЙ»: Программа VIII.78.1 «ЭВОЛЮЦИЯ
НАПРЯЖЁННОГО СОСТОЯНИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ ВСЛЕДСТВИЕ ПРИРОДНЫХ И ТЕХНОГЕННЫХ ВОЗДЕЙСТВИЙ НА НЕЁ И
ДИАГНОСТИКА ОПАСНОСТИ КРУПНЫХ СЕЙСМИЧЕСКИХ СОБЫТИЙ ДЛЯ ИНФРАСТРУКТУРЫ ГОРОДОВ И КРУПНЫХ
ПРЕДПРИЯТИЙ», Базовый проект ТувИКОПР СО РАН VIII.78.1.4 «НАПРЯЖЁННОЕ СОСТОЯНИЕ СЕЙСМООПАСНЫХ
ЗОН ТУВЫ: ОЦЕНКА СЕЙСМИЧЕСКОЙ БЕЗОПАСНОСТИ НА ОСНОВЕ СЕЙСМОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ И ДАННЫХ СЕТИ
СЕЙСМИЧЕСКИХ СТАНЦИЙ»
Председатель Оргкомитета
Секретарь
докт. геол.-мин. наук В.И. Лебедев (ТувИКОПР СО РАН, Кызыл)
Ю.В. Бутанаев (ТувИКОПР СО РАН, Кызыл)
УДК 551.24 (571.52); 550.34 (571.52)
ББК 26.39 (2Р5)+26.217.9(2Р5)
ISBN 978–5–94897–039–4
© Коллектив авторов, 2014
© ТувИКОПР СО РАН (TuvIENR SB RAS), 2014
СОДЕРЖАНИЕ
АРЖАННИКОВА А.В., АРЖАННИКОВ С.Г.
СЕЙСМОТЕКТОНИКА АЛТАЕ-САЯНСКОЙ ГОРНОЙ ОБЛАСТИ ..................................... 4
АРЖАННИКОВА А.В., АРЖАННИКОВ С.Г.
СЕЙСМОТЕКТОНИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В ВОСТОЧНОЙ ТУВЕ
И ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ 27.12.2011 И 26.02.2012 гг. .......................................................... 10
АРЖАННИКОВ С.Г., АРЖАННИКОВА А.В.
ПАЛЕОСЕЙСМОДИСЛОКАЦИИ БОЛЬШЕОЗЁРСКОГО СЕГМЕНТА
ЭРЗИНСКО-АГАРДАГСКОГО РАЗЛОМА ......................................................................... 26
АРЖАННИКОВА А.В., АРЖАННИКОВ С.Г.
О ПРИМЕНЕНИИ КОСМОГЕННО-ИЗОТОПНОГО МЕТОДА ДАТИРОВАНИЯ
10
BE IN SITU ПРИ ПАЛЕОСЕЙСМОГЕОЛОГИЧЕСКОМ ИЗУЧЕНИИ РАЗЛОМОВ .......... 33
ГЕРМАН В.И., ДОБРЫНИНА А.А., ЧЕЧЕЛЬНИЦКИЙ В.В.
ИЗУЧЕНИЕ ПАРАМЕТРОВ ЗАТУХАНИЯ ВОЛН, ВЫЗВАННЫХ ТУВИНСКИМИ
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯМИ И ИХ АФТЕРШОКОВЫМИ ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНОСТЯМИ ....... 36
КАБАНОВ А.А., БОЛЕЛЫЙ К.В., КАРМАДОНОВ А.Ю.
ОЦЕНКА ДЛИТЕЛЬНОСТИ ЦИКЛОВ СЕЙСМИЧЕСКОЙ АКТИВНОСТИ
АЛТАЕ-САЯНСКОЙ СЕЙСМОАКТИВНОЙ ОБЛАСТИ .................................................... 45
КУЖУГЕТ К.С., МОНГУШ С.-С.С.
МОНИТОРИНГ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ТУВЫ .......................................... 48
ЛЕБЕДЕВ В.И., КУЖУГЕТ К.С., РЫЧКОВА К.М.,
ДУЧКОВ А.Д., КАМЕНСКИЙ И.Л., ЧУПИКОВА С.А.
СЕЙСМИЧЕСКАЯ И ГЕОТЕРМАЛЬНАЯ АКТИВНОСТЬ НА ТЕРРИТОРИИ ТУВЫ
И СОПРЕДЕЛЬНЫХ РЕГИОНОВ ..................................................................................... 51
ОВСЮЧЕНКО А.Н., РОГОЖИН Е.А., МАРАХАНОВ А.В.,
КУЖУГЕТ К.С., БУТАНАЕВ Ю.В., ЛАРЬКОВ А.С., НОВИКОВ С.С.
РЕЗУЛЬТАТЫ ПОЛЕВЫХ СЕЙСМОГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
ТУВИНСКИХ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ 2011–2012 ГГ. ............................................................. 57
ПРУДНИКОВ С.Г., АЮНОВА О.Д., ЧУПИКОВА С.А.
КОРРЕЛЯЦИЯ РАЗЛОМНО-БЛОКОВЫХ МОРФОСТРУКТУР И СЕЙСМИЧЕСКОГО
ПРОЦЕССА В СТОКИЛОМЕТРОВОЙ ЗОНЕ ВОКРУГ КЫЗЫЛА ................................... 79
СИБГАТУЛИН В.Г., СИМОНОВ К.В., КАБАНОВ А.А.
МОНИТОРИНГ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ПРЕДВЕСТНИКОВ СИЛЬНЫХ
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ В АЛТАЕ-САЯНСКОЙ СЕЙСМОАКТИВНОЙ ОБЛАСТИ ................ 82
СУГОРАКОВА А.М., БУТАНАЕВ Ю.В.
КААХЕМСКАЯ РИФТОГЕННАЯ ЗОНА (ИСТОРИЯ ЗАЛОЖЕНИЯ И РАЗВИТИЯ) ...................... 83
ТАШЛЫКОВА Т.А.
К ДИСКУССИИ О НАВЕДЁННОЙ СЕЙСМИЧНОСТИ
НА ЕНИСЕЙСКИХ ВОДОХРАНИЛИЩАХ ........................................................................ 86
СВЕДЕНИЯ ОБ АВТОРАХ ......................................................................................................... 91
3
А.В. АРЖАННИКОВА, С.Г. АРЖАННИКОВ
Институт земной коры СО РАН (Иркутск)
СЕЙСМОТЕКТОНИКА АЛТАЕ-САЯНСКОЙ ГОРНОЙ ОБЛАСТИ
На основе опубликованной литературы, анализа данных дистанционного зондирования (ДДЗ) и полевых исследований построена карта активизированных в кайнозое
разломов для центральной и восточной частей Алтае-Саянской горной области и Северо-Западной Монголии (рис. 1).
Рис. 1. Карта активных в кайнозое разломов с эпицентрами сильных доисторических, исторических
и современных землетрясений центральной и восточной частей Алтае-Саянской горной области
и Северной Монголии
Разломы (цифры в кружочках): Главный Саянский (1); Восточно-Саянский (2); Бирюсинский (3); Передовой (4); Минусинско-Кандатская зона разломов (5); Борусский (6); Большепорожский (7); Оттугтайгинско-Азасский (8); ОкинскоЖомболокский (9); Тункинский (10); Хубсугульский (11); Дархатская зона разломов (12); Тайрисингольский (13); Билинско-Бусийнгольский (14); Эрзинско-Агардагский (15); Байсютский (16); Каахемский (17); система Таннуольских разломов (18–21) — Восточно-Таннуольский (18), Южно-Таннуольский (19), Северо-Таннуольский (20), Балдырганский
(21); Саяно-Тувинский (22); Шапшальский (23); Кобдинский (24); Ачитнурский (25); Предалтайский или ЦаганШибэтинский (26); Болнайский (27); Тэрэгтийнский (28); Дунгэнский (29); Цэцэрлэгский (30).
4
Разломный каркас исследуемой территории имеет отрезки голоценовых сейсмогенных обновлений. Их длина варьирует от первых километров до первых сотен километров.
Исследуемая территория является частью Центрально-Азиатского горного пояса
и расположена между крупнейшими платформенными структурами Азии: ЗападноСибирской плитой и Сибирской платформой на севере, Таримским массивом и Северо-Китойской платформой на юге.
В разломно-блоковой структуре центральной и восточной частей Алтае-Саянской
области (АСО) выделяются две крупные тектонические единицы — Саяно-Тувинский
(Гоникберг, 1983) и Саяно-Минусинский геоблоки. Саяно-Тувинский геоблок (СТГ)
ограничен с запада Шапшальским, с севера Саяно-Минусинским и Кандатским, с востока Главным Саянским и с юга Болнайским разломами. Для разрывов северозападной ориентировки характерны взбросо-сдвиговые перемещения. На западе, в
районе Шапшальского хребта, это правосторонние смещения (Дергунов, 1972), на востоке — по Главному Саянскому разлому — левосторонние со взбросовой составляющей (Чипизубов, 1994). По субширотному Болнайскому разлому преобладают левосторонние сдвиги, по Саяно-Минусинскому и Кандатскому — взбросы с элементами
сдвига. Во внутреннем строении Саяно-Тувинского блока широко развиты разломы
северо-восточного и близширотного простирания. К ним относятся Саяно-Минусинский, Борусский, Кандатский, Саяно-Тувинский, Оттугтайгинско-Азасский, ОкинскоЖомболокский, Китойский, Тункинский, Эрзинско-Агардагский, Цэцэрлэгский. Начинаясь на западе от Шапшальского и Болнайского разломов, они протягиваются на северо-восток до сочленения с Главным Саянским разломом. Выделяются четыре основные линеамента (с севера на юг): 1) Саяно-Минусинский–Борусский–Кандатский;
2) Саяно-Тувинский–Оттугтайгинский–Азасский–Окинско-Жомболокский; 3) ЭрзинскоАгардагский; 4) Цэцэрлэгский. Перемещение СТГ происходит как по ограничивающим
его разломам, так и по разломам, осложняющим его внутреннюю структуру. Левостороннее движение узких тектонических блоков по северо-восточным и субширотным
разломам создаёт крупные тектонические напряжения в зоне Главного Саянского разлома, которые реализуются в виде левостороннего взброса-сдвига.
Саяно-Минусинский геоблок (СМГ) расположен к северу от Саяно-Тувинского и
пространственно охватывает северо-западную часть Вост. Саяна, систему Минусинских впадин и Кузнецкий Алатау. С северо-востока он ограничен Главным Саянским
разломом, с юга — Саяно-Минусинским и Кандатским, с запада — Кузнецкими разломами. Во внутреннем строении широко распространены разломы трёх направлений —
северо-западного, что связано с влиянием восточно-саянского направления, близширотного и северо-восточного.
Активность разломов Алтае-Саянской горной области достаточно высока, что
подтверждается большим количеством выявленных здесь эпицентральных зон сильных палеоземлетрясений (табл. 1). При этом их пространственное расположение и
количественное соотношение характеризуют Саяно-Тувинский геоблок как более активную область, чем Саяно-Минусинский. Большая часть эпицентров палеоземлетрясений тяготеет к Саяно-Тувинскому, Оттугтайгинско-Азасскому, Окинско-Жомболокскому, Эрзинско-Агардагскому и Главному Саянскому разломам. Движения характеризуются как взбросы, взбросо-сдвиги и сдвиги (см. рис. 1).
САЯНО-ТУВИНСКИЙ глубинный разлом (см. рис. 1) протяжённостью 360 км отделяет горно-складчатое сооружение Западного Cаяна от прилегающей к нему с юга Хемчикской
котловины. Он состоит из серии разновеликих и различных по активности разрывов
северо-восточного простирания. Поверхность сместителей круто падает на северозапад. Ширина зон дробления пород по отдельным разрывам достигает нескольких
сот метров. К разломам этой зоны приурочены не компенсированные рыхлыми отложениями приразломные грабены, сквозные долины, отторженные горные массивы,
перехваты русел водотоков, минеральные источники и коренные выходы кайнозойских
базальтов (Зайцев, Сажина, 1958). Голоценовая активность разлома фиксируется по
палеосейсмодислокациям (ПСД) (Сейсмогеология…, 1978).
ПСД Алды-Ишкин расположена на левом берегу р. Хемчик между устьями его
левых притоков Алды-Ишкин и Шеле. Дислокация представлена взбросовым уступом
высотой 2–10 м и длиной 2,5 км (Чернов, 1978).
5
Таблица 1. Современные и палеосейсмотектонические дислокации (ПСД)
№
п/п
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
38
39
Координаты, град.
в.д. ()
91,64
91,50
92,30
93,52
93,92
94,75
94,96
95,02
95,28
95,58
96,42
96,19
98,19
98,08
91,30
93,20
99,60
99,91
99,90
99,10
99,56
99,83
100,3
100,95
Кинематика
Магнитуда (М)
Пашкина
Алды-Ишкин
Уттуг-Дуруг
Каахемская
Верхнетуранская
Таскыльская
Узун-Хем
Устуку-Кара-Суг
Кара-Холь
Ат-Чолдуг
Кодура-Холь
Кара-Джарик
Тайрисингольская
Бусийнгольская
Урэг-Нур
Малчин
Бусийнгольская
Мурэнская
Эрхилнурская
Томгольская
Тотургольская
Джарагольская
Хорогольская
Мондинская
с.ш. ()
52,62
51,58
52,58
51,86
52,24
52,43
52,28
52,28
52,24
52,16
52,29
51,37
50,33
51,16
50,30
49,70
49,20
49,56
49,90
50,41
50,90
51,37
50,66
51,48
сброс
взброс
л. сдв.
л. сдв.-взбр.
л. сдв.-взбр.
взброс
взброс
взброс
взброс
л. сдв.-взбр.
л. сдв.
взброс
сброс
сброс
взброс
л. взбр.-сдв.
л. взбр.-сдв.
л. взбр.-сдв.
л. взбр.-сдв.
л. взбр.-сдв.
сброс
сброс
сдв.-сбр.
сдв.-сбр.?
6,5
–
7,1
7,5
6,5
7,5
7,0
7,1
7,3
7,0
6,9 / 7,4
7,0
7,0
7,0
7,0
6,6
6,8
6,9 / 7,1
6,8 / 7,3
7,3 / 7,6
6,8
7,0
–
7,0
Ихе-Ухгунь
Чихтэйн
Дзуннурская
Хубсугульская
Окинская–I
Окинская–II
Болнайская
Цэцэрлэгская
Хайыраканская
Хяргаснурская–I
Хяргаснурская–II
Хонделен
Южно-Убсунурская
Малиновка
Бархатовская
51,77
49,20
49,00
50,65
52,80
52,85
49,20
49,50
50,43
49,10
49,50
50,14
49,73
55,09
56,05
101,08
90,30
99,80
100,2
100,00
100,20
96,80
97,30
94,91
92,68
92,27
91,64
93,10
94,44
93,29
л. взбр.-сдв.
п. взб.-сдв.
л. взбр.-сдв.
п. взбр.-сдв.
л. сдв.
л. сдв.
л. взбр.-сдв.
л. взбр.-сдв.
л. взбр.-сдв.
взбр.-сдв.
взбр.-сдв.
л. взбр.-сдв.
л. взбр.-сдв.
взброс
сброс?
6,7 / 6,9
7,1
7,8
7,3 / 7,8
7,0
7,8
8,2
7,6
7,5–8,0
7,5–8,0
–
–
7,5–8,0
7,9–8,0
6,5
ПСД (см. рис. 1)
Источник информации
Зеленков, 1978
Чернов, 1978
Зеленков, 1978
Аржанников, 1998
Вдовин, Зеленков, 1982; Смекалин и др., 2001
Аржанников, 1998
Аржанников, 2000
Аржанников, 2000
Аржанников, 2000
Аржанников, 2000
Аржанников, 2000
Аржанников, 1998
Аржанников, 1998
Землетрясения…, 1985
Землетрясения…, 1985
Землетрясения…, 1985
Кочетков и др., 1993
Кочетков и др., 1993
Кочетков и др., 1993
Кочетков и др., 1993
Кочетков и др., 1993
Кочетков и др., 1993
Землетрясения…, 1985
Аржанникова, Аржанников, 1999;
Сейсмология..., 1981
Аржанникова, Аржанников, 1999
Землетрясения…, 1985
Землетрясения…, 1985
Chipizubov, 1999
Чипизубов, Серебренников, 1990
Чипизубов, Серебренников, 1990
Землетрясения…, 1985
Землетрясения…, 1985
Аржанников, Аржанникова, 2011
Аржанников, Аржанникова, 2011
Аржанников, Аржанникова, 2011
Аржанников, Аржанникова, 2011
Аржанников, Аржанникова, 2011
Аржанников и др., 2004
Аржанников и др., 2005
Примечание. Порядковый № ПСД соответствует номеру внемасштабного знака на карте активных разломов
(см. рис. 1).
ПСД Уттуг-Дуруг расположена в долине р. Енисей в 2,5 км ниже устья
р. Хемчик и представлена серией разрывов субширотного направления. Длина основного разрыва — 7,5 км, разрывов, расположенных южнее, — 1,5–2 км. Подвижка характеризуется как сдвиг (Зеленков, 1978).
ОТТУГТАЙГИНСКО-АЗАССКИЙ разлом расположен в пределах Восточно-Тувинского нагорья
(см. рис. 1) и представлен двумя системами разломов — субширотной (Оттугтайгинской) и северо-восточной (Азасской). Длина разлома 310 км. Новейшие вертикальные
дифференцированные движения отражены на западном и восточном флангах разлома, где превышение бортов над днищем Туранской впадины составило 500–800 м, на
хр. Таскыл — 1000 м и в районе хр. Даштыг-Ой-Тайга — 700 м. На остальном, большем отрезке движения по разлому носили взбросо-сдвиговый или сдвиговый характер. Голоценовая активность разлома определяется по серии следующих палеосейсмогенных деформаций.
6
ПСД Верхнетуранская расположена в верховьях р. Туран в 10-ти км севернее
г. Туран. Представлена субширотным разрывом длиной 2–2,5 км. В рельефе выражена в виде уступа со взброшенным южным крылом. У подножия уступа фиксируется серия линейно расположенных воронок глубиной 2–3 м. В результате подвижки возникла
подпруда в руч. Шалбык-Бар и образовано озеро, осадки которого фиксируют размеры
озёрной ванны. В настоящее время озеро спущено. Движение характеризуется как
взбросо-сдвиг (Вдовин, Зеленков, 1982; Смекалин и др., 2001).
ПСД Узун-Хем расположена на хр. Таскыл в верховьях р. Узун-Хем (правый приток р. Улуг-О). Абсолютная отметка поля разрывов 2150–2250 м. Структура представлена серией нарушений, рассекающих склон, и хорошо выражена в рельефе в виде
рвов. Разрывы имеют близвертикальное падение и широтное простирание. Суммарная длина сейсмогенных нарушений — 3,2 км, движение характеризуется как взброс
(Аржанников, 2000).
ПСД Устуку-Кара-Суг расположена в непосредственной близости (1,5 км) от
вышеописанной структуры и выражена разрывом, нарушающим северный борт
р. Устуку-Кара-Суг. Длина сейсмогенного разрыва достигает 2 км. Он хорошо прослеживается на водораздельных мысах, хотя степень его сохранности в бортах и тальвегах временных водотоков значительно хуже. Простирание уступа 300 . Движение характеризуется как взброс (Аржанников, 2000).
ПСД Ат-Чолдуг представлена разрывом, секущим ледниковые отложения, и выражена в рельефе в виде уступа северо-западного простирания высотой 1,5–2,5 м и
длиной ~ 4 км. У подножия уступа прослеживается ров глубиной ~ 0,5–0,7 м и шириной
1,5–2 м. Движение характеризуется как взбросо-сдвиг (Вдовин, Зеленков, 1982; Аржанников, 2000).
ПСД Кодура-Холь расположена в правом борту долины р. Большой Енисей в
30 км юго-восточнее пос. Тоора-Хем. Длина вышедшего на дневную поверхность разрыва 24 км. Деформации в рельефе представлены кулисообразными трещинами растяжения, валами сжатия, уступами, сейсмогравитационными отседаниями и оползневыми формами. Простирание структуры меняется с 85–90  на западном фланге до
45  в центральной части и вновь до 85–90  на восточном окончании. В целом структура характеризуется как левосторонний сдвиг (Аржанников, 2000).
ОКИНСКО-ЖОМБОЛОКСКИЙ разлом наследует восточный фланг Азасского глубинного разлома (см. рис. 1). В новейшем плане он контролирует развитие хр. Кропоткина и Окинского плоскогорья. К зоне разлома приурочены Окинские ПСД левосдвигового типа
двух возрастных генераций. Более молодая, возможно, связанная с сильным землетрясением 1859 г., протягивается на 24 км. Древняя, тысячелетнего возраста, фрагментарно прослеживается на протяжении 70 км (Чипизубов, Серебренников, 1990).
Амплитуда левого сдвига для молодой ПСД достигает 2 м, амплитуда вертикального
смещения древней ПСД — 5 м. По морфо-кинематическому типу разлом представляет
собой сдвиг (западный фланг) и взбросо-сдвиг (восточный фланг).
ЭРЗИНСКО-АГАРДАГСКИЙ разлом, начинаясь на юго-западе торцовым сочленением с Болнайским разломом, прослеживается на северо-восток в район оз. Шара-Нур, где контролирует развитие горстовой структуры хр. Агар-Даг-Тайга (см. рис. 1). Последний
претерпел активные восходящие движения с амплитудой 1000–1100 м. Далее разлом
проходит по северному подножию хр. Остроконечный Танну-Ола, после чего, распадаясь на систему нарушений, фиксируется в верховьях рек Эрзин, Бурен, Тарбагатай.
Продолжаясь на восток, он меняет простирание на северо-восточное и контролирует
развитие северо-западного борта Терехольской впадины с относительным превышением в 500 м. На своём северо-восточном окончании разлом сочленяется с БилинскоБусийнгольским разломом. Его длина составляет 375 км. В голоцене активность разлома подчёркнута серией палеоземлетрясений (Землетрясения…, 1985; Аржанников,
Аржанникова, 2009).
ПСД Хайыракан. Комплекс сейсмотектонических деформаций охватывает западный фланг Эрзинско-Агардагского разлома в районе массивов Хайыракан и УлугХайыракан-Даг. Линии его обновлённых участков в целом имеют северо-восточное
простирание. Наиболее чётко деформации фиксируются по основаниям массивов,
где, пересекая русла временных водотоков, смещают их с левосторонней сдвиговой
7
компонентой. Имеет место также и взбросовая составляющая. Интегрированная
амплитуда смещения варьирует от 6,5 до 7,8 м. Общая длина вышедшего на поверхность разрыва равна 23 км.
ПСД Южно-Убсунурская и Татур-Толгой. Сейсмотектонические деформации
расположены вдоль северного склона хр. Хан-Хухий и представлены системой взбросо-сдвиговых разрывов. Они секут коренные склоны хребта и верхние части бэлей. По
зоне разлома на протяжении 8–10 км видны разбитые системами трещин водоразделы временных водотоков, напоминающие структуру «битой тарелки» (Землетрясения…, 1985; Аржанников, Аржанникова, 2009).
КААХЕМСКИЙ разлом, начинаясь на правобережье р. Енисей в верховьях р. Беделиг,
прослеживается в северо-восточном и близширотном направлениях, где по его зоне
фиксируется левостороннее смещение верховий рек Беделиг, Ортаа-Xем, Куйлуг-Xем,
Эйлиг-Xем и Демир-Суг с амплитудой до 3,5 км (см. рис. 1). Далее по простиранию он
контролирует развитие южного борта Турано-Уюкской впадины, проходит в верховьях
правых притоков рек Тапса и Дерзиг, где, по данным Ю.В. Чудинова (1959), зона разлома представлена серией сближенных параллельных субширотных разрывов. По их
зонам наблюдается левостороннее смещение с амплитудой 1–2 км. Затем, прослеживаясь по южному фасу хр. Донгул-Тайга, разлом в виде дуги уходит на юго-восток в
бассейн р. Ужеп и распадается на серию сближенных субмеридиональных нарушений
и контролирует горстовую структуру хр. Ыдык. Движения по разлому на кайнозойском
этапе активизации характеризуются в основном левосторонними сдвигами, хотя и
имеют место взбросы. При изменении простирания разлома с широтного на меридиональное (в районе хр. Ыдык и Шивейской депрессии) происходит смена кинематики,
где по двум субпараллельным разломам хр. Ыдык выдавливается как клин и смещается к северу (Аржанников, Аржанникова, 1994).
ГЛАВНЫЙ САЯНСКИЙ разлом является основной тектонической структурой между Сибирской платформой и обрамляющей её с юго-запада складчатой областью (см. рис. 1).
Его общая длина достигает 900 км. Начинаясь от Байкала, разлом прослеживается до
коленообразного изгиба р. Мана и далее до Красноярска. До последнего времени считалось, что наиболее активен его юго-восточный фланг до сочленения с ОкинскоЖомболокским разломом. К крайнему юго-восточному 90-километровому отрезку этого фланга приурочены Китойско-Кинская и Восточносаянская взбросо-сдвиговые палеосейсмодислокации (ПСД). В пределах Восточносаянской ПСД длиной 60 км выявлено 6 сильнейших (с магнитудой от 7 до 8) палеоземлетрясений, происходивших менее 400 (возможно и землетрясение 1742 г.),  600,  1800,  4700,  7600 и  9800 лет
назад (Чипизубов, Смекалин, 1999).
На северо-западном фланге Восточного Саяна Главный Саянский разлом разделяется на несколько ветвей. В зоне влияния одной из них — Канской — выявлен комплекс сейсмогенных деформаций (Аржанников и др., 2004). Общая длина вскрывшегося
разлома составляет 100 км. Детально изученный Малиновский фрагмент расположен
на юго-западном склоне Куражинских хребтов между деревнями Большой Арбай и
Абалаково, что в 16-ти км к юго-западу от районного центра Агинское. Сейсмогенные
деформации представлены здесь в виде сейсмотектонических уступов, высота которых по простиранию неодинакова и меняется в меньшую сторону при приближении к
его дистальным окончаниям. В целом выделяются две основные ветви разрывов. Западная расположена в 100 м к северу от пос. Малиновка. Её общее простирание составляет 330 , длина 5 км. Восточная ветвь имеет субмеридиональное простирание и
длину ~ 4 км. Палеосейсмогенные деформации тяготеют к сместителю Кияй-Арбайского разлома, плоскость которого падает на северо-восток. Сейсмогенные движения
по разлому характеризуются как взбросы.
Область взбросовых, взбросо-сдвиговых и сдвиговых движений охватывает центральную и восточную часть Алтае-Саянской горной области и характеризует её преимущественно как область сжатия. Сокращение земной коры происходит в субмеридиональном направлении за счёт вертикальных движений с образованием крупных
клиньев выдавливания (хребтов) и горизонтального смещения блоков с левосторонней компонентой в восточном направлении.
8
ЛИТЕРАТУРА
Аржанников С.Г. Сейсмотектоника Восточно-Тувинского нагорья: Автореф. дис. …канд. геол.-мин. наук.
Иркутск, 1998. 17 с.
Аржанников С.Г. Палеосейсмодислокации в зоне влияния Оттугтайгино-Азасского разлома (Восточная
Тува) // Геология и геофизика. 2000. Т. 41. № 11. С. 1499–1509.
Аржанников С.Г., Аржанникова А.В. Голоценовая активизация тектонических движений в хр. Ыдык (Вост.
Тува) // Тез. докл. Всерос. совещ. по изучению четвертичного периода. М., 1994. С. 15.
Аржанников С.Г., Аржанникова А.В. Палеосейсмогенная активизация Большеозерского сегмента ЭрзиноАгардагского разлома // Вулканология и сейсмология. 2009. № 2. С. 56–66.
Аржанников С.Г., Аржанникова А.В. Позднечетвертичная геодинамика Хиргиснурской впадины и ее горного обрамления (Западная Монголия) // Геология и геофизика. 2011. № 2. С. 276–288.
Аржанников С.Г., Гладков А.С., Семенов Р.М. Позднечетвертичная геодинамика и импульсные тектонические движения в зоне влияния канской системы разломов (юго-запад Сибирской платформы)
// Геология и геофизика. 2004. Т. 45. № 4. С. 430–442.
Аржанников С.Г., Чипизубов А.В., Семенов Р.М., Шагун А.Н. Сильные землетрясения г. Красноярска и его
окрестностей по историческим и палеосейсмогеологическим данным // Современная геодинамика
и опасные природные процессы в Центральной Азии: Материалы Всерос. совещ. «Современная
геодинамика и сейсмичность Центральной Азии: фундаментальный и прикладной аспекты». Иркутск: ИЗК СО РАН, 2005. Вып. 3. С. 249–253.
Аржанникова А.В., Аржанников С.Г. Сейсмотектонические деформации в западной части Тункинских
Гольцов и современная экзогеодинамика // Геология и геофизика. 1999. Т. 40. № 2. С. 231–234.
Вдовин В.В., Зеленков П.Я. Сейсмогенные формы рельефа Тувы и Западного Саяна // Закономерности
развития рельефа Северной Азии. Новосибирск: Наука, 1982. С. 99–106.
Гоникберг В.Е. Использование космических снимков для реконструкции новейшего поля тектонических
напряжений // Исследование земли из космоса. 1983. № 6. С. 39–51.
Дергунов А.Б. Структуры сжатия и растяжения на востоке Алтая в четвертичное время // Геотектоника.
1972. № 3. С. 99–110.
Зайцев Н.С., Сажина В.В. Кайнозойские базальты в зоне Саяно-Тувинского глубинного разлома (Тува)
// Докл. АН СССР. 1958. Т. 118. № 1. С. 156–159.
Зеленков П.Я. Сейсмогенные деформации земной поверхности Западного Саяна // Сейсмогеология Восточной части Алтае-Саянской горной области. Новосибирск: Наука, 1978. С. 28–41.
Землетрясения и основы сейсмического районирования Монголии. М.: Наука, 1985. 224 с.
Кочетков В.М., Хилько С.Д., Чипизубов А.В., Монхо Д. Сильные землетрясения // Сейсмотектоника и
сейсмичность Прихубсугулья. Новосибирск: Наука, 1993. С. 69–92.
Сейсмогеология Восточной части Алтае-Саянской горной области. Новосибирск: Наука, 1978. 104 с.
Сейсмогеология и детальное сейсмическое районирование Прибайкалья. Новосибирск: Наука, 1981. 169 с.
Смекалин О.П., Аржанников С.Г., Морозова А.С. Первые результаты тренчинга Верхнетуранской ПСС
// Строение литосферы и геодинамика. Материалы науч. конф. (24–28.04.2001). Иркутск, 2001. С. 117–
118.
Чернов Г.А. К изучению сейсмогеологии и неотектоники Алтае-Саянской горной области // Сейсмогеология
Восточной части Алтае-Саянской горной области. Новосибирск: Наука, 1978. С. 6–27.
Чипизубов А.В., Серебренников С.П. Сдвиговые палеосейсмодислокации в Восточном Саяне // Докл. АН
СССР. 1990. Т. 311. № 2. С. 446–450.
Чипизубов А.В., Смекалин О.П. Палеосейсмодислокации и связанные с ними палеоземлетрясения по
зоне Главного Саянского разлома // Геология и геофизика.1999. Т. 40. № 6. С. 936–947.
Чипизубов А.В., Смекалин О.П., Белоусов О.В., Дельянский Е.А., Щеголев Ю.В. Взбросо-сдвиговые палеосейсмодислокации по зоне Главного Саянского разлома // Докл. РАН. 1994. Т. 338. № 6. С. 672–675.
Чудинов Ю.В. Новейшие тектонические движения в районе бассейна р. Улуг-О и хребта Таскыл в северовосточной Туве // Бюл. МОИП. Отд-ние геол. 1959. Т. 34. № 5. С. 55–71.
Chipizubov A.V. Recent geodynamics of the SW segment of the Baikal rift zone on the basis of the paleoseismological data // Rifting in introcontinental setting: Baikal rift system and other continental rifts. Irkutsk–
Tervuren. 1999. P. 24–26.
9
А.В. АРЖАННИКОВА, С.Г. АРЖАННИКОВ
Институт земной коры СО РАН (Иркутск)
СЕЙСМОТЕКТОНИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В ВОСТОЧНОЙ
ТУВЕ И ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ 27.12.2011 И 26.02.2012 ГГ.
ВВЕДЕНИЕ. Прогноз землетрясений включает большое количество вопросов, решение
которых позволяет определить место и силу подземных ударов и приблизительно
установить периоды их повторяемости. Выявление и комплексное изучение сильных
землетрясений в позднем плейстоцене – голоцене является основой долгосрочного и
среднесрочного прогноза сейсмических событий. При этом изучение сейсмичности как
результата глубинных тектонических процессов неразрывно связано с анализом её
проявления на дневной поверхности в виде остаточных деформаций. В результате
сейсмогеологических исследований в эпицентральных зонах сильных современных
землетрясений накоплен богатый опыт, позволяющий достаточно надёжно выделять
эпицентральные области доисторических землетрясений, определять их магнитуду и,
тем самым, дифференцированно подходить к оценке сейсмической опасности структурных элементов земной коры. Земная кора характеризуется глобальной иерархической упорядоченностью, а границы между блоками являются потенциальными очаговыми зонами землетрясений. При этом формирование сейсмотектонических
деформаций в рельефе происходит в результате выхода очага на дневную поверхность. Там, где это условие не соблюдается, оценка потенциальной сейсмичности и
долгосрочный прогноз землетрясений основывается на комплексе геолого-геофизических данных.
Рис. 1. Обзорная схема района исследований
(звёздочками обозначены эпицентры тувинских землетрясений 27.12.2011 и 26.02.2012 гг.; по данным Gtopo 30)
10
В статье представлены исследования по выделению и обоснованию зон вероятных очагов землетрясений (ВОЗ) с присущим им сейсмическим потенциалом на территории Восточно-Тувинского нагорья. Исследования проводились на основе комплексного анализа геолого-геофизических, сейсмогеологических и сейсмостатистических данных. Для этой территории ранее был сделан долгосрочный прогноз (Хромовских и др., 1996; Леви и др., 1996; Аржанников, 1998), который оправдался в сильных
землетрясениях 27.12.2011 и 26.02.2012 гг.
ГЕОГРАФИЯ
РАЙОНА ИССЛЕДОВАНИЙ. Исследуемая территория расположена в Восточной Туве между 50  и 53  с. ш. и 94  и 99  в. д. и включает Эрзинский, Тере-Хольский, Каа-Хемский, южную часть Тоджинского, Пий-Хемский, Кызылский и восточные
части Тандинского и Тес-Хемского административных районов республики. Под общим названием Восточно-Тувинское нагорье нами понимается совокупность хребтов и
нагорий, расположенных к югу от торцового сочленения Восточного и Западного Саяна, граничащих на западе с Центрально-Тувинской, на юге — Убсунурской и на востоке — Дархатской котловинами. Основными орографическими единицами этой территории являются: хр. Акад. Обручева, Тоджинская котловина, Каахемское нагорье,
Шишхидское нагорье и нагорье Сангилен (рис. 1).
МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ. В настоящее время разработаны методы, с помощью которых с определённой степенью достоверности можно выявлять сейсмический потенциал отдельных структурных элементов, такие как сейсмотектонический метод
И.Е. Губина (1950, 1987), тектонофизический М.В. Гзовского (1975), историко-структурный (сейсмоструктурный) Б.А. Петрушевского (1955, 1960 а, б); палеосейсмогеологический, разработанный в Институте земной коры СО АН СССР (Флоренсов, 1959; Солоненко, 1962, 1977), формальный (Рейснер, 1980) и др. Как показывает опыт проведения подобных работ, наиболее полную информацию о сейсмическом потенциале
территорий можно получить при условии комплексного применения названных методов. В то же время, при выделении зон ВОЗ (вероятных очагов землетрясений) предпочтение отдаётся сейсмотектоническому и палеосейсмогеологическому методам.
В основе сейсмотектонического метода лежит выяснение истории геологического
развития региона, особенностей геологического строения и тектонических движений,
выделение основных геологических структур и зон разломов, связанных с неотектоникой. Максимальная сила возможного в каждом выделенном структурном элементе землетрясения определяется силой максимального зарегистрированного землетрясения в
элементах с подобным геологическим строением и сходной историей развития. Существующий недостаток сейсмотектонического метода в определении верхнего уровня потенциальной сейсмичности восполняется палеосейсмогеологическим методом.
Палеосейсмогеологический метод (Солоненко, 1962; Солоненко, 1977) основан
на наблюдениях над многочисленными землетрясениями, которые сопровождались
образованием остаточных деформаций земной коры. Учитывая характерные признаки
сейсмодислокаций для каждого конкретного региона, их масштабы и типы, можно
определить место, силу и приблизительное время землетрясений, произошедших в
досейсмостатистический период. Таким образом, палеосейсмогеологический метод
расширяет временной предел сейсмостатистики, что очень важно при редкой повторяемости сильных землетрясений.
НОВЕЙШИЕ
ДВИЖЕНИЯ И РАЗЛОМНАЯ ТЕКТОНИКА. При изучении новейшей тектоники
различных территорий всегда актуален вопрос о времени начала активизации тектонических движений в кайнозое. Исходя из анализа кайнозойских отложений Байкальского рифта, Алтае-Саянской горной области и Монголии (Логачев и др., 1964; Флоренсов, 1964; Мац и др., 1975; Олюнин, 1965; Рейснер, 1965; Девяткин, 1965; Масарский,
Рейснер, 1971; Аристархова и др., 1970; Селиванов, 1972; Вдовин, 1978; Девяткин,
1981), выделены основные этапы формирования новейших структур регионов — олигоцен-миоценовый и плиоцен-четвертичный.
Первому (олигоцен-миоценовому) этапу свойственны сравнительно небольшие
амплитуды поднятий: 400–600 м на хребтах и 200–300 м во впадинах (для территории,
примыкающей с запада к району исследований) и 150–200 м — для восточной части
района исследований.
11
Рис. 2. Схема суммарной деформации исходной мел-палеогеновой поверхности выравнивания
(1 — тектоизогипсы)
Рис. 3. Схема активных разломов
1–3 — разломы: 1 — региональные, 2 — локальные, 3 — предположительно активные.
Разломы: СТ — Саяно-Тувинский; Т — Таскыльский; БХ — Бийхемский; ОТ — Оттугтайгинский; АЗ — Азасский;
СХ — Серлигхемский; БС — Байсютский; ББ — Билинско-Бусийнгольский; ЭА — Эрзинско-Агардагский; ЗТ — Западно-Тайрисингольский; ВТ — Восточно-Тайрисингольский.
12
Второй этап неотектонических движений охватывает позднеплиоцен-четвертичное время и является наиболее активным. На этом этапе сформированы основные
орогидрографические единицы района. Поднятия были неравномерными и сложными,
в результате чего на востоке Тувы сформировались нагорья, высокогорные плато и
впадины. Мел-палеогеновая поверхность выравнивания была деформирована и поднята на различные гипсометрические уровни. Активно проявился вулканизм.
Для определения амплитуд вертикальных поднятий нами построена схема суммарной деформации исходной мел-палеогеновой поверхности выравнивания (рис. 2)
(Аржанников, 1998) с использованием методики Н.Г. Шубиной и Л.Б. Аристарховой
(1965). Её абсолютный уровень определён в 500 м. Это средняя величина между высотными отметками современного залегания кор выветривания мел-палеогенового
возраста для Алтае-Саянской горной области. Построение схемы базировалось на современной гипсометрии рельефа масштаба 1 : 100 000. В результате анализа схемы
суммарной деформации исходной мел-палеогеновой поверхности выравнивания (см.
рис. 2) выделены неотектонические структуры и активные разломы (рис. 3). В контексте настоящей статьи особый интерес для нас представляет Каахемский разлом.
Каахемский разлом, начинаясь в верховьях р. Беделиг (правый приток р. УлугХем), прослеживается в северо-восточном и близширотном направлениях, где по его
зоне фиксируется левостороннее смещение верховий рр. Беделиг, Ортаа-Xем, КуйлугXем, Эйлиг-Xем, Демир-Суг и Эжим с амплитудой до 3,5 км (рис. 4). Далее по простиранию разлом контролирует развитие южного борта Турано-Уюкской впадины, проходит по верховьям правых притоков рек Тапса и Дерзиг, где, по данным Г.А. Чудинова
(1959), представлен серией сближенных параллельных субширотных разрывов. По их
зонам наблюдается левостороннее смещение с амплитудой 1–2 км (Чудинов, 1959).
Затем, прослеживаясь по южному фасу хр. Донгул-Тайга, разлом в виде дуги уходит
на юго-восток в район бассейна р. Ужеп и распадается на серию сближенных субмеридиональных нарушений, где контролирует горстовую структуру хр. Ыдык. Южнее
разлом выражен тектонической долиной р. Улуг-Шивей.
Рис. 4. Каахемская разломная зона с элементами кинематики
Каахемский разлом наследует одноимённую, заложившуюся в кембрии, линейную межблоковую зону (Геология..., 1966). Движения по разлому на кайнозойском этапе активизации характеризуются, в основном, левосторонними сдвигами, иногда со
взбросовой составляющей. При изменении простирания разлома с широтного на северо-западное и далее к югу на меридиональное (в районе хр. Ыдык и Шивейской
депрессии) меняется и кинематика движений по нему. Так, по Шуйскому и БайбалыкШивейскому субпараллельным разрывам происходит клиновидное выдавливание и
смещение к северу тектонического блока хр. Ыдык. Левосторонние движения по
фрагменту разлома восток-северо-восточного простирания и правосторонние по
фрагменту север-северо-западного простирания характеризуют движение северовосточной части Центрально-Тувинской впадины в северо-восточном направлении
(см. рис. 4).
Каахемский разлом причленяется к Саяно-Тувинскому разлому в районе
г. Беделиг. Сдвиги и надвиги (Чернов, 1982) по последнему на этом участке затухают в
верховьях р. Чинге и вновь проявляются в 10 км юго-восточнее. Сдвиг по Каахемскому
13
разлому достаточно молодой, о чём свидетельствуют, как уже отмечалось выше,
смещённые молодые верховья рек (см. рис. 4). На продолжающуюся активность в голоцене этой части разлома указывает сейсмогравитационная структура Чинге (Зеленков, 1978) и тектоническая структура Тостык (Чернов, 1978). В районе Турано-Уюкской
впадины простирание разлома меняется на северо-восточное. Здесь разрыв имеет
достаточно сложное кулисообразное строение, а максимальная высота уступа Туранской впадины, достигает 1000 м. В районе пересечения разломом долины р. Бий-Хем
фиксируется 18-метровый уступ коренных пород, эродируемый рекой. Само по себе
существование коренного уступа поперёк долины свидетельствует об очень молодых
тектонических движениях.
Продолжаясь на восток, разлом приобретает широтное простирание. По геологическим данным (Чудинов, 1959) здесь выявляются сдвиговые дислокации с суммарной амплитудой в несколько километров, кайнозойский возраст которых определяется
по взаимоотношению различно ориентированных по простиранию разломов: субширотные разрывы смещают дизъюнктивы других направлений и контролируют основные морфоструктуры района.
При изменении простирания на субмеридиональное разлом распадается на серию сближенных субпараллельных разрывов (Шуйский и Байбалык-Шивейский), контролирующих развитие Ыдыкского горста (см. рис. 4). Блок хр. Ыдык в плане имеет
клиновидную форму, вытянутую в субмеридиональном направлении (IV на рис. 5).
В рельефе хребет выражен горстовой структурой с абсолютной отметкой 2124 м и относительным превышением 300–400 м.
Рис. 5. Схема тектонических деформаций в районе Байбалык-Шуйской петли р. Каа-Хем с приложением
геологического строения и 3D модели (на основе SRTM, версия 4, и материалов геологической съёмки
м-ба 1 : 50 000)
1 — гранитоиды; 2 — гнейсы, кристаллические сланцы; 3 — вулканогенно-осадочные; 4 — габбро; 5 — обвальная
масса; 6 — разломы: а — выявленные, б — скрытые под чехлом рыхлых образований; 7 — профили обвала; 8 — абсолютная гипсометрия рельефа. I — геологическая схема Байбалык-Шуйской петли; II — данные профилей, характеризующие залегания обвальной массы на левом и правом берегах р. Каа-Хем; III — топография и характер распространения обвальных масс в районе Байбалык-Шуйской петли; IV — 3D модель района хр. Ыдык, показывающая
высотное доминирующее положение (белая линия — изогипса 1800 м). Движение блока хр. Ыдык контролируется
Шуйским и Байбалык-Шивейским разломами.
14
С геолого-тектонических позиций район относится к области салаирской складчатости и представляет собой Каахемскую межблоковую зону (Геология..., 1966). Породы представлены в основном гранитоидами бреньского и таннуольского интрузивных комплексов.
Байбалык-Шивейский разлом в своей северной части выражен ущельеобразной
долиной р. Байбалык субмеридионального простирания. Сформированный по нему
уступ достигает 400 м. Шуйский разлом, ограничивающий с запада Ыдыкский горст,
состоит из серии пластин, выраженных в рельефе в виде уступов. Xарактер активности поднятий меняется по простиранию. Если вертикальные амплитуды поднятий
северного фланга хр. Ыдык составили 1500–1600 м, то на юге — не более 1100 м.
Особого внимания заслуживает аномальный структурный рисунок речной сети в
пределах хр. Ыдык. Участок долины р. Каа-Хем имеет здесь коленообразные изгибы
при пересечении зон разломов, ограничивающих хребет (см. I на рис. 5), что может
свидетельствовать о горизонтальных смещениях по разломам. Правостороннее смещение долины с амплитудой в 6 км по Байбалык-Шивейскому разлому подтверждается геологическими данными. Комплекс пород по зоне разлома разорван с амплитудой
правостороннего сдвига в 6 км (см. I на рис. 5).
Таким образом, горстовая структура хр. Ыдык имела тенденцию к движению не
только с вертикальной, но и с горизонтальной составляющей. Смещение блока на север по Байбалык-Шивейскому разлому происходило в условиях северо-восточного
сжатия, где областью компенсационного растяжения стал южный фланг хребта, отстающий в поднятии от северного. Выдавливание блока сопровождалось взбросами тектонических пластин по плоскостям Шуйского разлома.
СЕЙСМИЧНОСТЬ. Базовыми материалами для сейсмического районирования являются геолого-геофизические и сейсмостатистические данные. Сейсмостатистические
данные включают инструментально зарегистрированные, исторические (доинструментальные) и доисторические (палеосейсмогенные деформации) землетрясения.
Инструментальный период наблюдений на исследуемой территории ведёт отсчёт с 1913 г., когда сеть из трёх станций Иркутск, Ташкент, Екатеринбург позволяла
уверенно регистрировать землетрясения с М  5,0 (Кирнос и др., 1961). В целом же
весь этап инструментальных наблюдений можно расчленить на три периода: 1913–
1959 гг., 1960–1962 гг. и с 1963 г. по настоящее время.
За весь инструментальный период в зоне
субмеридионального отрезка Каахемского разТаблица 1. Параметры палеосейсмодислокаций и магнитуда, рассчитанная по L и D
лома зафиксирована серия эпицентров, где
наиболее сильным является землетрясение с
№
M
L, м
D, м
Название
К  11. Сейсмическое «облако» расположено в
п/п
15–20 км севернее Байбалык-Шуйской петли
1 Верхнетуранская
2,5
0,6
6,5
р. Каа-Хем и приурочено к зоне сочленения двух
2 Узун-Хем
3,2
3,0
7,0
ветвей разломов Каахемской зоны — Байбалык3 Устуку-Кара-Суг
2,0
1,0
6,5
Шивейского и Шуйского.
4 Кара-Холь
1,5
7,0
7,4
Исторические сведения о сильных земле2,0
4,5
6,4
5 Ат-Чолдуг (I)
2,0
2,5
6,4
6 Ат-Чолдуг (II)
трясениях для территории Тувы фактически от7 Кодура-Холь
24,0
–
7,1
сутствуют. Устные свидетельства в виде легенд
8 Байбальская
1,0
4,0
7,0
и преданий касаются лишь одного события, воз9 Тайрисингол
5,0
2,0
7,0
можно, связанного с землетрясением, — это ле10 Бусийнгольская
20,0
–
7,0
генда о Терехольской крепости, впоследствии
покинутой ввиду её затопления водами быстро Примечание. L — остаточная длина вскрывшегося разрыва; D — высота уступа;
сформировавшегося озера Тере-Холь (Маслов,
М — магнитуда.
1933).
В ходе сейсмогеологических исследований
в Юго-Восточной Туве были выделены и обследованы плейстосейстовые области
сильных палеоземлетрясений в зонах Оттугтайгинского (Вдовин, Зеленков, 1982; Аржанников, Зеленков,1995), Азасского (Аржанников, Смекалин, 1997), БилинскоБусийнгольского (Вдовин, 1978; Землетрясения..., 1985), Каахемского (Аржанников,
Аржанникова, 1994 а, б; Аржанников, Смекалин, 1997), Эрзинско-Агардагского и Тайрисингольского разломов (табл. 1).
15
В зоне Каахемского разлома на его меридиональном отрезке была исследована
сейсмогравитационная структура Байбальская (51,37 с. ш., 96,19 в. д.), расположенная в районе хр. Ыдык в 5-ти км западнее пос. Усть-Ужеп (см. I на рис. 5). Структура
2
представлена крупным (~ 1,5 км , с максимальной мощностью сорванных пород до
100 м и общим объёмом ~ 100 млн м3) сейсмогенным обвалом в левом борту р. КааХем (II и III на рис. 5). В плане сейсмогравитационная структура имеет форму неправильного эллипса, ориентированного по длинной оси в северо-западном направлении.
Её поверхность представлена валами и западинами диаметром 250 м и 100 м соответственно. Размер отдельных глыб — до 15 м в поперечнике. В профиле обвала
намечается нарастание мощности от уреза воды к левому борту (см. II на рис. 5).
Следовательно, энергия схода каменного материала была столь велика, что позволила не только полностью перекрыть долину, но и сформировать обратный уклон в сторону реки. Фрагмент обвала, расположенный в русле реки, до сих пор формирует подпор (Байбальский порог), следы которого сохранились в виде песчаных отложений
восьмиметровой террасы. Породы, слагающие обвальную массу, представлены гранитоидами. Стенки отрыва расположены в правом борту долины (см. III на рис. 5):
южная выражена циркообразной нишей в склоне длиной ~ 1 км; северная имеет форму треугольного закола шириной до 600 м. Мыс между ними разбит серией трещин
шириной до 30 м, глубиной 50–60 м при длине до 200 м. Наличие отчленённых, но не
сброшенных блоков создаёт угрозу формирования новых обвалов.
ОБОСНОВАНИЕ И ВЫДЕЛЕНИЕ ЗОН ВОЗ С РАЗЛИЧНОЙ ПОТЕНЦИАЛЬНОЙ СЕЙСМИЧНОСТЬЮ. Геолого-геофизические критерии сейсмичности. Основным итогом сейсмотектонических исследований является выделение и обоснование зон вероятных очагов землетрясений (ВОЗ) в зависимости от сейсмического потенциала структурных
элементов. Такая постановка задачи определяет привлечение всех имеющихся геолого-геофизических материалов, в процессе анализа которых выделяются две группы
критериев сейсмичности: общие и частные (Рейснер, 1980).
Для районов Байкало-Монгольской сейсмической зоны эти критерии достаточно
полно освещены в опубликованных работах (Сейсмическое районирование..., 1977;
Геология..., 1984; Землетрясения..., 1985; Сейсмотектоника..., 1993). К общим геологическим критериям сейсмичности относятся: возраст консолидации деформируемого
субстрата; степень активности протекания тектонического процесса на протяжении
новейшего этапа в пределах крупных геоблоков земной коры; периодичность сейсмического процесса; тип кайнозойского поля напряжений; вулканизм; гидротермальная
активность; уровень сейсмичности и сейсмическая активность (А10); длина разрыва
(L), при которой могут генерироваться землетрясения с определённой магнитудой
(Уломов, 1992); и кинематический тип разрыва (Сейсмотектоника..., 1993). К частным
геологическим критериям относятся: разноранговые разрывные нарушения, активизированные в кайнозое; скорости перемещения блоков по разломам и их градиенты;
вертикальные и горизонтальные амплитуды перемещений; пересечения разломов или
их узлы; межразломные перемычки.
Общие критерии сейсмичности. Район исследований охватывает центральную
часть Алтае-Саянской горной области, где в целом завершение консолидации коры
произошло в конце палеозоя и дальнейшее развитие протекало в условиях платформенного режима. Жёсткая консолидированная кора, состоящая из разных по плотности блоков, впаянных в общий субстрат, может накапливать достаточно много упругой энергии в отличие от молодых складчатых областей. Анализ магнитуд землетрясений (Рейснер, 1980) показал, что принадлежность активизированных территорий к
областям завершённой палеозойской складчатости является важнейшим геологическим критерием сейсмичности, где деформируемый субстрат может рождать землетрясения с М  8 (Тянь-Шань, Северо-Западная Монголия).
При анализе новейшей структуры и степени её унаследованности от докайнозойской были отмечены некоторые закономерности стабильного развития отдельных
областей. Основные активизированные в кайнозое разрывные нарушения наследуют
линейные межблоковые зоны, характеризующиеся большой подвижностью, а исключительная приуроченность к ним гипербазитов свидетельствует о связи этих зон с
глубинными разломами (Геология..., 1966).
16
Докайнозойская изометрично-блоковая тектоническая структура, ограниченная
линейными межблоковыми зонами (Геология..., 1966), предопределила местоположение областей деформаций земной коры в позднекайнозойское время. Близгоризонтальное сжатие север-северо-восточного направления (Жалковский и др., 1995) при
существующей ориентации разломов обеспечило всё многообразие новейших структур, когда первоначальное общее поднятие Восточно-Тувинского нагорья сменилось
формированием локальных горстовых, грабенообразных и рампообразных структур.
В таком поле напряжений активизировались разломы двух систем — субширотносеверо-восточной и субмеридиональной ориентировки. Движения по зонам субширотных и северо-восточных разломов носили взбросо-сдвиговый и сдвиговый характер,
по субмеридиональным — взбросовый и сдвиговый.
Одним из основных частных критериев сейсмичности является активный в кайнозое разлом. На территории исследований выделены два ранга разломов, ответственных за формирование очагов землетрясений: региональный и локальный. Основная часть региональных разломов наследует древний структурный план и развивается
в мегарегиональном поле сжимающих напряжений, на фоне которого развиваются локальные поля растягивающих напряжений. Основными типами движений по ним были
взбросо-сдвиги и сдвиги с левосторонней компонентой, иногда по оперяющим разломам трансформирующиеся во взбросы и сбросы.
Немаловажную роль при формировании очага землетрясения играют параметры
разлома. Существует определённая зависимость глубины проникновения разлома от
его длины (Саньков, 1989). Зная глубину очагов землетрясений, можно дифференцировать разломы по степени ответственности за их формирование. Исходя из работы
В.А. Санькова (1989) и обращаясь к длинам активных разломов Восточно-Тувинского
нагорья, можно говорить о представительности всех региональных и части локальных
разломов района, так как глубина их проникновения достаточна и соотносится с глубинами очагов сильных землетрясений, где последние составляют h  15 км (Цибульчик, 1966). Неоднократно отмечалось, что существует определённая взаимосвязь
между длинами разломов и магнитудами землетрясений (Шебалин, 1971; Губин, 1987;
Уломов, 1992).
Для Восточно-Тувинского нагорья характерны два вида сочленения разломов —
торцовое и кулисообразное. Для торцового типичен более простой разломный рисунок. Кулисообразное строение предполагает дислокационный узел в виде системы
нарушений, посредством которых происходит прорастание и объединение окончаний
разломов в виде магистрального шва.
Для выделения активных сейсмогенерирующих структур большое значение имеют скорость и амплитуда перемещений крыльев по разлому. Чем больше скорость,
тем больше вероятность формирования очага землетрясения в единицу времени.
Сейсмогеологические исследования в Западной и Северной Монголии (Землетрясения..., 1985; Сейсмотектоника..., 1993; Глубинное строение..., 1995) показали высокий
уровень и современной, и древней сейсмичности. Для левосторонних сдвигов, при
повторяемости сильных землетрясений раз в 600 лет (Трифонов, 1983), значения скорости перемещений достигают 8–10 мм / год. Если рассмотреть амплитуды движений
по разломам в районах Восточно-Тувинских впадин за плейстоцен-голоценовое время, то максимальные скорости будут равны скоростям перемещений по разломам в
Монголии, что позволяет рассматривать эти области как высокосейсмичные и выделять сейсмические зоны с энергетическим потенциалом вплоть до М  7,5.
Ещё одним критерием, позволяющим количественно оценить сейсмический потенциал структурных элементов, является градиент скорости неотектонических движений. При наличии близко расположенных участков, испытывающих относительно
разнонаправленные движения, на их границе происходит накопление напряжений.
Чем выше скорость перемещений, тем быстрее происходит накопление и разрядка
напряжений в виде сейсмических толчков. Это положение верно при отсутствии криповых движений.
Рассчитанные градиенты для Восточно-Тувинского нагорья сильно осредняются
временем неотектонического этапа. Это продиктовано тем, что дифференцировать по
возрасту различные уступы (исключая впадины) для Восточно-Тувинского нагорья
практически невозможно. С другой стороны, зная возраст уступов во впадинах и
17
значения их градиентов, можно экстраполировать возраст этих уступов на уступы с
аналогичным градиентом, тем самым решая вопрос о скорости поднятий. В одной из
последних обобщающих работ (Гзовский, 1975) проводится корреляция между величинами градиентов скоростей вертикальных неотектонических движений и ожидаемой
силой землетрясений для районов с различным режимом тектонических движений и
различной историей геологического развития. Для значений градиента скорости вер-8
-8
-1
тикальных движений от 0,110 до 110 год в районах эпиплатформенного орогенеза характерна интенсивность сотрясения от 7 до 10 баллов (Гзовский, 1975) или
М  5,5–7,5.
Для территории исследований выделяются три типа дизъюнктивных структур,
отвечающих за формирование очагов сильных землетрясений. Два имеют линейный
характер, третий — площадной. Первый тип определяет контроль между контрастно
выраженными в рельефе структурами (в основном хребет – впадина), второй — не
несёт морфоконтролирующей нагрузки и развивается в сдвиговом поле, третий —
представляет площадную зону — зону сочленения кулисообразно построенных разломов.
Главным критерием в определении сейсмической опасности территорий является само землетрясение. Выделяются палео-, исторические и инструментально зарегистрированные землетрясения. В совокупности они дают информацию о сейсмичности за период в 10–11 тыс. л. Палеоземлетрясение или палеосейсмогенная структура — это совокупность тектонических деформаций рельефа. Они, прежде всего, точно
привязаны к плейстосейстовой области конкретного сейсмического события. Выделение и изучение палеосейсмогенных структур позволяет определить несколько параметров, таких как магнитуда, размер очага, кинематика подвижки, поле напряжений, в
котором формировалась структура. Наиболее значимым параметром является магнитуда, которая позволяет напрямую выходить на оценку сейсмического потенциала
структурного элемента.
Подводя итог рассмотрению частных и общих критериев сейсмичности, необходимо отметить, что из всего многообразия приведённых выше прогностических признаков главными являются активный в кайнозое разлом и землетрясение (табл. 2).
Таблица 2. Геолого-геофизические критерии сейсмичности
Максим. магнитуда (Мmax)
Градиент
скорости верт.
по стат.
движений,
принята
данным ПСС
гор.
(10-8год -1)
3,0
0,5–1,0
Уттуг-Дуруг, Чинге 7,5
М = 7,5
М=7,1
Длина
разлома
L, (км)
Кинематика
Каахемский (1)
70 (280)
М = 7,5
взброс
сдвиг
1,0
Каахемский (2)
130 (280)
М = 7,5
175
М = 7,0
сдвиг
взброс
взброс
сдвиг
0,8
1–2
0,2
0,2
6,0?
–
Разлом
Каахемский (3)
H, км
верт.
0,5–1,0
М = 7,5
0,5–1,0
М = 7,5
–
7,5
Байбальская
М=7,0
7,0
Примечание. L — длина исследованного участка разлома (в скобках — общая длина разлома);
H — амплитуда смещения (верт. — по вертикали, гор. — по горизонтали); М — магнитуда.
Схема сейсмотектоники и зоны вероятных очагов землетрясений (ВОЗ). Приведённые выше геолого-геофизические данные о геологическом строении, новейшей
тектонике, неотектонической структуре и сейсмичности стали основой для построения
карты сейсмотектоники Восточно-Тувинского нагорья (рис. 6).
На сейсмотектонической карте графически отображены результаты комплексного анализа структурно-геоморфологических, сейсмологических и сейсмогеологических
данных. В ходе изучения древней и новейшей структуры, а также сейсмичности основной задачей было выделение сейсмогенерирующих структур и оценка их сейсмического потенциала. Построенная на основе имеющегося геолого-геофизического материала карта сейсмотектоники отражает качественную, а в магнитудной оценке — и
количественную базу в прогнозе землетрясений по месту и силе и является основой
для сейсмического районирования территории.
18
Рис. 6. Схема сейсмотектоники Восточно-Тувинского нагорья
1–3 — разломы: 1 — региональные, контролирующие новейшие структуры первого порядка, 2 — региональные и локальные, контролирующие новейшие структуры второго порядка, 3 — предположительно активные; 4–10 — новейшие
положительные структуры: 4 — сводовое поднятие, 5 — блоковое поднятие, 6 — глыбовое поднятие, 7 — вовлечённая в поднятие краевая часть впадины, 8 — горстовое поднятие, 9 — сводово-блоковое поднятие, 10 — высокогорные
плато; 11–13 — новейшие отрицательные структуры: 11 — отрицательные структуры первого порядка, 12, 13 — отрицательные структуры второго порядка, заложившиеся в неогене (12), и плейстоцене (13); 14 — название разломов;
15–19 — эпицентры сильных землетрясений: 15 — с М  6,5; 16 — с М  6,0–6,4; 17 — с М  5,5–5,9; 18 — с М  5,0–
5,4; 19 — c М  4,5–4,9; 20–22 — сейсмотектонические структуры: 20 — c М  6,5, 21 — с М  6,6–7,0, 22 — с М  7,0;
23 — сейсмогравитационные структуры; 24 — эпицентры тувинских землетрясений 27.12.2011 и 26.02.2012 гг.
Разломы: СТ — Саяно-Тувинский; Т — Таскыльский; ОТ — Оттугтайгинский; АЗ — Азасский; КХ — Каахемский; ББ —
Билинско-Бусийнгольский; ЭА — Эрзинско-Агардагский; ТС — Тайрисингольский.
Сейсмотектонические структуры: 1 — Верхнетуранская; 2 — Узун-Хем; 3 — Устуку-Кара-Суг; 4–6 — Карахольские дислокации; 7, 8 — дислокации Ат-Чолдуг; 9 — Кодура-Холь; 10 — Бусийнгольская; 11 — Байбальская; 12 — Тайрисингольская.
Сейсмогравитационные структуры: I — Байбальская; II — Билинская; III — Усть-Бусийнгольская; IV — Каахемская.
Основными элементами сейсмотектоники являются положительные и отрицательные новейшие структуры и активные в кайнозое разломы. Восточно-Тувинское
нагорье на протяжении новейшего этапа претерпело общее воздымание, которое в
конце среднего – позднем плейстоцене сменилось на блоковое, а максимально активные движения привели к заложению впадин типа рампа и грабена. Структуры первого
порядка, такие как нагорья Сангилен, Каахемское и Шишхидское, по своей внутренней
структуре менее дифференцированы и, наоборот, наиболее контрастные движения
приурочены к границам структур, по которым в большинстве случаев распространены
отрицательные структуры второго порядка, характеризующиеся сейсмичностью, высокими значениями скоростей и большими амплитудами поднятий. Эти границы контролируют активные в кайнозое разломы.
В результате анализа схемы сейсмотектоники с рассмотрением общих и частных
геологических критериев сейсмичности была создана общая нисходящая шкала структурно-неотектонических признаков, основным из которых при выделении структурного
элемента, способного генерировать землетрясение, стал активизированный в кайнозое разлом.
19
РИС. 7. Фрагмент карты зон ВОЗ Восточной Сибири и Монголии
(Хромовских и др., 1996; Леви и др., 1996; Аржанников, 1998)
1, 2 — площадные зоны ВОЗ: 1 — с М  7,1–7,5 и 2 — с М6,6–7,0; 3 — линейные зоны ВОЗ с М6,1–
6,5; 4 — название зоны ВОЗ; 5 — эпицентры тувинских землетрясений 27.12.2011 и 26.02.2012 г.
Зоны ВОЗ: СТ — Саяно-Тувинская; Т — Таскыльская; ОТ — Оттугтайгинская; АЗ — Азасская; КХ I — Каахемская I; КХ II — Каахемская II; КХ III — Каахемская III; ШР — Шорлыковская; СХ — Серлигхемская;
БС — Байсютская; ББ — Билинско-Бусийнгольская; ЭА I — Эрзинско-Агардагская I; ЭА II — ЭрзинскоАгардагская II; ЭА III — Эрзинско-Агардагская III; ТР — Тайрисингольская; ВТ — ВосточноТаннуольская.
Построение карты зон ВОЗ (рис. 7) — это один из главных этапов в сейсмотектонических исследованиях. Создание такой карты основывается на геолого-геофизических данных, таких как каталог сильных землетрясений по инструментальным
данным и каталог палеоземлетрясений (табл. 3; см. табл. 1), структурно-неотектонические элементы (частные критерии сейсмичности), общие геологические критерии
сейсмичности.
Построение карты основано на методике, успешно применяемой для областей с
недостаточным объёмом макросейсмических и сейсмостатистических данных и достаточно полно описанной (Живая тектоника..., 1966; Сейсмотектоника...,1968; Сейсмическое районирование..., 1977; Хромовских и др., 1996). Комплексное использование
палеосейсмогеологического (Солоненко, 1977) и сейсмотектонического методов (Губин, 1950, 1987) с привлечением макросейсмических, сейсмологических и геофизических данных при оценке потенциальной сейсмичности и сейсмического районирования
территорий показало их состоятельность в качестве прогнозных методов.
Построение карты зон ВОЗ основывается на материале, полученном в ходе
сейсмогеологических исследований на территории Восточно-Тувинского нагорья с
привлечением данных об очаговых зонах по региональным исследованиям (Хромовских и др., 1996). Схема построения карты заключается в следующем. Основным сейсмогенерирующим структурным элементом является активный в кайнозое разлом, а
приуроченная к нему зона ВОЗ отражает максимально приближенные размеры очаговой зоны разных магнитуд. Границы зон ВОЗ (см. рис. 7) будут точками отсчёта затухания интенсивности сотрясений. Зона разлома является медианной линией в будущей зоне ВОЗ. Сейсмический потенциал разломной зоны определяется по комплексу
общих и частных геологических критериев сейсмичности.
20
Размеры зоны ВОЗ определяются по таблице 4, значения которой должны соотноситься со значениями сейсмического потенциала
разлома. Далее производится экстраполяция
установленной
для
фрагмента разлома максимальной
магнитуды (Mmax) на всю его длину
при соблюдении принципа единства
структурного развития в кайнозое и
сходства иных геолого-геофизических параметров в его зоне. При
отсутствии
сейсмостатистических
данных, свидетельствующих о сейсмическом потенциале отдельных
структурных элементов, ведущая
роль отводится экстраполяции известных по сейсмическим событиям
очаговых зон на районы, не имеющих таковых (Губин, 1950, 1987).
ДИСКУССИЯ. В связи с непродол-
Таблица 3. Сильные землетрясения (М  4,5) ВосточноТувинского нагорья (Жалковский, Мучная, 1975;
Новый каталог...,1977; Каталог..., 1992 а, б)
№
п/п
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
Дата
год
1926
1938
1939
1946
1950
1952
1955
1957
1960
1962
1966
1966
1969
1970
1972
1972
1972
1972
1972
1974
1976
1976
1978
1978
1978
1979
1979
1980
1981
1982
1983
1984
1984
1987
1991
мес. число час.
03
24
11
02
21
13
05
19
18
07
13
11
02
06
04
04
17
09
06
20
05
08
20
22
07
20
05
08
19
18
05
10
21
07
03
08
10
30
12
05
01
22
02
26
23
05
27
11
08
31
14
09
28
12
09
29
06
11
29
21
04
01
04
06
17
08
08
03
06
08
09
10
08
31
21
01
29
06
02
01
22
09
23
05
08
16
17
05
21
15
11
20
19
01
20
01
11
24
05
09
16
17
12
27
09
Координаты
эпицентра, град.
мин. с. ш.
в. д.
07
50,00 97,00
49
52,00 93,50
51
52,30 98,60
23
50,70 96,80
28
51,30 99,00
22
52,60 97,00
10
52,00 99,00
32
51,00 96,50
16
52,00 98,00
14
52,30 98,40
04
51,70 98,92
20
51,72 98,88
17
52,57 95,47
00
51,49 93,27
31
50,55 96,83
22
51,37 98,05
03
52,50 95,20
04
52,00 96,43
21
52,38 95,33
05
51,99 98,67
31
51,15 97,97
42
51,10 98,00
07
52,30 96,90
17
53,32 96,87
05
50,93 98,53
27
52,47 97,92
48
52,50 98,00
02
52,21 97,14
54
50,55 96,83
19
51,77 94,34
40
51,31 98,38
33
50,54 96,49
49
52,54 98,36
57
52,05 96,03
09
51,12 98,15
М
5,9
5,4
6,0
4,5
5,6
5,0
4,5
5,3
4,5
4,5
5,5
4,5
4,7
4,5
5,7
4,5
5,5
4,5
4,6
5,2
5,5
4,5
5,8
5,0
4,5
5,0
4,5
5,0
5,5
4,5
4,5
5,0
5,0
4,6
6,5
жительностью инструментального
периода наблюдений исторически
сильных событий на этой территории не зафиксировано. Поэтому
сейсмический потенциал структурных элементов Восточно-Тувинского нагорья определялся по совокупности геолого-геофизических, сейсмотектонических и сейсмогеологических данных. Эпицентры землетрясений конца 2011-го (Еманов и
др., 2012) и начала 2012-го годов в
Восточной Туве расположены в
пределах зоны ВОЗ Каахемская III
с сейсмическим потенциалом 6,6–
7,0 (Хромовских и др., 1996; Аржанников, 1998), которая ассоциируется с разломами северо-западного
простирания взбросовой и правосдвиговой кинематики Шуйским и Байбалык-Шивейским.
Землетрясения 27.12.2011 и 26.02.2012 гг. вызвали панику среди местного населения и привели к повреждению зданий и сооружений в близлежащих посёлках Сарыг-Сеп, Бояровка, Бай-Хаак, Тоора-Хем, а также в Туране и Кызыле. По данным МЧС
России, подземные толчки ощущались ещё в 7-ми российских регионах на расстоянии
свыше тысячи километров от эпицентра. Интенсивность сотрясения в эпицентре
(табл. 5) составила 8 баллов (Еманов и др., 2012).
События сопровождались большим количеством афтершоков, где наиболее мощные толчки с магнитудой MW  5,2 (USGS) или Mb  5,3 и 5,4 (ГС РАН) произошли после
землетрясения 26.02.12 в 1107 и в 1159 час. по Гринвичу.
Механизмы очагов главных толчков этих землетрясений по данным Международной Сейсмологической сети USGS и Global CMT Catalog имеют небольшие различия.
Для первого события (27.12.2011) по данным USGS (рис. 8 А): характеристика нодальных плоскостей: NP1: Strike (простирание)  256, Dip (падение)  89, Slip (направление смещения)  (-2); NP2: Strike  346, Dip  88, Slip  (-179); ориентация главных
осей напряжений, под действием которых происходит подвижка: T (ось растяжения) —
301, 1; P (ось сжатия) — 211, 3 и промежуточная ось N — 44, 87.
21
Таблица 4. Параметры приповерхностных частей очаговых зон сильных
землетрясений (по материалам о сильных землетрясениях БРЗ, Монголии, Ср. Азии
и Китая — Хромовских и др.,1996)
№
п/п
1
2
М (I, балл)
L, км
2 r, км
8,0–8,7 (11–12)
7,6–7,9 (10)
3
7,1–7,5 (10)
4
6,6–7,0 (9–10)
5
6,1–6,5 (9)
180–370
116–200
30–70
50–60
16–50
20–25
7–18
50
6
5,6–6,0 (8)
4
35
25
12–20
12
6–12
7
4–7
12
4–5
0,5
Регион, где могут использоваться
данные табл.
Монголия
Монголия,
Саяны, БРЗ
Монголия,
Саяны, БРЗ
Монголия,
Саяны, БРЗ
Монголия,
Саяны, БРЗ
Монголия, Саяны, БРЗ
Примечание. М — магнитуда; I — интенсивность (приведена для перевода значений
шкалы градиентов М.В. Гзовского (1975, с. 296) в магнитуду); L — протяжённость верхней части очага; 2 r — поперечный размер очага.
Таблица 5. Параметры землетрясений Тувинское–I и Тувинское–II
Дата
27.12.2011
(Тувинское–
I)
26.02.2012
(Тувинское–
II)
Геогр. коорд., град.
с. ш.
в. д.
51,839
95,921
51,84
96,01
51,83
95,83
51,82
95,93
51,731
95,921
51,76
96,06
51,72
95,7
Глуб. гипоцентра, км
15,0
15,8
10,0
17,0
11,7
19,4
10,0
M
MW  6,6
MW  6,7
MS  6,7
ML  6,7
MW  6,7
MW  6,6
MS  6,8
Источник информации
USGS (http://earthquake.usgs.gov/earthquakes)
Global CMT Catalog (http://www.globalcmt.org)
ГС РАН (http://www.ceme.gsras.ru)
Еманов и др., 2012
USGS (http://earthquake.usgs.gov/earthquakes)
Global CMT Catalog (http://www.globalcmt.org)
ГС РАН (http://www.ceme.gsras.ru)
Примечание. MW — магнитуда по Канамори; MS — магнитуда поверхностных волн.
ML — десятичный логарифм перемещения (в микрометрах) иглы стандартного сейсмографа Вуда-Андерсона, расположенного на расстоянии не > 600 км от эпицентра: ML = + f, где f — корректирующая функция, вычисляемая по таблице в зависимости от расстояния до эпицентра; энергия землетрясения примерно пропорциональна A 3 / 2, т. е. увеличение магнитуды на 1,0 соответствует увеличению амплитуды колебаний в 10 раз,
энергии — примерно в 32 раза.
Рис. 8. Фокальные механизмы
землетрясения 27.12.2011 г.
(по данным: А—USGS; Б — Global CMT)
Рис. 9. Фокальные механизмы
землетрясения 26.02.2012 г.
(по данным: А— USGS; Б — Global CMT)
При таких параметрах механизм смещения представляет собой чистый сдвиг:
левосторонний по нодальной плоскости NP1 и правосторонний по нодальной плоскости NP2. По данным Global CMT (см. рис. 8 Б) характеристика нодальных плоскостей:
NP1 — Strike  76, Dip  88, Slip  23; NP2 — Strike  345, Dip  67, Slip  177; ориентация главных осей: T — 303, 18; P: 208, 14 и промежуточная ось N: 82, 67. Эти
параметры также свидетельствуют о сдвиге по обеим плоскостям, в данном случае —
с небольшой взбросовой составляющей.
Для второго события (26.02.2012) по данным USGS (рис. 9 А): характеристика нодальных плоскостей: NP1 — Strike  267, Dip  66, Slip  28; NP2 — Strike  165,
22
Dip  65, Slip  153; ориентация главных осей напряжений: T — 126, 36; P — 36,
1 и N — 305, 54. Данные параметры характеризуют левостороннее взбрососдвиговое смещение по нодальной плоскости NP1 и правостороннее взбрососдвиговое смещение по плоскости NP2. По данным Global CMT (см. рис. 9 Б): характеристика нодальных плоскостей: NP1 — Strike  288, Dip  45, Slip  62; NP2 —
Strike  145, Dip  52, Slip  115; ориентация главных осей напряжений: T — 118, 70;
P — 218, 4 и N — 309, 19. Эти параметры свидетельствуют о преобладающей
взбросовой подвижке с небольшой левосторонней компонентой по ND1 и правосторонней по ND2.
Таким образом, два разных решения фокальных механизмов обоих землетрясений указывают на разрывообразование в поле северо-восточного сжатия при северозападном растяжении. При этом ось сжатия во всех случаях пологонаклонная, тогда
как ось растяжения варьирует от пологой для сдвиговых решений до почти вертикальной для механизма с преобладающей взбросовой кинематикой. Это поле напряжений
полностью соответствует определяемому по сейсмотектоническим параметрам деформационному режиму северо-восточного субгоризонтального сжатия.
Выбор из двух плоскостей той, которая является проекцией разлома, в данном
случае представляется возможным. С учётом погрешности определения координат
гипоцентров, оба сейсмических события приурочены к зоне Байбалык-Шивейского
разлома север-северо-западного простирания, кинематика которого по данным сейсмотектонических исследований определяется как правосторонний взбросо-сдвиг (см.
выше). Совпадение простирания нодальных плоскостей NP2 для обоих механизмов в
обоих решениях с простиранием разлома, а также с его кинематикой позволяет характеризовать именно эту зону разлома как ответственную за произошедшие сейсмические события.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ. Проведённый комплекс сейсмотектонических исследований части территории Восточно-Тувинского нагорья ориентирован на выяснение условий формирования очагов землетрясений. Выявление зависимости проявления сейсмичности от
геологической среды позволило выделить и обосновать зоны вероятных очагов землетрясений с присущим им сейсмическим потенциалом.
При рассмотрении истории геологического развития отмечено, что основные тектонические структуры, сформировавшиеся в докайнозойское время, в большой мере
предопределили развитие новейших движений. Особенную роль при этом играли линейные межблоковые зоны глубинного заложения, повлиявшие на ориентацию разломной сетки региона.
По сейсмогеологическим данным для территории исследований выделено основное поле напряжений, характеризующееся субгоризонтальным сжатием северовосточного направления. В этом поле напряжений развитие в основном получили разломы северо-восточной и субширотной ориентировки с преобладающей левосторонней кинематикой. Левосторонние перемещения по субширотным разломам привели к
формированию горстовых и грабенообразных структур по оперяющим северозападным разрывам.
На базе комплексного анализа геолого-геофизических и сейсмостатистических
данных на территорию Восточно-Тувинского нагорья составлена схема зон ВОЗ. Отражённая на этих картах информация говорит о высоком сейсмическом потенциале,
что подтверждают два сильных тувинских землетрясения (27.12.2011 и 26.02.2012 г.).
Геодинамическая обстановка формирования очагов этих землетрясений обусловливает разрывообразование в поле северо-восточного сжатия, что полностью соответствует определяемому по сейсмотектоническим параметрам деформационному режиму территории. Оба сейсмических события приурочены к зоне Байбалык-Шивейского
разлома север-северо-западного простирания (зона ВОЗ Каахемская III), кинематика которого по данным сейсмотектонических исследований определяется как правосторонний взбросо-сдвиг. Совпадение простирания нодальных плоскостей NP2 для обоих механизмов с простиранием разлома, а также с его кинематикой позволяет характеризовать именно эту зону разлома как ответственную за данные сейсмические события.
В целом, представленные результаты свидетельствуют об активном протекании
тектонического процесса позднего кайнозоя в пределах Восточно-Тувинского нагорья.
23
Следствием этого стало формирование новейшей структуры района, где продолжающиеся блоковые движения по разломам генерируют сильные землетрясения. Представленные в статье исследования по уточнению сейсмического потенциала старых
зон ВОЗ и выделению новых показали свою актуальность в свете последних сейсмических событий в Восточной Туве.
ЛИТЕРАТУРА
Аржанников С.Г., Аржанникова А.В. Морфоструктурные особенности территории юго-восточной Тувы в
связи с оценкой ее сейсмической опасности // Сейсмический риск и сейсмическое районирование:
Тез. докл. Иркутск, 1994 а. С. 70–71.
Аржанников С.Г., Аржанникова А.В. Голоценовая активизация тектонических движений в хр. Ыдык (Вост.
Тува) // Всерос. совещ. по изучению четвертичного периода: Тез. докл. М., 1994 б. С. 15.
Аржанников С.Г., Зеленков П.Я. Сильные палеоземлетрясения хребта Академика Обручева (Восточная
Тува) // Сейсмичность и сейсмическое районирование Северной Евразии. М., 1995. Вып. 2–3.
С. 323–330.
Аржанников С.Г., Смекалин О.П. Палеосейсмогенные деформации в зоне Оттугтайгино-Азасского разлома (Вост. Тува) // Строение литосферы и геодинамика: Материалы XVII молодежн. науч. конф. Иркутск, 1997. С. 37–38.
Аржанников С.Г. Сейсмотектоника Восточно-Тувинского нагорья: Автореф. дис. … канд. геол.-мин. наук.
Иркутск, 1998. 17 с.
Аристархова Л.Б., Полканова Л.П., Шубина Н.Г. Карты морфоизогипс // Применение геоморфологических
методов в структурно-геологических исследованиях. М.: Недра, 1970. С. 89–92.
Вдовин В.В. Следы землетрясений в Билино-Бусийнгольской впадине Восточной Тувы // Сейсмогеология
восточной части Алтае-Саянской горной области. Новосибирск: Наука, 1978. С. 68–72.
Вдовин В.В., Зеленков П.Я. Сейсмогенные формы рельефа Тувы и Западного Саяна // Закономерности
развития рельефа Северной Азии. Новосибирск: Наука, 1982. С. 99–106.
Геология СССР. Том XXIX. Тувинская АССР. Часть I. М.: Недра, 1966. 459 с.
Геология и сейсмичность зоны БАМ. Глубинное строение. Новосибирск: Наука, 1984. 173 с.
Гзовский М.В. Основы тектонофизики. М.: Наука, 1975. 536 с.
Глубинное строение и геодинамика Монголо-Сибирского региона. Новосибирск, 1995. 184 с.
Губин И.Е. Сейсмотектонический метод сейсмического районирования. М., Л.: Изд-во АН СССР, 1950. 63 с.
Губин И.Е. Сейсмогенные тектонические процессы // Современная тектоническая активность Земли и
сейсмичность. М.: Наука, 1987. С. 5–21.
Девяткин Е.В. Кайнозойские отложения и неотектоника юго-восточного Алтая. М.: Наука, 1965. С. 241.
Девяткин Е.В. Кайнозой внутренней Азии. М.: Наука, 1981. 196 с.
Еманов А.Ф., Еманов А.А., Лескова Е.В., Селезнев В.С., Филина А.Г. Тувинское землетрясение 27.12.2011 г.,
ML=6,7 и его афтершоки // Вестн. ОНЗ РАН: Электрон. науч.-инф. журн. (NZ 2002.
doi: 10.2205/2012NZ000112). 2012. № 4. Режим доступа: http://onznews.wdcb.ru/publications/v04
/2012NZ000112/2012NZ000112.pdf, свободный.
Жалковский Н.Д., Кучай О.А., Мучная В.И. Сейсмичность и некоторые характеристики напряженного состояния земной коры Алтае-Саянской области // Геология и геофизика. 1995. Т. 36. № 10. С. 20–30.
Жалковский Н.Д., Мучная В.И. Каталог сильных землетрясений Алтае-Саянской области // Сейсмичность
Алтае-Саянской области. Новосибирск, 1975. С. 15–27.
Живая тектоника, вулканы и сейсмичность Станового нагорья. М.: Наука, 1966. 230 с.
Зеленков П.Я. Сейсмогенные деформации земной поверхности Западного Саяна // Сейсмогеология Восточной части Алтае-Саянской горной области. Новосибирск: Наука, 1978. С. 28–41.
Землетрясения и основы сейсмического районирования Монголии. М.: Наука, 1985. 224 с.
Каталог землетрясений Монголо-Сибирского региона 1963–1969 гг. Ч. 1. 1963–1966. Новосибирск,
1992 а. 174 с.
Каталог землетрясений Монголо-Сибирского региона 1963–1969 гг. Ч. 2. 1967–1969. Новосибирск,
1992 б. 239 с.
Кирнос Д.П., Харин Д.А., Шебалин Н.В. История развития инструментальных сейсмических наблюдений в
СССР // Землетрясения в СССР. М.: Изд-во АН СССР, 1961. С. 9–66.
Логачев Н.А., Ломоносова Т.К., Климанова В.М. Кайнозойские отложения Иркутского амфитеатра. М.:
Наука, 1964. 195 с.
24
Масарский С.И., Рейснер Г.И. Новейшие тектонические движения и сейсмичность Западного Саяна и Западной Тувы. М.: Наука, 1971. 155 с.
Маслов П.М. Конец Урянхая. ОГИЗ Молодая гвардия, 1933. 143 с.
Мац В.Д., Галкин В.И., Мизандронцев И.Б. Песчаная свита и возраст байкальской впадины // Проблемы
рифтогенеза. Иркутск, 1975. С. 45–46.
Новый каталог сильных землетрясений на территории СССР. М.: Наука, 1977. 536 с.
Олюнин В.Н. Неотектоника и оледенение Восточного Саяна. М.: Наука, 1965. 127 с.
Петрушевский Б.А. Значение геологических явлений при сейсмическом районировании. М.: Изд-во АН
СССР, 1955. 60 с.
Петрушевский Б.А. О связи между землетрясениями максимальной силы и геологической обстановкой
// Бюл. совещ. по сейсмологии. 1960 а. № 8. С. 28–35.
Петрушевский Б.А. К сейсмогеологической характеристике горных сооружений Южной Сибири и Северной Монголии // Бюл. совещ. по сейсмологии. 1960 б. № 10. С. 108–120.
Рейснер Г.И. Поверхности выравнивания и древний рельеф Западной Тувы // Изв. АН СССР. Сер. геогр.
1965. С. 90–97.
Рейснер Г.И. Геологические методы оценки сейсмической опасности. М.: Недра, 1980. 176 с.
Саньков В.А. Глубины проникновения разломов. Новосибирск: Наука, 1989. 136 с.
Сейсмическое районирование Восточной Сибири и его геолого-геофизические основы. Новосибирск:
Наука, 1977. 303 с.
Сейсмотектоника и сейсмичность рифтовой системы Прибайкалья. М.: Наука, 1968. 219 с.
Сейсмотектоника и сейсмичность Прихубсугулья. Новосибирск: Наука, 1993. 182 с.
Селиванов Е.И. Неотектоника и геоморфология Монгольской Народной Республики. М.: Недра, 1972. 293 с.
Солоненко В.П. Определение эпицентральных зон землетрясений по геологическим признакам // Изв. АН
СССР. Сер. геол. 1962. № 11. С. 58–74.
Солоненко В.П. Сейсмогенные деформации и палеосейсмогеологический метод // Сейсмичность и сейсмогеология Восточной Сибири. М.: Наука, 1977. С. 83–131.
Трифонов В.Г. Позднечетвертичный тектогенез. М.: Наука, 1983. 243 c.
Уломов В.И. Глобальная упорядоченность сейсмогеодинамических структур и некоторые аспекты сейсмического районирования и долгосрочного прогноза землетрясений // Сейсмичность и сейсмическое районирование Северной Евразии. М.: 1992. Вып. I. С. 24–44.
Флоренсов Н.А. Отражение молодых движений земной коры в рельефе Восточно-Сибирских нагорий
// Материалы 2-го геоморфол. совещ. М., 1959. 20 с.
Флоренсов Н.А. Структура и геологическая история впадин байкальского типа // Деформация пород и
тектоника. МГК. XXII сессия: Докл. совещ. по геол. проблемам. М.: Наука, 1964. Т. IV. С. 252–262.
Хромовских В.С., Николаев В.В., Демьянович М.Г., Чипизубов А.В., Семенов Р.М., Серебренников С.П.,
Аржанников С.Г., Смекалин О.П., Дельянский Е.А. О новой карте сейсмического районирования
территории Северной Евразии // Геофизические исследования в Восточной Сибири на рубеже
XXI века. Новосибирск, 1996. С. 94–99.
Цибульчик И.Д. О глубинах очагов землетрясений Алтае-Саянской области // Геология и геофизика. 1966.
№ 5. С. 170–172.
Чернов Г.А. К изучению сейсмогеологии и неотектоники Алтае-Саянской области // Сейсмогеология Восточной части Алтае-Саянской горной области. Новосибирск: Наука, 1978. С. 6–27.
Чернов Г.А. Молодой надвиг в долине Хемчика (Тува) // Тр. ИГиГ СО АН СССР. 1982. № 497. С. 121–125.
Чудинов Ю.В. Новейшие тектонические движения в районе бассейна р. Улуг-О и хребта Таскыл в северовосточной Туве // Бюл. МОИП. Отд-ние геол. 1959. Т. 34. № 5. С. 55–71.
Шебалин Н.В. О предельной магнитуде и предельной балльности землетрясения // Физика земли. 1971.
№ 6. С. 12–20.
Шубина Н.Г., Аристархова Л.Б. Методика восстановления «первичного» тектонического рельефа по топографической карте // Вестн. Моск. ун-та. 1965. № 2. С. 34–41.
Геофизическая служба РАН [Электрон. ресурс]. Режим доступа: http://www.ceme.gsras.ru, свободный.
Международная сейсмологическая сеть [Электрон. ресурс].
Режим доступа: http://earthquake.usgs.gov/earthquakes, свободный.
Global Centroid Moment Tensor (GCMT) Project [Электрон. ресурс].
Режим доступа: http://www.globalcmt.org, свободный.
25
С.Г. АРЖАННИКОВ, А.В. АРЖАННИКОВА
Институт земной коры СО РАН (Иркутск)
ПАЛЕОСЕЙСМОДИСЛОКАЦИИ БОЛЬШЕОЗЁРСКОГО СЕГМЕНТА
ЭРЗИНСКО-АГАРДАГСКОГО РАЗЛОМА
Эрзинско-Агардагский разлом является сложнопостроенной дизъюнктивной структурой, протягивающейся от Котловины Больших Озёр до Бусийнгольской впадины
(рис. 1). Начинаясь в Хяргаснурской впадине, он пересекает хр. Хан-Хухий и прослеживается на северо-восток в район хр. Агардаг-Тайга и далее — по северному подножию хр. Остроконечный Танну-Ола, после чего, распадаясь на систему нарушений,
фиксируется в верховьях рек Эрзин, Бурен, Тарбагатай. Продолжаясь на восток, он
подчёркнут широтным отрезком долины р. Каргы и, меняя простирание на северовосточное, контролирует развитие северо-западного борта Терехольской впадины.
Рис. 1. Схема расположения Эрзинско-Агардагского разлома и его Большеозёрского сегмента
Наиболее ярко взбросовые движения проявились на хребтах Хан-Хухий, Агардаг-Тайга и Остроконечный Танну-Ола. Амплитуды относительных перемещений составили 0,5–1 км. Сбросовые движения по разлому были характерны для района Терехольской впадины, где амплитуды опускания без учёта мощности рыхлых отложений составили 500 м. Сдвиговые перемещения фиксируются по смещённым участкам
временных и постоянных водотоков. Накопленная амплитуда левосторонних сдвигов
исчисляется первыми километрами.
Большеозёрский сегмент Эрзинско-Агардагского разлома, начинаясь в Хяргаснурской впадине, протягивается на расстояние 240 км и условно заканчивается на правобережье р. Тес-Хем. На всём протяжении в зоне разлома отмечаются геоморфологические
и структурные признаки сдвиговой зоны. Максимальная амплитуда левосдвиговых смещений фиксируется по коленообразному изгибу р. Тес-Хем с амплитудой 1,5 км.
26
Рис. 2. Схема активизированных фрагментов Большеозёрского сегмента Эрзинско-Агардагского разлома
1 — районы исследований (зона Большеозёрского сегмента): I — Татур-Толгой, II — Южно-Убсунурский, III — Хайыраканский. Фрагменты разлома: 2 — со следами сейсмогенной активизации; 3 — предположительно активные.
Данные дистанционного зондирования свидетельствуют о сейсмогенной активизации Эрзинско-Агардагского разлома в позднечетвертичное время (Аржанников, Аржанникова, 2009). Так, отчётливо дешифрируются разрывные нарушения, деформирующие
делювиально-пролювиальные шлейфы предгорной части, долины временных и действующих водотоков, террасовые комплексы. Хорошо видны отдельные элементы, характеризующие кинематику движений. В одних случаях это сдвинутые с левосторонней
компонентой русла временных водотоков, в других — сдвиговая компонента определяется по структурному рисунку комплекса разрывов.
Комплекс сейсмогенных деформаций выявлен на большей части западного фрагмента Эрзинско-Агардагского разлома (рис. 2). Степень выраженности в рельефе молодых уступов, микрограбенов и других сейсмогенных образований не везде одинакова.
Наиболее ярко палеосейсмогенные деформации (ПСД) проявились (см. рис. 2) в Хяргаснурской впадине (I), на северном склоне хр. Хан-Хухий (II), на юго-западной оконечности хр. Агардаг-Тайга и в районе г. Хайыракан (III) (Аржанников, Аржанникова, 2009).
Рис. 3. Фрагмент палеосейсмогенного разрыва (I) в основании горного массива Сангийн-Босгын – ТатурТолгой (фрагмент космоснимка ASTER) и палеосейсмогенные деформации, фиксируемые в стенке канавы (II)
1 — границы открытой трещины; 2 — контакт между отложениями. Цифры в кружочках — отложения, вскрытые в зоне
деформаций: кора выветривания по гранитам тёмно-серого до чёрного (1) и красновато-бурого (2) цвета; 3 — пролювиально-делювиальные отложения; отложения, заполняющие открытую трещину в её верхней (4 — разнозернистый
пылеватый песок и мелкие обломки коренных пород) и нижней (5 — песчаные) частях.
27
ПСД ТАТУР-ТОЛГОЙ. В Хяргаснурской впадине в зоне разлома выявлены палеосейсмогенные деформации, фиксирующиеся в подножии небольшого массива Сангийн-Босгын –
Татур-Толгой (рис. 3.I, 3.II). Разрывы здесь смещают и коренные породы, и рыхлые отложения делювиально-пролювиального шлейфа. Высота уступа — 1 м, простирание —
80. При переходе комплекса деформаций от подножия массива к предгорному шлейфу
хр. Хан-Хухий происходит усложнение разрывной структуры в плане. Уступы замещаются сочетанием кулисообразных трещин и валов сжатия.
Для определения параметров смещений по плоскости разлома вкрест простирания
уступа была заложена канава, в разрезе которой вскрыты деформации коры выветривания по гранитоидам, а также рыхлые образования делювиально-пролювиального
шлейфа, перекрывающие кору выветривания. Породы коры выветривания имеют красновато-бурую окраску с прослоями и линзами зеленовато-сизых, рыжих и белёсых образований в верхней части и серую до чёрной — в нижней. Породы разорваны по трещине
(с аз. пад. 350 и 75) с вертикальной амплитудой 50 см (поднято сев.-зап. крыло).
Между верхним и нижним крылом разрыва наблюдается раскрытая трещина шириной 60 см в верхней и 15 см в нижней части стенки траншеи, заполненная рыхлыми
отложениями (см. рис. 3.II). Такие трещины являются характерными признаками сдвиговых деформаций (Mc.Calpin, 1996). Отложения, заполняющие трещину, представлены песчано-дресвяной массой с крупными и мелкими обломками выветрелых гранитоидов и делювия, залегающего на коре выветривания. Сверху трещина перекрыта современными делювиально-пролювиальными отложениями. Время формирования палеосейсмодислокации определить не удалось, т. к. не обнаружено необходимых для определения возраста радиоуглеродным методом гумусовых образований или углей в отложениях, заполняющих трещину. Но, судя по малой мощности (30–40 см) современной части делювия, перекрывающей трещину, расположенную в подножии склона, где
накопление делювия идёт достаточно интенсивно, дислокация является очень молодой (первые сотни лет). Характер выявленных деформаций свидетельствует о взбросо-сдвиговой кинематике разлома. О левосдвиговой составляющей также свидетельствует структурный рисунок деформаций в плане в северо-восточной части разрыва. Он характеризуется сочетанием кулисообразно расположенных разрывов, между которыми заключены валы сжатия.
Исходя из того, что амплитуда вертикального перемещения при последнем палеоземлетрясении составляет 0,5 м, а общая высота уступа колеблется от 0,1 до 1 м,
может возникнуть иллюзия формирования его в несколько этапов. Однако образование уступа в данном случае связано преимущественно со сдвиговой составляющей
подвижки, где гипсометрическая разница между крыльями разрыва обусловлена смещением первичных неровностей рельефа.
ЮЖНО-УБСУНУРСКАЯ ПСД. На северо-западном склоне хр. Хан-Хухий прослеживаются
многочисленные молодые разрывы, деформирующие предгорный пролювиально-делювиальный шлейф (рис. 4.I, 4.II). Они расположены несколько северо-западнее от осевой
части разлома и прослеживаются почти параллельно более чем на 60 км — до песчаных массивов Бориг-Дэл. Комплекс сейсмодеформаций представлен системой разрывов, иногда охватывающих территорию шириной 7–8 км. Высота уступов достигает
8–10 м. Взбросо-сдвиговая кинематика выявляется достаточно уверенно по структурному рисунку разрывов в плане. Хорошо читаются присдвиговые дуплексы сжатия, представленные кулисообразно расположенными уступами, между которыми заключены валы сжатия. Также дешифрируются микрограбеновые и микрогорстовые структуры.
В той части Эрзинско-Агардагского разлома, которая расположена в пределах
песчаного массива Бориг-Дэл, прямых признаков сейсмогенных деформаций не наблюдается. Возможно, это связано с динамикой песков, которые, находясь в непрерывном движении, нивелируют эскарпы и разрывы.
ХАЙЫРАКАНСКАЯ ПСД. Следующий активизированный фрагмент разлома, Хайыраканский, начинается на юго-западной оконечности хр. Агардаг-Тайга (1609 м) и протягивается на 58 км с небольшими перерывами по правобережью р. Тес-Хем до г. УлугХайыракан-Даг (2154 м). Линии обновлённых участков разлома в целом имеют северовосточное направление и лишь в отдельных местах, приспосабливаясь к геологической структуре, незначительно отклоняются от генерального направления.
28
Рис. 4. Схема сейсмогенных нарушений (I) и фрагмент (II) Южно-Убсунурской ПСД
(1 — система сейсмогенных нарушений в плейстосейстовой области палеоземлетрясения)
Разрывы рассекают предгорные шлейфы, смещают русла временных водотоков,
расположенные как в рыхлых, так и в коренных породах, а также деформируют кладку
исторических захоронений (Парфеевец и др., 2001). На своём протяжении деформации не всегда ярко выражены, что связано с деятельностью экзогенных процессов.
Наиболее чётко они фиксируются по основаниям массивов. Здесь разрывы, пересекая
русла временных водотоков, смещают их с левосторонней сдвиговой компонентой.
Наряду со сдвигами фиксируются и взбросы. В целом Хайыраканская палеосейсмодислокация состоит из четырёх участков — А, Б, В — на левобережье р. Тес-Хем, и
Г — на правобережье (рис. 5). Комплекс деформаций А расположен на юго-западном
окончании хр. Агардаг-Тайга. Его активное воздымание привело к перестройке гидросети и изменению русла р. Нарийн-Гол (см. рис. 5 А).
Импульсное поднятие уступа и вала высотой более 8 м поперёк долины вызвало
подпор и образование небольшого водоёма глубиной до 7 м. Достигнув критического
уровня с абсолютными отметками 904 м, вода из водоёма нашла новый сток и сформировала долину прорыва юго-западнее основного русла реки.
В настоящий момент старое русло реки частично занесено песчаными эоловыми
отложениями. К северо-востоку от брошенной долины р. Нарийн-Гол расположен ещё
один палеосейсмогенный разрыв. Здесь на конусе выноса фиксируются валы и обратные по отношению к основному склону уступы. Русла временных водотоков, подходя к
уступам, коленообразно отклоняются вправо или влево, вследствие чего возникает
иллюзия одновременно правого и левого сдвигов.
29
Рис. 5. Схема размещения Хайыраканской палеосейсмодислокации и его элементов на участках А и Б
(1 — контуры долины р. Нарийн-Гол: а — контуры брошенной долины, б — контуры новой долины; 2 — линия молодых
сейсмогенных разрывов; пояснения в тексте)
Рис. 6. Фрагменты В и Г Хайыраканской палеосейсмодислокации (пояснения в тексте)
Следующий комплекс палеосейсмогенных деформаций Б представлен двумя
линиями разрывов (см. рис. 5), расположенными на противоположных склонах
хр. Агардаг-Тайга, а также по основанию небольших горных массивов, рассредоточенных к северо-востоку вплоть до р. Тес-Хем. Северо-западная ветвь разрывов начинается на коренных склонах хр. Агардаг-Тайга и прослеживается по основанию массива
с абсолютными отметками 1279 м. Деформации в рельефе представлены уступом высотой 1,5–2 м, протяжённостью 10 км. Уступ в настоящее время расчленён серией
временных водотоков, отдельные из которых представляют собой небольшие каньонообразные долины. Так, в устьевой части одного из них фиксируется терраса
30
высотой до 1 м (возможно, амплитуда последнего события). Её образование связано с
изменением местного базиса эрозии в результате вертикальной подвижки по разлому.
Далее, вверх по тальвегу этого водотока обнажаются коренные породы, где выделяются зоны надвига и сдвига с зеркалами скольжения, бороздами и штриховкой различного направления (Парфеевец и др., 2001).
Длина разрыва на юго-восточном склоне хр. Агардаг-Тайга — ~ 20 км. В плане он
представлен сочетанием протяжённых уступов, ложбин и небольших валов. Совокупность деформаций свидетельствует о сдвиговой зоне, в которой активно формируется
эшелонированная и кулисообразная система разрывов. Палеосейсмогенные деформации отчётливо фиксируются на склонах хр. Агардаг-Тайга в виде уступов. Далее они
переходят на более низкие гипсометрические уровни и прослеживаются на северозападном фасе следующего к северо-востоку массива. Здесь наиболее ярко видны
следы сдвиговых перемещений, которые фиксируются по деформированным руслам
временных водотоков (рис. 6 Б). Сдвиг имеет левостороннее направление. Амплитуды
перемещений неодинаковы (см. рис. 6 Б), что указывает на многоактность сейсмических
событий. Об этом же свидетельствует тот факт, что сдвиги в 13 и 14,8 м приурочены к
более крупным водотокам. По простиранию разрыва с северо-востока на юго-запад
имеет место и взбросовая составляющая с максимальной амплитудой до 1,5 м.
Комплекс палеосейсмогенных деформаций В расположен на северо-западном
фасе г. Хайыракан (см. рис. 6 В). Здесь смещены водораздельные гребни и тальвеги
крупных временных водотоков. Длина разрыва > 4 км. Гора Хайыракан имеет абсолютную отметку 1445 м и относительное превышение 350 м. На северо-западном
склоне сформированы три крупных вреза. Длина водотоков составляет немногим более 400 м. Эрозионные врезы при выходе на равнину, распадаясь на рукава, теряют
свои ярко выраженные очертания крупной долины. Основные сейсмотектонические
деформации расположены в районе крайнего северо-восточного вреза. Здесь выделяется целая система долгоживущих и молодых деформаций (см. рис. 6 В). В предгорной части и на склоне выделяются крупные обратные уступы. В настоящий момент
они значительно эродированы временными водотоками. Не исключено, что в отдельные моменты уступы создавали условия для образования небольших подпорных озёр.
Горизонтальные движения по разлому привели к значительному нарушению целостности долин, в результате чего произошло «обезглавливание» вершины одного из водотоков. Накопленная амплитуда горизонтального смещения составила 137 м. Фиксируется также разрыв сплошности долины и по параллельным разрывам. Суммарная
амплитуда смещения по ним — 25 м. Наиболее молодым, скорее всего связанным с
последними сейсмическими событиями, является смещение русла второго водотока
(в пределах предгорного шлейфа) с амплитудой 9,7 м. Максимальная амплитуда сдвиговых смещений зафиксирована по смещению части горы Хайыракан с амплитудой
281 м (см. рис. 6 В)
Разрыв Г, начинаясь на правой стороне р. Тес-Хем, протянулся на 6 км в сторону
массива Улуг-Хайыракан-Даг (см. рис. 6 Г). Сдвиговые дислокации смещают тальвеги
временных водотоков и другие элементы рельефа. Так, в 200 м к северо-востоку от
р. Тес-Хем расположена система смещённых водотоков, которая свидетельствует, по
меньшей мере, о двух сейсмических событиях, произошедших за время существования этих небольших долин. Дислокации расположены следующим образом (см.
рис. 6. I–IV). По простиранию основной зоны деформаций с азимутом 65–70  произошло смещение суходола (a), расположенного косо к разрыву, с амплитудой 8,3 м
(см. рис. 6.IV). В непосредственной близости расположен второй суходол (b), расположенный перпендикулярно к разрыву и смещённый с амплитудой 7,5 м. Далее, после
основной линии деформаций, суходолы объединяются и имеют общую долину. Несомненно, что они были деформированы одновременно. В то же время, расположенный рядом вал, западный склон которого является восточным бортом второго суходола (b), смещён с амплитудой 15 м (см. рис. 6. IV). Это свидетельствует о том, что деформация вала происходила минимум в два этапа (см. рис. 6. I–IV). Далее основные
разрывы протягиваются к подножию г. Улуг-Хайыракан-Даг (2154 м), где перекрываются сейсмогравитационными обвалами и осыпями.
Сегментированность палеосейсмодислокаций, разная амплитуда подвижек и,
главное, отсутствие точного времени их образования не позволяют объединить их в
31
одноактный разрыв. Вероятно, сейсмогенная активизация происходила на отдельных
его отрезках и в разное время. Тем не менее, для определения магнитуды палеоземлетрясений можно использовать другой параметр. Это амплитуда вертикальных или
горизонтальных перемещений по разлому. В данном случае мы можем использовать
данные по Толгойской и Хайыраканской палеоструктурам.
Для ПСД Татур-Толгой движения характеризуются взбросовой и сдвиговой составляющей. По данным вскрытия зоны разрыва удалось определить только вертикальную
амплитуду перемещения, равную 0,5 м.
В зоне Хайыраканской структуры фиксируется многоактность сильных палеоземлетрясений. Здесь амплитуды делятся на нескольких групп (табл. 1). Одноактные события могли иметь амплитуду перемещения от 2–3 до 6–7,5 м (событие с параметрами 2–3 м читается в средней группе амплитуд 9,6 –9,8 м) (см. табл. 1).
Таблица 1. Амплитуды смещения блоков земной коры в плейстосейстовой области
палеоземлетрясений в зоне Большеозёрского сегмента Эрзинско-Агардагского разлома
Хайыраканская
ПСД
Разрыв (Б)
Разрыв (В)
Разрыв (Г)
6,2
6,6
Амплитуда перемещения, м
6,2–8,3
9,6–9,8
6,6
6,8
7,1
7,5
7,5
9,6
9,7
7,5
8,3
Предположительные магнитуды (M) получены нами (табл. 2) исходя из параметров палеоземлетрясений в зоне Большеозёрского сегмента
Эрзинско-Агардагского разлома по формуле,
предложенной в работе А.В. Чипизубова (1998):
9,8
13–15
13
14,8
15
Таблица 2. Амплитуды и высчитанные
по ним магнитуды палеоземлетрясений
ПСД
Амплитуда, м
Татур-Толгой
0,5
Хайыракан
3–7
M
6,6
7,5–7,9
MD = 1,1  lg D + 7,0;
где D — максимальная амплитуда смещения.
Что касается амплитуд Южно-Убсунурской палеосейсмодислокации, то мы считаем, что высота уступов (8–10 м) здесь является накопленной и не может быть использована для вычисления магнитуды палеоземлетрясений.
При анализе сдвинутых элементов рельефа эрозионной сети нами выявлены
определённые закономерности. Так, амплитуды смещений до 10 м приурочены к долинам длиной до 100 м. Сдвиги > 100 м деформируют долины длиной более километра. И, наконец, речная долина в сотни километров сдвинута на 1,5 км.
Исходя из того, что время существования крупных рек исчисляется сотнями тысяч лет, можно говорить о продолжительном этапе сдвигового типа деформаций для
Эрзинско-Агардагского разлома. Унаследованность сдвиговых перемещений также
наблюдается в Саяно-Тувинской и Оттугтайгинско-Азасской системах разломов, испытавших перемещения до нескольких километров.
ЛИТЕРАТУРА
Аржанников С.Г., Аржанникова А.В. Палеосейсмогенная активизация Большеозерского сегмента ЭрзиноАгардагского разлома // Вулканология и сейсмология. 2009. № 2. С. 56–66.
Парфеевец А.В., Саньков В.А., Аржанников С.Г. Реконструкции позднекайнозойских полей тектонических
напряжений для центральной части Алтае-Саянской горной области // Геофизика на пороге третьего тысячелетия. Иркутск, 2001. С. 166–176.
Чипизубов А.В. Выделение одноактных и одновозрастных палеосейсмодислокаций и определение по их
масштабам магнитуд палеоземлетрясений // Геология и геофизика. 1998. № 3. С. 386–398.
Mc.Calpin J.P. Paleoseismology. London: Academic Press, 1996. 588 p.
32
А.В. АРЖАННИКОВА, С.Г. АРЖАННИКОВ
Институт земной коры СО РАН (Иркутск)
О ПРИМЕНЕНИИ КОСМОГЕННО-ИЗОТОПНОГО МЕТОДА
ДАТИРОВАНИЯ 10 BE IN SITU
ПРИ ПАЛЕОСЕЙСМОГЕОЛОГИЧЕСКОМ ИЗУЧЕНИИ РАЗЛОМОВ
Палеосейсмогеологический метод исследования сейсмоактивных разломов разработан
в середине прошлого века советскими учёными и в настоящий момент активно применяется в мировой практике. В силу ряда объективных причин развитие метода в нашей
стране идёт невысокими темпами, тогда как в Америке и Европе учёные добились
больших результатов в изучении палеосейсмичности разломных зон (Mc. Calpin, 2009;
Ritz et al., 2003; Le Dortz, 2009; Schwartz et al., 2012; Prentice et al., 2011; Rizza et al., 2011
и др.). Ими активно применяются новейшие методы датирования как палеосейсмических
событий, так и смещённых элементов рельефа для расчёта скорости движения по разломам (slip rate). Этот показатель количественно характеризует каждую разломную зону
на предмет её активности в позднечетвертичное время, что важно для разломов, не генерировавших серьёзных землетрясений за последние два столетия, но, возможно,
накапливающих энергию для сильных толчков в будущем.
Вопрос датирования элементов рельефа при палеосейсмогеологических исследованиях всегда вызывал определённые трудности, связанные с обнаружением датируемого материала. Если в некоторых случаях, напр., для погребённого тальвега с
остатками органического материала, удаётся датировать возраст погребения по 14С,
то в случае со смещёнными террасовыми уровнями или аллювиальными конусам датирование до последнего времени вызывало затруднение. Современное развитие методов абсолютной геохронологии позволяет датировать экспонированные поверхности с помощью космогенно-изотопного метода по 10 Be, который успешно применяется в мировой практике при изучении активных разломов (Brown et al., 1991; Bourles,
1992; Bierman et al., 1995; Ritz et al., 1995; 2006; Siame et al., 1997; Vassallo et al., 2005;
Le Dortz et al., 2009 и др.). Использование этого нового метода стало возможным благодаря технологическому прогрессу в измерении концентраций редких изотопов, таких
как 10 Be, продуцируемых in situ в экспонированных породах или осадках земной коры
за счёт бомбардировки космическими частицами. В породах, находящихся на поверхности, концентрация космогенного изотопа возрастает со временем, по ней-то и определяется возраст экспонирования, соответствующий тому времени, когда данный образец вышел на поверхность и начал подвергаться воздействию космического излучения. Одна из сильных сторон метода заключается в том, что период времени, для которого он применяется, соответствует времени, в течение которого экспонированные
поверхности в различных тектонических и климатических условиях остаются недоступными для эрозии и перекрытия другими осадками. Кроме того, анализ 10 Be осуществляется по кварцу, в изобилии присутствующему в осадочных отложениях, в т. ч.
и в отложениях морфотектонических маркеров.
Период полураспада выработанного in situ космогенного нуклида 10 Be (1,387 млн л.;
Chmeleff et al., 2010; Korschinek et al., 2010) позволяет датировать породы, находящиеся на поверхности последние сотни тысяч лет. Накопление изотопа зависит от потока
космического излучения, от интенсивности магнитного поля Земли и абсорбционной
способности среды, через которую проходит излучение. Все эти факторы приводят
к вариациям количества изотопа в зависимости от географической широты, абсолютной высоты и глубины от земной поверхности. Накопление 10 Be в кварце (минерале
устойчивом и очень распространённом) хорошо изучено на различных широтах и высотах, в силу чего метод 10 Be in situ применим к большей части кварцсодержащих осадочных образований, таких как аллювиальные террасы, морены, конусы выноса.
33
При отсутствии органического материала для датирования метод 10 Be in situ остаётся
единственным способом определения возраста экспонированной поверхности морфотектонических структур.
Приведём примеры успешного применения зарубежными коллегами космогенноизотопного датирования для изучения активных разломов Монголии. В работе
M. Rizza et al. (2011) представлены результаты изучения Богдинского разлома,
вскрывшегося при Гоби-Алтайском землетрясении 1957 г. В районе Западного НоянУла авторами работы датированы смещённые по разлому террасы. Космогенноизотопный анализ 10 Be показал минимальный возраст для террас (снизу вверх): для
первой террасы (Т 1) — 28,7±2,4 тыс. л., Т 2 — 59,8±1,2 и Т 3 — ~ 85,3 тыс. лет. Морфотектонический анализ с использованием аэрофотоснимков, цифровой модели рельефа и полевых наблюдений позволил оценить накопленные смещения по разлому для
каждой террасы: Т 1 — 11±0,9 м, Т 2 — 24,7±0,7 и Т 3 — 34,3±1,7 м. Соответственно,
скорость смещений по этому сегменту Богдинского разлома для каждого периода оценивается в 0,39±0,07 мм / год, 0,41±0,02 и 0,40±0,02 мм / год. Подобным же образом
оценены скорости смещения по другим сегментам разлома и сделан вывод, что скорость меняется в зависимости от простирания сегментов от 0,5 до 1 мм / год. Расчёты
скорости смещения по Богдинскому разлому космогенно-изотопным методом 10 Be ранее были выполнены в работе R. Vassallo et al. (2005) при датировании смещённых по
разломам конусов выноса. В целом, плейстоцен-голоценовые скорости для Богдинского разлома по этим данным составили 0,95±0,29 мм / год.
В работе J.-F. Ritz et al. (2003) представлены результаты расчётов вертикальной
скорости смещения по Гурван-Булагскому надвиговому разлому. Методом 10 Be продатированы смещённые морфотектонические маркеры. Вертикальная скорость оказалась равной 0,14±0,03 мм / год за позднеплейстоцен-голоценовый период и между
0,44±0,11 и 1,05±0,25 мм / год за последние 16 тыс. л. Наивысшая скорость согласуется с палеосейсмогеологическими данными (Prentice et al., 2002), свидетельствующими
о повторяемости крупных землетрясений, приводящих к поверхностному разрывообразованию с вертикальной амплитудой ~ 4 м каждые 40±1,2 тыс. лет.
Нами совместно с французскими и американскими коллегами (Rizza et al., 2010)
проведены широкомасштабные работы в зоне Болнайского разлома, где в 1905 г. произошло одно из крупнейших внутриконтинентальных землетрясений мира (M 8,2–8,5).
В результате работ разлом был вскрыт пятью траншеями, в которых обнаружены и
датированы методами 14 C и оптически стимулированной люминесценции (OSL) два
палеособытия, предшествующие землетрясению 1905 г., а также определены амплитуды смещения (порядка 8,5–9 м при каждом событии), возраст смещённых элементов
рельефа космогенно-изотопным методом по 10 Be in situ и рассчитана скорость движения по разлому. Эти данные сейчас готовятся к публикации.
Таким образом, метод космогенно-изотопного датирования 10 Be для изучения активных разломов успешно применяется в мировой практике. Опыт зарубежных исследователей, в частности — на территории Монголии (Ritz et al., 2003; 2006; Prentice et
al., 2002; 2011; Rizza et al., 2010; 2011 и др.), которая развивается в той же геодинамической обстановке, что и Саянский горный массив, может быть применён и для изучения сейсмоактивных разломов Тувы.
ЛИТЕРАТУРА
Bierman P.R., Gillespie A.R. & Caffee M.W. Cosmogenic ages for earthquake recurrence intervals and debris
flow fan deposition, Owens Valley // Science. California, 1995. № 270. P. 447–450.
Bourles D.L. Beryllium isotopes in the Earth's environment // Encyclopedia of Earth System Science. 1992. № 1.
P. 337–352.
Brown E.T., Edmond J.M., Raisbeck G.M., Yiou F., Kurz M.D. & Brook E.J. Examination of surface exposure
ages of Antarctic moraines using in situ produced 10 Be an 26Al // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1991.
№ 55. P. 2699–2703.
Chmeleff J., von Blanckenburg F., Kossert K., Jacob D. Determination of the 10 Be half-life by multicollector
ICP-MS and liquid scintillation counting // Nuclear Instruments & Methods in Physics Research Section B.
2010. № 268. P. 192–199.
34
Korschinek G., Bergmaier A., Faestermann T., Gerstmann U.C., Knie K., Rugel G., Wallner A., Dillmann I., Dollinger G., Lierse von Gosstomski C., Kossert K., Maiti M., Poutivtsev M., Remmert A. A new value for the
10Be half-life by heavy-ion elastic recoil detection and liquid scintillation counting // Nuclear Instruments &
Methods. 2010. № 268. P. 187–191.
Le Dortz K., Meyer B., Sebrier M., Nazari H., Braucher R., Fattahi M., Benedetti L., Foroutan M., Siame L.,
Bourles D., Talebian M., Bateman M.D., Ghoraishi M. Holocene right-slip rate determined by cosmogenic
and OSL dating on the Anar fault, central Iran // Geophysical J. International. 2009. Vol. 179. № 2.
P. 700–710.
Mc.Calpin J.P. (ed.). Paleoseismology, 2nd Edition: International Geophysics Series. Elsevier Publishing, 2009.
Vol. 95. 647 p.
Prentice C.S., Rizza M., Ritz J.F., Baucher R., Vassallo R., Mahan S. Slip rate and slip magnitudes of past
earthquakes along the Bogd left-lateral strike-slip fault (Mongolia) // Geophysical J. International. 2011.
Vol. 186. P. 897–927.
Prentice C.S., Kendrick K.J., Berryman K., Bayasgalan A., Ritz J.F. and Spencer J.Q. Prehistoric ruptures of the
Gurvan Bulag fault, Gobi Altay, Mongolia // Geophys. Res. 2002. Vol. 107 (B 12). № 2321. P. (1-1)–(1-18).
doi:10.1029/2001JB000803.
Ritz J.-F., Bourles D., Brown E.T., Carretier S., Chery J., Enhtuvshin B., Galsan P., Finkel R.C., Hanks T.C.,
Kendrick K.J., Philip H., Raisbeck G., Schlupp A., Schwartz D.P. and Yiou F. Late Pleistocene to Holocene slip rates for the Gurvan Bulag thrust fault (Gobi-Altay, Mongolia) estimated with 10Be dates // J. of
geophysical research. 2003. Vol. 108. № B3. P. 1–16.
Ritz J.-F., Vassallo R., Braucher R., Brown E., Carretier S. and Bourles D. Using in situ-produced 10Be to quantify active tectonics in the Gurvan Bogd mountain range (Gobi- Altay, Mongolia) // Geol. Soc. Am., Special
Paper. 2006. № 415. P. 87–110.
Ritz J.-F., Brown E.T., Bourlès D.L., Philip H., Schlupp A., Raisbeck G.M., Yiou F. & Enkhtuvshin B. Slip rates
along active faults estimated with cosmic-ray-exposure dates: application to the Bogd fault, Gobi-Altai,
Mongolia // Geology. 1995. № 23. P. 1019–1022.
Rizza M., Ritz J.-F., Braucher R., Vassallo R., Prentice C., Mahan S., Mc.Gill S., Chauvet A., Marco S., Todbileg M., Demberel S. and Bourles D. Slip rate and slip magnitudes of past earthquakes along the Bogd
left-lateral strike-slip fault (Mongolia) // Geophysical J. International. 2011. Vol. 186. P. 897–927.
Rizza M., Ritz J.-F., Prentice C., Braucher R., Vassallo R., Larroque C., Mahan S., Arzhannikova A., Arzhannikov S., Todbileg M., Javkhaa O., Michelot J.-L. and Massault M. Determining the slip rate and the recurrence intervals of earthquakes along the Bulnay Fault, Mongolia // Abstracts of the European Seismological Commission 32nd General Assembly (Sept. 6–10, 2010, Montpellier, France). Monpellier, 2010.
T/SD2/P4/ID185.
Schwartz D.P., Coppersmith K.J. Fault behavior and characteristic earthquakes: examples from the Wasatch
and San Andreas Fault Zones // J. of Geophysical Research: Solid Earth. 2012. Vol. 89. Iss. B7.
P. 5681–5698.
Siame L., Bourles D.L., Sebrier M., Bellier O., Castano J.C., Araujo M., Perez M., Raisbeck G.M., Yiou F. Cosmogenic dating ranging from 20 to 700 ka of a series of alluvial fan surfaces by the El Tigre fault, Argentina // Geology. 1997. № 25. P. 975–978.
Vassallo R., Ritz J.-F., Braucher R., Carretier S. Dating faulted alluvial fans with cosmogenic 10 Be in the Gurvan
Bogd mountain range (Gobi-Altay, Mongolia): climatic and tectonic implications // Terra Nova. 2005.
Vol. 17. Iss. 3. P. 278–285.
35
В.И. ГЕРМАН 1, А.А. ДОБРЫНИНА 2, В.В. ЧЕЧЕЛЬНИЦКИЙ 3
1
— Красноярский научно-исследовательский институт геологии и минерального сырья (Красноярск);
2 — Институт земной коры СО РАН (Иркутск);
3 — Байкальский филиал Геофизической службы СО РАН (Иркутск)
ИЗУЧЕНИЕ ПАРАМЕТРОВ ЗАТУХАНИЯ ВОЛН, ВЫЗВАННЫХ
ТУВИНСКИМИ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯМИ И ИХ АФТЕРШОКОВЫМИ
ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНОСТЯМИ
ВВЕДЕНИЕ. В 2011–2012 гг. на территории Тувы в районе хр. Акад. Обручева произошло
два сильных землетрясения с рядом расположенными эпицентрами и близкими значениями магнитуды (рис. 1), получивших название Тувинского–I и Тувинского–II. Первое из них (Тувинское–I) с магнитудой MS  6,6 (Еманов и др., 2013) зафиксировано
27.12.2011 г. в 15 час. 2155 UT на расстоянии 95 км к северо-востоку от г. Кызыла, а
Тувинское–II — спустя два месяца, 26.02.2012 г. в 06 час. 1716 UT, в 20 км к северовостоку от первого с MS  6,7 (Еманов и др., 2013).
Рис. 1. Рельеф и разломная структура в зоне возникновения тувинских землетрясений
Белыми сплошными линиями показаны разломы по В.В. Ружичу и др. (Геолого-геофизическое…, 1999); пунктиром —
сейсмолинеаменты по ОСР-97; кружочками — населённые пункты, прииски и т. д.
36
Ближе всего к эпицентрам тувинских землетрясений расположены стационарные
сейсмостанции Алтае-Саянского филиала Геофизической службы СО РАН (ГС СО
РАН), ГПКК КНИИГиМС1 и Байкальского филиала ГС СО РАН.
Сейсмической сетью ГПКК КНИИГиМС с 27.12.2011 г. по 26.02.2012 г. зарегистрировано 830 афтершоков землетрясения Тувинское-I, затем, по состоянию на конец
2013 г., ещё более 1100 повторных толчков. Около 50 афтершоков имели магнитуду 4,0 и выше. Сильнейший из них был зафиксирован 06.06.2012 г. с Mw  5,2 (по
оценке GCMT2).
Сила тувинских землетрясений и сопровождающий их мощный афтершоковый
процесс позволяют исследовать спад интенсивности сотрясений с удалением от гипоцентров, а также затухание кода-волн с определением его параметров и добротности
геологической среды. Установление региональных зависимостей спада интенсивности
сотрясений с удалением от гипоцентров позволит оценивать интенсивности в населённых пунктах сразу после определения положения эпицентра землетрясения и его
магнитуды. Данные по затуханию сейсмической энергии при прохождении волны в
геологической среде необходимы при расчёте искусственных сейсмограмм и при решении других задач.
КРАТКАЯ ГЕОТЕКТОНИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА И СЕЙСМИЧНОСТЬ РАЙОНА ТУВИНСКИХ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ. Территория Тувы является частью Алтае-Саянской складчато-блоковой области с широко представленными здесь разломами взбросо-сдвиговой кинематики и
характеризуется повышенной сейсмичностью и вероятностью в том числе сильных
землетрясений c последующими афтершоками, что характерно также для южных территорий Монголии.
Тувинские землетрясения произошли на территории Восточно-Тувинского нагорья в обрамлении хр. Акад. Обручева, сложенного преимущественно гранитоидами
Каахемского батолита (Руднев и др., 2006). Восточно-Тувинское нагорье отделяет
Тоджинскую межгорную котловину (см. рис. 1) от Тувинской котловины (ЦентральноТувинского прогиба). При этом сама зона нагорья характеризуется сильно расчленённым рельефом.
Эпицентры рассматриваемых землетрясений приурочены к северной оконечности Каахемского глубинного разлома (см. рис. 1), трассировка которого у различных исследователей несколько варьирует, однако в северной его части отличия минимальны. Здесь разлом прослеживается по южному фасу хребтов Донгул-Тайга, Ат-ЧолдугТайга, Тумат-Тайга и Ондут-Тайга – Час-Тайга (Геолого-геофизическое…, 1999), цепь
которых составляет южную часть хр. Акад. Обручева. Максимальная абсолютная отметка хребтов достигает порядка 2,5 км.
Каахемский разлом наследует одноимённую, заложившуюся в кембрии, линейную межблоковую зону (Геология СССР…, 1966). Движения по нему на кайнозойском
этапе активизации характеризуются в основном левосторонними сдвигами, хотя имеют место и взбросы (Геолого-геофизическое…, 1999).
В модели зон очаговой сейсмичности, полученной при разработке карт общего
сейсмического районирования ОСР–97, северному сегменту Каахемского разлома соответствует линеамент L597 (см. рис. 1), магнитуда землетрясений вблизи которого не
должна превышать 7,0, а глубина их гипоцентров может находиться в диапазоне 1,5–
21,5 км. Таким образом, вероятность землетрясений, подобных тем, что произошли
27.12.2011 и 26.02.2012, была ожидаема в долгосрочном прогнозе.
По данным Алтае-Саянского филиала ГС СО РАН и ГПКК КНИИГиМС, сейсмичность тридцатикилометровой зоны вокруг эпицентра Каахемского землетрясения за
время инструментальных наблюдений с 1963 г. до его возникновения характеризовалась максимальной магнитудой М  4,4. В районе возникновения самого землетрясения отмечался дефицит сейсмических событий, который хорошо прослеживается на
карте сейсмической активности (Герман, 2009). Ближайшими относительно сильными
1
ГПКК КНИИГиМС — Государственное предприятие Красноярского края Красноярский научноисследовательский институт геологии и минерального сырья.
2
GCMT (Global Centroid Moment Tensor) — Международная база данных тензоров центроидных
моментов.
37
событиями были землетрясения 31.08.1972 (М  5,6;   52,5N;   95,20E) и
03.08.1978 (М5,5; 52,2N; 96,90E), эпицентры которых находились примерно в
90 км от эпицентра Каахемского землетрясения.
МАКРОСЕЙСМИЧЕСКИЕ ПРОЯВЛЕНИЯ ТУВИНСКИХ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ. Тувинские землетрясения
ощущались в ряде сибирских регионов. Одним из ближайших к эпицентру населённых
пунктов (~ 30 км) является с. Сарыг-Сеп — административный центр Каа-Хемского
района Республики Тыва. В результате землетрясения Тувинское–I в Сарыг-Сепе появились значительные внутренние и наружные трещины на стенах двухэтажной школы № 1, многочисленные трещины на стенах и потолке корпуса терапии районной
больницы, трещины в здании церкви и печах частных домов. В 7 км от посёлка была
повреждена дамба на р. Дерзиг. Ещё несколько недель жители села ощущали толчки
и слышали подземный гул. В некоторых строениях Кызыла, расположенного примерно
в 100 км от эпицентра, также были обнаружены трещины и обрушение штукатурки.
Информация об интенсивности сотрясений в различных населённых пунктах была получена от региональных подразделений МЧС России на основе заполнения
опросных листов, частично — из региональной прессы, а также с форумов информационных сайтов.
Таблица 1. Макросейсмические данные тувинских землетрясений
Интенсивность (I),
баллов
6–7
5–6
4–5
4
3–4
3
2–3
Населённые пункты
Тувинское–-I
Тувинское–II
Сарыг-Сеп
Кызыл
Абакан; Ермаковское; Минусинск; Саяногорск;
Шушенское
Аскиз; Назарово; Сорск; Усть-Абакан; Юрты
Ачинск; Гурьевск; Железногорск; Зеленогорск;
Канск; Кедровый; Кемерово; Краснотуранск;
Красноярск; Ленинск-Кузнецкий; Междуреченск;
Орлик; Прокопьевск; Сосновоборск; Тулун; Шарыпово; Шелехов
Белово; Бердск; Бийск; Братск; Заринск; Иркутск;
Нижнеудинск; Новокузнецк; Новосибирск; Осинники; Северск; Тайшет; Усть-Каменогорск; Югра
Сарыг-Сеп
Кызыл
Абакан; Ермаковское; Саяногорск; Черногорск;
Шушенское
Железногорск; Канск; Красноярск; Минусинск
Ачинск; Белово; Берёзовка; Зеленогорск; Кемерово; Киселёвск; Назарово; Новокузнецк; Новосибирск; Полысаево; Саянск; Сосновоборск; Шарыпово
Ангарск; Барнаул; Томск; Шерегеш
Ангарск; Белокуриха; Бердск; Бийск; Братск; Зима; Иркутск; Кольцово; Ленинск-Кузнецкий; Междуреченск; Прокопьевск; Слюдянка; Таштагол;
Томск; Тулун; Тюхтет; Усолье-Сибирское; Югра
Барнаул; Горно-Алтайск; Линево; Северск; УстьКаменогорск; Чита; Шелехов
Рис. 2. Макросейсмические проявления землетрясения Тувинское–I, 27 декабря 2011 г.
(1 — интенсивность по шкале MSK–64; 2 — инструментальный эпицентр)
38
Рис. 3. Макросейсмические проявления землетрясения Тувинское-II, 26 февраля 2012 г.
(1 — интенсивность по шкале MSK–64; 2 — инструментальный эпицентр)
Рис. 4. Затухание интенсивности сотрясений с удалением от эпицентра
Жирной линией показана зависимость спада интенсивности по формуле Н.В. Шебалина со средними коэффициентами; пунктиром — границы интервала с интенсивностями, отличающимися не более чем на 0,5 балла от расчётных
значений по формуле Н.В. Шебалина.
Собранная более чем в 45 населённых пунктах информация об интенсивности
сотрясений по каждому землетрясению (табл. 1; рис. 2, 3) позволяет говорить о том,
что их изосейсты ориентированы в направлении северо-запад – юго-восток, что соответствует ориентации Каахемского разлома.
На основании собранных данных построены графики спада интенсивности I
с увеличением расстояния до гипоцентров землетрясений r (рис. 4). Для сравнения
построены кривые, рассчитанные по формуле Н.В. Шебалина со средними коэффициентами: I1,5; MS3,5 lg r3,0 (Шебалин, 1968). В случае землетрясения Тувинское–I
~ ⅔ наблюдённых интенсивностей отличаются от расчётных значений не более чем на
0,5 балла, а для Тувинского–II соответствующая доля составила ~ 85 %, т. е. оценка
интенсивности сотрясений на основе формулы Н.В. Шебалина со средними коэффициентами позволила достаточно хорошо описать реальные макросейсмические проявления тувинских землетрясений. Ранее хорошая применимость этой формулы была
показана при изучении интенсивности сотрясений в Красноярске от землетрясений,
произошедших с 2000 по 2013 гг. (Герман, 2013).
Интересно также сравнить полученные графики затухания интенсивности с
представлениями о протяжённости очага, принятыми при сейсмическом районировании ОСР–97 (Гусев, Шумилина, 1999). Согласно этим представлением, кривая зависимости балл – расстояние (см. рис. 4) для сильных землетрясений с М  6 имеет
39
нелинейный вид. Для малых расстояний, сравнимых с размером очага землетрясения,
интенсивность должна принимать значения меньшие, чем даёт формула Н.В. Шебалина. На больших расстояниях (в несколько сотен км) должен также наблюдаться более быстрый спад интенсивности, чем это предсказывает формула (см. рис. 4).
ЗАТУХАНИЕ СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН И ДОБРОТНОСТЬ. Изучение затухания сейсмических волн базировалось на модели однократного рассеяния (Aki, Chouet, 1975), в которой кодаволны рассматриваются как суперпозиция объёмных волн, отражённых от случайно
распределённых в среде неоднородностей. Уменьшение амплитуды коды со временем происходит вследствие затухания энергии и геометрического расхождения. Оно
не зависит от характеристик очага землетрясения, эффектов пути и усиления на сейсмостанции (Aki, 1969). Обычно добротность увеличивается с частотой согласно формуле (Mitchell, 1981):
n
 f 
QC  f   Q0    ,
 f0 
(1)
где QC(f) — добротность среды по коде, Q0 — добротность на некоторой референтной
частоте f0 (как правило, 1 Гц) и n — частотный параметр, близкий к 1 и меняющийся от
региона к региону в зависимости от неоднородности среды (Aki, 1981). Отношение (1)
показывает, что затухание сейсмических волн со временем (расстоянием от источника) различно на разных частотах. Амплитуда кода-волны в момент времени t от времени в очаге для сейсмограммы, отфильтрованной на центральной частоте f, связывается с добротностью следующим соотношением (Aki, Chouet, 1975):
  ft 
A f , t   W  f   t   exp
,
 QC  f  
(2)
где  — характеристика геометрического расхождения (для объёмных волн   1,0
(Sato, Fehler, 1998), W(f) — временная функция источника. Прологарифмировав (2),
получим:
ln A f , t   t   lnW  f  
ft
,
QC  f 
(3)
Наклон графика зависимости ln (A(f, t) t) от времени определяет значение Q для
рассматриваемой частоты f. Согласно (Rautian, Khalturin, 1978), приведённые выше
соотношения действительны для времён больших, чем удвоенное время пробега
S-волны, т. к. для них очаговым процессом можно пренебречь.
Для определения добротности отобрано 28 событий с магнитудами М от 4 до 6
(рис. 5), произошедших с декабря 2011 по июнь 2012 г. Добротность рассчитана с помощью программы Coda Q, входящей в пакет программ SEISAN (Havskov, Ottemoller,
2003) на 6-ти центральных частотах: 0,30,2, 0,750,25, 1,50,5, 3,01,0, 6,02,0 и
12,04,0 Гц. Начало окна для обработки коды бралось с момента времени tstart, равного удвоенному значению времени пробега S-волны согласно (Rautian, Khalturin, 1978),
а длина окна W бралась равной от 10 до 105 с (с шагом — 5 секунд).
Сейсмическая добротность QC литосферы Саяно-Тувинской горной области рассчитана по записям 28 землетрясений афтершоковой последовательности, зарегистрированных на 6-ти региональных сейсмических станциях: станция сети
ГПКК КНИИГиМС — Тиберкуль (региональный код TBR, международный — TBRR) и
пять станций сети БФ ГС СО РАН — Аршан (ARS), Орлик (ORL), Монды (MOY), Закаменск (ZAK) и Талая (TLY). Выполнено > 5233 индивидуальных определений добротности, в расчётах использовались записи, для которых отношение полезного сигнала к
помехе составляло не менее 4 . Результаты определений сейсмической добротности
представлены в таблице 2.
40
Рис. 5. Взаимное расположение сейсмических станций и эпицентров тувинских землетрясений
Таблица 2. Результаты расчёта сейсмической добротности для района тувинских
землетрясений и окружающих тектонических структур
W, с.
10
15
20
25
30
35
40
45
50
55
60
65
70
75
80
85
90
95
100
105
N
210
169
188
186
200
221
254
267
279
285
301
296
317
326
336
335
341
350
332
40
Q0
60
69
102
122
146
151
163
185
202
214
226
243
254
263
282
302
312
324
338
383
δQ
5
2
12
4
7
3
8
9
11
13
20
19
23
25
26
28
33
34
38
0
n
0,60
0,92
0,72
0,86
0,84
0,90
0,92
0,89
0,86
0,85
0,86
0,83
0,82
0,82
0,8
0,76
0,75
0,75
0,71
0,96
δn
0,12
0,04
0,12
0,03
0,03
0,01
0,03
0,04
0,04
0,04
0,06
0,06
0,07
0,08
0,08
0,08
0,09
0,09
0,10
0
t, с
165,0
167,5
170,0
172,5
175,0
177,5
180,0
182,5
185,0
187,5
190,0
192,5
195,0
197,5
200,0
202,5
205,0
207,5
210,0
212,5
a, км
293
297
302
306
311
315
320
324
328
333
337
342
346
351
355
359
364
368
373
377
b, км
352
356
359
363
367
371
374
378
382
386
390
393
397
401
405
409
413
417
421
425
c, км
367
371
374
378
382
386
389
393
397
401
405
408
412
416
420
424
428
432
436
440
Примечание. W — длина окна обработки коды; N — количество измерений; Q0 —
добротность на частоте 1 Гц и (δQ) её среднеквадратичное отклонение; n —
частотный параметр и (δn) его среднеквадратичное отклонение; t — средняя длина временного окна для обработки коды (отсчитывается от момента землетрясения); a, b — длина полуосей эллипсоида, c — глубина его нижней границы.
41
Для всех 20 временных окон получены эмпирические функциональные зависимости сейсмической добротности от частоты Q(f) согласно выражению (1):
W  10 : (605) f (0,600,12);
W  60 : (22620) f (0,860,06);
W  15 : (692) f (0,920,04);
W  65 : (24319) f (0,830,06);
W  20 : (10212) f (0,720,12);
W  70 : (25423) f (0,820,07);
W  25 : (1224) f (0,860,03);
W  75 : (26325) f (0,820,08);
W  30 : (1467) f (0,840,03);
W  80 : (28226) f (0,800,08);
W  35: (1513) f (0,900,01);
W  85 : (30228) f (0,760,08);
W  40 : (1638) f (0,920,03);
W  90 : (31233) f (0,750,09);
W  45 : (1859) f (0,890,04);
W  95 : (32434) f (0,750,09);
W  50 : (20211) f (0,860,04);
W  100 : (33838) f (0,710,10);
W  55 : (21413) f(0,850,04);
W  105 : (3830) f (0,960).
Полученные зависимости свидетельствуют о том, что сейсмическая добротность
растёт с увеличением длины окна обработки коды, что можно объяснить с позиций
глубины формирования коды. Согласно Pulli (1984), значение добротности, полученное для трассы источник – приёмник, характеризует некоторый объём среды (предположительно, эллипсоид), в фокусах которого находятся очаг и сейсмическая станция.
Размеры эллипсоида (a, b — длина полуосей эллипсоида, c — глубина его нижней
границы) определяются следующими соотношениями:
2
Vt
a
;
2
2
 Vt  r
b   
4
 2
2
;
2
 Vt  r
ch   
4
 2
;
где V — скорость объёмных волн, r — расстояние источник – приёмник, h — глубина
очага землетрясения, t — средняя длина временного окна, определяемая как
t  t start 
W
,
2
где tstart — начальное время для окна обработки коды, W — длина окна коды. То есть,
размеры исследуемой области зависят, во-первых, от длины окна обработки коды, вовторых, от расстояния источник – приёмник. Таким образом, меняя длину окна W,
можно проследить характер изменения Q(f) с глубиной.
Рис. 6. Зависимость добротности на частоте 1 Гц (а) и частотного параметра (б) от глубины залегания
нижней границы эллипсоида
42
В настоящей работе среднее расстояние r для выбранных событий равно 390 км,
среднее значение tstart  160 сек. Согласно полученным эмпирическим зависимостям
Q(f) для разных значений длины окна при обработке коды частотный параметр n меняется с глубиной от 0,96 до 0,60 (рис. 6). Увеличение добротности и уменьшение
частотного параметра с увеличением длины окна обработки коды (и, соответственно,
глубины), по-видимому, отражает снижение неоднородности среды с глубиной, т. к.
высокое литостатическое давление в нижней части литосферы приводит к закрытию
трещин и проявлению пластических деформаций (Николаевский, 1984).
При сопоставлении характеристик затухания сейсмических волн для различных
регионов в работе S. Mak et al. (2004) сделан вывод о том, что значения частотного
параметра, характеризующего степень неоднородности среды (Aki, 1981), варьируют
от n  0,5 (для стабильных регионов) до n  0,3–0,8 для областей с умеренной тектонической активностью и n  0,8 для активных регионов.
Таблица 3. Значения частотного параметра для различных регионов
Регион
Район тувинских землетрясений
Юго-западный фланг
Байкальской рифтовой
системы (БРС)
Стабильные области
Область
Вся область
Аршан
Монды
Орлик
Талая
Закаменск
Тиберкуль
Восточный Саян
Хамар-Дабанский блок
Рифтовые впадины (ЮжноБайкальская и Тункинская)
Сибирская платформа
Канадский щит
Северо-Американская плита
Частотный
параметр n
0,72
0,71
0,77
0,63
1,21
0,9
0,82
0,89
0,84
0,92–0,97
настоящая статья
настоящая статья
настоящая статья
настоящая статья
настоящая статья
настоящая статья
настоящая статья
Добрынина и др., 2011
Добрынина и др., 2011
Добрынина и др., 2011
0,48
0,35
0,40
Добрынина и др., 2011
Hasegawa, 1985
Pulli, 1984
Источник информации
В таблице 3 приведены значения частотного параметра, определённые нами
для района тувинских землетрясений, а также для юго-западного фланга Байкальской
рифтовой системы (БРС) по данным (Добрынина и др., 2011) и стабильных регионов
мира, таких как Канадский щит (Hasegawa, 1985) и Северо-Американская плита (Pulli,
1984). Полученные для Саяно-Тувинской горной области значения частотного параметра (см. табл. 3) характерны для высокоактивных и тектонически раздробленных
районов. Оценки параметра n, сделанные отдельно для каждой сейсмической станции
на территории БРС (см. табл. 3), хорошо согласуются с аналогичными определениями, приведёнными в работе А.А. Добрынина и др. (2011).
ЗАКЛЮЧЕНИЕ. Сила тувинских землетрясений и сопровождающего их мощного афтершокового процесса позволили исследовать спад интенсивности сотрясений с удалением от гипоцентров этих сейсмических событий, а также затухание кода-волн с определением его параметров и добротности геологической среды.
Анализ собранных данных по макросейсмическим проявлениям тувинских землетрясений показал, что они достаточно описываются формулой Н.В. Шебалина со
средними коэффициентами. Для землетрясения Тувинское–I порядка двух третей зафиксированный интенсивностей отличаются от расчётных значений не более чем на
0,5 балла, а для Тувинского–II соответствующая доля составляет ~ 85 %.
На основе анализа кода-волн 28 землетрясений с магнитудой 4,0 и выше из
афтершоковой последовательности тувинских землетрясений нами выполнена предварительная оценка параметров затухания сейсмических волн в районе СаяноТувинской горной области, таких как сейсмическая добротность (QC) и её частотная
зависимость (частотный параметр — n), получена функциональная зависимость
добротности от частоты для разных глубин формирования коды. Изменения
43
добротности и её частотной зависимости (частотного параметра) с глубиной объясняются существующей вертикальной неоднородностью среды и снижением этой неоднородности с глубиной.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (Грант № 13–05–01097–а и Проект № 13–05–00158) и гранта Президента РФ (Проект № МК–1171.2014.5).
ЛИТЕРАТУРА
Геология СССР. Том XXIX. Тувинская АССР. Часть I. Геологическое описание. М.: «Недра», 1966. 464 с.
Геолого-геофизическое изучение восточной части Алтае-Саянской сейсмической зоны с целью оценки
сейсмобезопасности особо значимых объектов (ГЭС, ГХК, промышленные агломерации): Информ.
отчет о НИР / Отв. исп. Огиенко В.А. Красноярск: КНИИГиМС, 1999.
Герман В.И. Применение методов непараметрической статистики для изучения сейсмической активности
// Современные методы обработки и интерпретации сейсмологических данных: Материалы 4-й
Междунар. сейсмолог. шк. Обнинск: ГС РАН, 2009. С. 48–53.
Герман В.И. Ощутимые землетрясения в Красноярском крае в XXI веке // 50 лет сейсмологического мониторинга Сибири: Тез. докл. Всерос. конф. с междунар. участием (21–25.10.2013 г., Новосибирск).
Новосибирск: Полиграфика, 2013. С. 9–12.
Гусев А.А., Шумилина Л.С. Моделирование связи балл–магнитуда–расстояние на основе представления
о некогерентном протяженном очаге // Вулканология и сейсмология. 1999. № 4 / 5. С. 29–40.
Добрынина А.А., Чечельницкий В.В., Саньков В.А. Сейсмическая добротность литосферы юго-западного
фланга Байкальской рифтовой системы // Геология и геофизика. 2011. № 5. С.712–724.
Еманов А.Ф. и др. Тувинские землетрясения 27.12.2011 г. с М6.6 и 26.02.2012 г. с М6.7
// Землетрясения России в 2011 г. Обнинск: ГС РАН, 2013. С. 88–93.
Николаевский В.Н. Механика пористых и трещиноватых сред. М.: Недра, 1984. 232 с.
Руднев С.Н., Владимиров А.Г., Пономарчук В.А., Бибикова Е.В., Сергеев С.А., Матуков Д.И., Плоткина Ю.В., Баянова Т.Б. Каахемский полихронный гранитоидный батолит (Восточная Тува): состав,
возраст, источники и геодинамическая позиция // Литосфера. 2006. № 2. С. 3–33.
Шебалин Н.В. Методы использования инженерно-сейсмологических данных при сейсмическом районировании // Сейсмическое районирование СССР. М.: Наука, 1968. С. 95–111.
Aki K., Chouet B. Origin of the coda waves: source, attenuation and scattering effects // J. Geophys. Res. 1975.
№ 80. P. 3322–3342.
Aki K. Analysis of the seismic coda of local earthquakes as scattered waves // J. Geophys. Res. 1969. Vol. 74.
P. 615–631.
Aki K. Source and scattering effects on the spectra of small local earthquakes // BSSA. 1981. Vol.71. P. 1687–
1700.
Hasegawa H. S. Attenuation of Lg waves in the Canadian shield // BSSA. 1985. Vol. 75. P. 1569–1582.
Havskov J., Ottemoller L. SEISAN: The earthquake analysis software for Windows, Solaris and Linux, Version 8.0. [Электрон. ресурс]. Institute of Solid Earth Physics, University of Bergen, Norway. 2003. 348 p.
Режим доступа: http://www.geo.uib.no/seismo/software/software.html, свободный.
Mak S., Chan L.S., Chandler A.M., Koo R. CodaQ estimates in the Hong Kong region // J. Asian Earth Sci. 2004.
Vol. 24. P. 127–136.
Mitchell B. Regional variation and frequency dependence of Qb in the crust of the United States // BSSA. 1981.
Vol. 71. P. 1531–1538.
Pulli J.J. Attenuation of coda waves in New England // BSSA. 1984. Vol. 74. P. 1149–1166.
Rautian T.G., Khalturin V.I. The use of coda for determination of the earthquake source spectrum // BSSA. 1978.
Vol.68. P. 923–948.
44
А.А. КАБАНОВ, К.В. БОЛЕЛЫЙ, А.Ю. КАРМАДОНОВ
Некоммерческое партнёрство «Экологический центр рационального освоения природных ресурсов»
(Красноярск)
ОЦЕНКА ДЛИТЕЛЬНОСТИ ЦИКЛОВ СЕЙСМИЧЕСКОЙ
АКТИВНОСТИ АЛТАЕ-САЯНСКОЙ СЕЙСМОАКТИВНОЙ
ОБЛАСТИ
Известно, что сейсмическая активность на земном шаре характеризуется цикличностью (Кропоткин, Люстих, 1974; Гамбурцев и др., 1994; Сытинский, 1998; Любушин и
др., 1998; Соболев, Пономорев, 2003). Для прогноза возможных сильных землетрясений в исследуемом сейсмоактивном регионе особый интерес представляет периодичность повышения и понижения сейсмической активности (Кропоткин, Люстих, 1974;
Гамбурцев и др., 1994; Сытинский, 1998; Любушин и др., 1998; Соболев, Пономорев,
2003; Чипизубов, 2008; Курскеев, 2004). Такая периодичность может быть вызвана
различными процессами: внешними космическими, внутренними, тектоническими и
волновыми (Любушин и др., 1998). Теоретические основы периодичности базируются
на общих закономерностях развития нелинейных геофизических систем, таких как нелинейное уравнение Шредингера (НУШ), уравнение Кортевего-де-Фриза (КдФ) и др.
(Володин, 2003). Периоды спокойствия (низкой сейсмической активности) сменяются
«взрывом» (увеличением сейсмической активности). Цикличность сейсмической активности фиксируется при геодинамическом мониторинге в виде изменений геофизических и геохимических параметров (Володин, 2003; Князева, Курдюмов, 2003; Тимашев, 2003).
Другим общеизвестным примером цикличности сильных сейсмических событий
является эмпирический закон повторяемости землетрясений Гутенберга-Рихтера
(Мамыров, Омуралиев, 1993).
Исследования динамики сложных систем показали, что фундаментальной характеристикой изменения параметров геофизических, сейсмических, геохимических и
гидродинамических полей, так же как и возникновения сильных землетрясений, является их периодичность, присущая открытым системам с сильной нелинейностью во
времени и пространстве, вытекающая из теории самоорганизации таких систем (Князева, Курдюмов, 2003; Тимашев, 2003).
Циклы возрастания и снижения интенсивности сейсмических процессов, распада
и объединения сейсмоактивных структур составляют внутреннюю закономерность нелинейных тектонофизических процессов. Проявления сильных землетрясений приурочены к периодам возникновения максимальных аномалий геофизических и геохимических полей, отражающих критическое неустойчивое напряжённо-деформированное состояние земной коры (Мамыров, 2012).
На основе изложенных предположений ниже рассмотрена периодичность сейсмического режима Алтае-Саянской сейсмоактивной области (АССО) по данным Каталога событий по АССО с 1963 по 2013 г. (с учётом землетрясений с М  3). В качестве
исходного параметра принята суммарная энергия сейсмического излучения. Для
построения временного ряда выбрана сумма энергетического класса землетрясений
за каждый квартал года (рис. 1).
По имеющемуся временному ряду (см. рис. 1) с помощью программного средства
Caterpillar SSA 3.40 (http://www.gistatgroup.com/gus/programs.html) выполнен периодограммный анализ за 1963–2013 гг., из которого следует, что наиболее устойчивыми длиннопериодными гармониками для этого интервала являются составляющие с максимальной амплитудой: 150 кварталов (37,5 лет); 82 квартала (20,5 лет); а также компоненты
с малыми периодами и максимальной амплитудой: 42 квартала (10,5 лет); 33 квартала
(8,25 лет); 28 кварталов (7 лет); 16 кварталов (4 года) (рис. 2).
45
Рис. 1. Суммарная энергия сейсмического
излучения 1963–2013 гг.
Рис. 2. Периодограмма временного ряда
1963–2013 гг. (по оси х — периоды)
На основе уравнения ряда Фурье
определены количественные параметры
гармоник и их роль для прогнозных построений. Определены возможные тенденции изменения сейсмического режима
в начале XXI в. по данным конца XX в.
Для качественного расчёта необходимо взять такое количество отсчётов,
чтобы временной ряд состоял из двух минимальных значений и одного самого максимального значения. Построенный период будет эталоном.
Строится гармоника для периодичРис. 3. Периодичность 37,5 лет (красный)
ности в 37,5 лет. С целью прогноза сейси излучение сейсмической энергии (синий)
мической активности региона повторяется
полученная периодичность и визуально
подстраивается под сейсмический процесс, чтобы максимальная амплитуда совпадала с максимальной активностью АССО (рис. 3). Затем визуально определяется корреляция процесса. Оценивая сейсмическую активность региона по рисунку 3, можно сказать, что в интервале времени 2018–2024 гг. процесс будет происходить с минимальным излучением энергии и его возрастанием после 2024 г.
Таблица 1. Совпадение фаз
цикличностей с интенсивностью
сейсмического процесса
Период,
лет
Рис. 4. Сопоставление энергии сейсмического излучения с выделенными периодичностями
Чёрный цвет — энергетическая характеристика процесса, синий — продолжительность периода 37,5 лет, зелёный — 20,5 лет, красный — 10,5 лет.
20,5
10,5
8,25
7
4
Кол-во (min-max)
совпадений
3
4
3
4
3
несовпадений
1
1
3
4
9
Анализ остальных периодов по аналогичной схеме показал наиболее чёткие
периодичности для 37,5; 20,5 и 10,5 лет
(табл. 1, рис. 4).
Из рисунка 4 и таблицы 1 хорошо видно, что количество совпадений зависит от
длительности периода по времени, что, в свою очередь, позволяет предположить, что
46
периодичность сейсмической активности АССО характеризуется периодами  37,5,
 20,5 и  10,5 лет. При этом если два или три цикла находятся в максимуме, то и в
сейсмическом процессе также наблюдается максимум, и наоборот (см. рис. 4).
Таким образом, анализ полученных результатов позволяет предположить, что с
2018 по 2028 гг., когда два графика цикличности (с периодами 37,5 и 20,5 лет) находятся в минимуме и один (10,5 лет) — в максимуме, в пределах АССО будет наблюдаться сейсмическое затишье (снижение сейсмической активности), а с 2028 по
2038 гг., когда все три графика цикличности находятся в максимуме, нужно ожидать
повышения сейсмической активности региона.
ЛИТЕРАТУРА
Володин И.А. Нелинейность и многомасштабность сейсмоакустики // Проблемы геофизики XXI века. М:
Наука, 2003. Кн. 2. С. 5–35.
Гамбурцев А.Г., Александров С.И., Беляков А.С. и др. Сейсмичность Земли и Луны // Атлас временных
вариаций природных процессов. М.: ОИФ3 РОАН, 1994. Т. 1. С. 32–41.
Князева Е.Н., Курдюмов С.П. Особенности неравновесных процессов в открытых диссипативных средах
// Проблемы геофизики XXI века. М.: Наука, 2003. Кн. 1. С. 37–65.
Кропоткин П.Н., Люстих А.Е. Сезонная периодичность землетрясений // ДАН СССР. 1974. Т. 217. № 5.
С. 1061–1064.
Курскеев А.К. Землетрясения и сейсмическая безопасность Казахстана. Алматы: Эверо, 2004. 504 с.
Любушин А.А., Писаренко В.Ф., Ружич В.В., Буддо В.Ю. Выделение периодичностей в сейсмическом режиме // Физика Земли. 1998. № 1. С. 62–76.
Мамыров Э. Землетрясения Тянь-Шаня: магнитуда, сейсмический момент и энергетический класс. Бишкек: ИНСАНАТ, 2012. 234 с.
Мамыров Э., Омуралиев М. Теоретическое обоснование статистики землетрясений и его значение для
сейсмологии. Бишкек: Илим, 1993. 68 с.
Соболев Г.А., Пономарев А.В. Физика землетрясений и предвестники. М.: Наука, 2003. 270 с.
Сытинский А.Д. Зависимость сейсмичности Земли от процессов на Солнце, в межпланетной среде и в
атмосфере // Атлас временных вариаций природных процессов. М.: ОИФЗ РАН,1998. Т. 2. С. 70–72.
Тимашев С.Ф. О базовых принципах «нового диалога с Природой» // Проблемы геофизики XXI века. М.:
Наука, 2003. Кн. 1. С. 104–139.
Чипизубов А.В. Реконструкция и прогноз изменений сейсмичности Земли. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2008.
240 с.
CaterpillarSSA (Программа для анализа и прогноза одномерных и многомерных временных рядов методом «Гусеница SSA».) [Электрон. ресурс].
Режим доступа: http://www.gistatgroup.com/gus/programs.html, свободный.
47
К.С. КУЖУГЕТ, С.-С.С. МОНГУШ
Тувинский институт комплексного освоения природных ресурсов СО РАН (Кызыл)
МОНИТОРИНГ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ТУВЫ
Непрерывный мониторинг сейсмического режима территории Тувы и прилегающих регионов проводится в Центре мониторинга эндогенных источников чрезвычайных событий (ЦМЭИ ЧС) при Тувинском институте комплексного освоения природных ресурсов
Сибирского отделения Российской академии наук (ТувИКОПР СО РАН) с 2010 г. До
этого времени разрозненные сведения о происшедших в Туве землетрясениях и результатах проводимых исследований по изучению сейсмичности территории поступали из институтов РАН, ведомственных учреждений, экспедиций и отдельных исследователей. В настоящее время в ЦМЭИ ЧС выполнены первые шаги по организации непрерывного наблюдения, оценке и регистрации сейсмических событий. По существу
центр мониторинга (ЦМ) уже работает как специализированный программнотехнический комплекс, осуществляющий сбор, хранение и обработку сейсмической
информации, полученной от сети сейсмостанций.
ЦМ выполняет несколько функций, таких как контроль за сейсмической обстановкой на территории Тувы и в прилегающих регионах, оповещение и обмен сейсмической информацией с заинтересованными органами. Функционально он состоит из
нескольких блоков: связь (коммуникационный блок), хранение данных (серверный
блок), блок обработки и интерпретации сейсмических данных. Коммуникационный
блок отвечает за оперативный сбор сейсмических данных со станций; серверный — за
полноценность и доступность к сейсмическим данным за длительный период и возможность их использования как в оперативном режиме, так и в режиме подготовки
каталога.
Основным (базовым) методом комплексного изучения геодинамики сейсмичного
геоблока является площадная расстановка сейсмических станций (стационарная локальная сеть ЦМЭИ ЧС РТ), настроенных на регистрацию местных, близких и дальних
землетрясений. Сеть включает 5 стационарных пунктов — Кызыл, Туран, Чадан,
Эржей, Самагалтай. Эффективный радиус контроля сейсмоактивной территории с одной локальной расстановкой составляет 100–150 км внутри сети. При этом размер
площади самой локальной расстановки составляет 350120 км. Считается, что при таких параметрах и заданной точности определения координат эпицентра и глубины гипоцентра на уровне 1–2 км необходимо иметь не менее 6-ти высокочувствительных
цифровых регистраторов сейсмических сигналов. Поэтому при проведении сейсмического мониторинга в Туве привлекаются данные Алтае-Саянского филиала Геофизической службы (ГС) СО РАН и Центра мониторинга Красноярского НИИ геологии и минерального сырья и ЦМЭИ ЧС РТ. Это преимущественно данные, непосредственно
поступающие на наш сервер и обрабатывающиеся нами на месте. Кстати, показания
тувинских сейсмостанций и результаты их обработки существенно не отличаются от
данных, поступающих из названных центров. Согласно Договору о научно-техническом сотрудничестве, большую помощь по содержанию ЦМ и его функционированию институту оказывает некоммерческий партнёр «Экологический центр рационального освоения природных ресурсов» (Красноярск).
Территория Тувы в тектоническом отношении оценивается как регион с
наибольшей сейсмической активностью в пределах обширной Алтае-Саянской складчатой области (АССО), расположенной между координатами 80–100 в. д. и 46–
52 с. ш. Это подтверждается тем, что треть общего количества землетрясений в
АССО зарегистрирована в Туве.
Со времени начала работы ЦМЭИ при ТувИКОПР СО РАН, в период 2010–
2013 гг. в Туве произошло 1759 землетрясений, в т. ч. малых с М < 4 — 1694. Подавляющее большинство слабых землетрясений зафиксировано в пределах общей
48
эпицентральной зоны двух крупных, происшедших в Туве в 2011-м (с МS = 6,6) и в
2012-м г. (с МS = 6,5) землетрясений. Количество афтершоков — 1229, в т. ч. с М > 4 —
57. Вне эпицентральной зоны произошло 530 сейсмических событий, в т. ч. с M > 4 — 8
(Лебедев и др., 2013).
Рис. 1. Шагонарский узел слабых землетрясений за 2000–2013 гг.
В пространственном размещении слабых землетрясений не выявлено какойлибо закономерности, помимо того, что узловые их скопления в Центральной Туве не
увязываются с разрывной тектоникой, выделяемой на мелко- и среднемасштабных
геологических картах. Одним из таких узлов является Шагонарский (рис. 1), относящийся к тектонически слабоактивным территориям, где сейсмостатические данные
обычно малочисленны и проявление крупных землетрясений маловероятно. В 2000–
2013 годах в пределах Шагонарского узла произошло 413 сейсмических событий, в
т. ч. два с М > 4. Максимальная интенсивность возможного землетрясения в районе
пока даже не оценивалась, хотя в 53 км от центра этого узла в 2012 г. зафиксировано
сейсмическое событие с М = 4 с площадью сейсмогенной зоны ~ 1000 км2, которая
находится в непосредственной близости (южнее) от Шагонарского водохранилища
Саяно-Шушенской ГЭС. В пределах этой зоны также не проводилось каких-либо работ
по изучению характера деформаций и выявлению возможных сейсмодислокаций. Поэтому очевидна актуальность проведения здесь дополнительного геологического исследования по выявлению возможных сейсмодислокаций и оценкой вероятности возникновения наведённой сейсмичности в районе водохранилища.
Первую за последние десятилетия серьёзную обеспокоенность у жителей Тувы
вызвало землетрясение 23 августа 2002 г. с M = 4,4 и эпицентром вблизи водохранилища Саяно-Шушенской ГЭС (южнее г. Шагонар). В населённых пунктах Ак-Дуруг, ИштиХем и Торгалыг отмечены мелкие повреждения в виде трещин на потолках и стенах, на
49
печах отопления и др. Геологически район водохранилища расположен на пересечении
тектонических разломов — Унгеш-Тарбаганского юго-западного простирания и Тебекского северо-восточного (Кужугет, 2012). В течение последних 3-х лет в этом районе зафиксировано 5 землетрясений с интенсивностью (I) порядка 5-ти баллов, которые не
вызвали существенных повреждений в жилых домах и подворьях (рис. 2).
Рис. 2. Динамика количества землетрясений и их суммарной магнитуды во времени
В период 2001–2012 гг. наибольшее количество сейсмических проявлений в пределах Шагонарского узла в виде слабых землетрясений также приходится на 2010 г.
Годовое количество землетрясений и их суммарные магнитуды (см. рис. 2) постепенно
возрастали с 2002 по 2010 г., предшествующий крупному землетрясению в Туве в
2011 г. Можно ли рассматривать Шагонарский узел как зону накопления напряжений в
виде предварительных слабых толчков, спровоцировавших крупные землетрясения
2011 и 2012 гг. в Каахемской сейсмогенной зоне, расположенной в 250 км к северовостоку от него, — вопрос достаточно актуальный. Шагонарский узел и эпицентральные зоны крупных каахемских землетрясений находятся вблизи геоструктуры в составе Тебекского, Карахондергейского и Кызылского тектонических разломов, которые
могли оказать связующее влияние на процесс развития этих событий. Тем более, за
9 месяцев до проявления первого землетрясения в 50-ти км севернее Шагонара, в
зоне Тебекского разлома было сейсмическое событие с М = 4,5, что позволяет предположить, что и в будущем после проявления многочисленных слабых землетрясений
на локальных участках возможны крупные разрушительные сейсмические события.
Слабые землетрясения, как уже говорилось выше, могут оказать ощутимое влияние на образование мелких разрушений в жилых и производственных помещениях.
А в случаях, когда постройки находятся непосредственно над эпицентром, могут оказаться и более губительными. Отсюда следует, что выявление и картирование территорий, казалось бы, спокойных в сейсмическом отношении, не менее важно, чем в
сейсмоактивных районах. И особого внимания заслуживает необходимость микросейсморайонирования многонаселённых районов Центральной Тувы, где сосредоточены основные гражданско-промышленные агломерации республики.
ЛИТЕРАТУРА
Кужугет К.С. Проблемы мониторинга и прогнозирования после крупных землетрясений 2011–2012 гг. в Туве // Проблемы устойчивости функционирования стран и регионов в условиях кризисов и катастроф
современной цивилизации: XVII Междунар. науч.-практ. конф. по проблемам защиты населения и
территорий от чрезвычайных ситуаций (22–24.05.2012). М., 2012. С. 39–41.
Лебедев В.И., Рычкова К.М., Чупикова С.А., Кужугет К.С., Бутанаев Ю.А., Аюнова О.Д., Монгуш С.С.-С.
Сейсмогеологические и геотермические исследования на территории Тувы // Материалы VIII Междунар. симп. по фунд. и прикл. проблемам науки (10–12.09.2013, Непряхино, Челябинская обл.).
М.: РАН, 2013. С. 109–118.
50
В.И. ЛЕБЕДЕВ1, К.С. КУЖУГЕТ1, К.М. РЫЧКОВА1, А.Д. ДУЧКОВ2,
И.Л. КАМЕНСКИЙ3, С.А. ЧУПИКОВА1
2
1 — Тувинский институт комплексного освоения природных ресурсов СО РАН (Кызыл);
— Институт нефтегазовой геологии и геофизики им. А.А. Трофимука СО РАН (Новосибирск);
3 — Геологический институт Кольского научного центра РАН (Апатиты)
СЕЙСМИЧЕСКАЯ И ГЕОТЕРМАЛЬНАЯ АКТИВНОСТЬ
НА ТЕРРИТОРИИ ТУВЫ И СОПРЕДЕЛЬНЫХ РЕГИОНОВ
Планомерное изучение сейсмичности Южной Сибири началось одновременно с созданием Геофизической службы (ГС) СО АН СССР в 1959 г. На первой стадии сейсмологических исследований проведены инструментальные рекогносцировочные наблюдения, позволившие выявить положение главных эпицентральных сейсмических
зон и предварительно оценить уровень их сейсмической активности.
Рис. 1. Карта наиболее крупных землетрясений на территории Тувы и сопредельных регионов
(по А.Ф. Еманову и др., 2008)
Производство инструментальных сейсмологических наблюдений на юге Сибири
после ввода в эксплуатацию стационарной сети сейсмических станций в 1962 г. осуществляет Алтае-Саянская опытно-методическая сейсмологическая партия СО РАН
51
(АС ОМСП СО РАН). В её подчинении до 1996 г. насчитывалось 18 сейсмостанций, развёрнутых на юге Сибири, 4 из них (Усть-Элегест, Тоджа, Тээли и Эрзин) — на территории Тувы. Станция Усть-Элегест являлась опорной II класса и входила в сеть Всесоюзных (Всероссийских) сейсмостанций. Она была уничтожена в результате стихийного
бедствия 1996 г. и ликвидирована из-за отсутствия средств на восстановление. В связи
с резким сокращением объёмов финансирования сейсмологических исследований, модернизация сейсмостанций в Туве до 2002 г. не проводилась.
Рис. 2 . Схема сейсмоактивности и геотермального режима литосферы
52
Алтае-Саянская сейсмоактивная область (АССО) ограничена координатами 46–
56 с. ш. и 80–100 в. д. Данные о фиксированных инструментальных измерениях сейсмической активности на этой территории опубликованы в работе Н.Д. Жалковского и
др. (1995). Главной особенностью зарегистрированных сейсмических событий является многочисленность землетрясений энергетического класса  10 (с магнитудой
М  3,5) и линейно-узловое размещение их эпицентров. При этом подавляющее большинство землетрясений возникает на глубинах до 25 км, а максимум их концентрации
приходится на глубины 10–15 км. Возможные погрешности определения географических координат эпицентров землетрясений не превышают 10 км.
Карта распределения эпицентров землетрясений на территории Тувы и сопредельных регионов (рис. 1) отражает резкую неоднородность сейсмической активности.
Область наиболее высокой сейсмичности охватывает всю территорию Тувы, юго-восточную часть Горного Алтая, приграничные районы Бурятии и Монголии. В обозначенных контурах максимальной сейсмической активностью характеризуется относительно
узкая, но весьма протяжённая (более 200 км) Билинско-Бусийнгольская эпицентральная зона, расположенная на востоке Тувы (рис. 2). Она имеет субмеридиональное
простирание и приурочена к одноимённой межгорной впадине рифтогенного происхождения, трансформно секущей юго-западный фланг южной ветви Байкальской рифтовой зоны. Сейсмическая активность А10 на её южном фланге достигает максимальных в АССО значений, равных 0,4. Магнитуда наиболее сильного землетрясения, зафиксированного здесь в 1991 г., соответствует значению 6,5 (К  16).
С юга к Билинско-Бусийнгольской эпицентральной зоне примыкает субширотная
зона Северной Монголии, простирающаяся вдоль хребтов Хан-Хухийн-Гол и северных
отрогов хребта Болнай-Нуру. Активность А10 достигает здесь значений 0,3, а магнитуды двух сильнейших землетрясений, произошедших здесь в 1905 г., соответствовали
7,6 и 8,2. Высокой сейсмичностью характеризуется также территория Западной Тувы и
юго-восточной части Горного Алтая. Наибольшие значения сейсмической активности
(А10  0,2–0,3) характерны для узлов сочленения хребтов Юстыд – Хархира и ЦаганШибэту – Танну-Ола. Именно здесь произошли сильные землетрясения: Урэгнурское с
магнитудой 7,0 (1970 г.) и Кош-Агачское с M = 8,5 (2003 г.).
Территория Центральной Тувы и граничащей с ней Северо-Западной Монголии,
включающая Кызылскую и Убсунурскую межгорные впадины, сейсмически менее активна. Тем не менее, и в её северной части, вдоль хребтов Уюкский и Акад. Обручева,
фиксируются локальные сгущения эпицентров землетрясений с активностью
А10  0,02–0,05. Непосредственно в границах Тувы за инструментальный период изучения сейсмической активности было зарегистрировано более 138 сильных землетрясений энергетического класса  11. В Туве, занимающей 168,5 тыс. км2 или 11 % от
площади АССО, зарегистрировано 26 % сильных землетрясений от общего количества подобных сейсмических событий на Юге Сибири, т. е. уровень сейсмической активности здесь значительно выше фиксируемого по региону в целом. Кроме того,
здесь отчётливо проявлена корреляция высокосейсмичных зон с активизированными
в новейшее время участками глубинных долгоживущих разломов сдвигового типа.
Наиболее характерно это для узлов сопряжения Цаган-Шибэту – Хархиринской сдвиговой зоны с Южно-Таннуольским (на юге Тувы) и Хан-Хухийским (на северо-западе
Монголии) глубинными разломами, Билинско-Бусийнгольского рифта и Шишхидгольской системы сдвиговых разрывных нарушений, Агардагско-Окинской и Каахемской зон
глубинных разломов. Эпицентрами землетрясений фиксируется сопряжение активизированных ветвей Агардагской и Хан-Хухийской зон разломов.
Ряд субширотных зон разломов глубинного заложения (Азасский, Каахемский,
Хемчикский, Шуйский) трассируется одиночными эпицентрами либо их локальной
совокупностью, тяготеющей преимущественно к узлам пересечения и сопряжения
новейших сбросо-сдвигов. В то же время, некоторые крупные разломы, напр., ВосточноТувинский, Унгешский, Байсютский, Убсунур-Баянкольский, в сейсмическом отношении
себя не проявляют. Ещё меньшая зависимость интенсивности сейсмических событий
выявляется при сопоставлении фиксируемых значений в эпицентрах землетрясений,
пространственно совпадающих с локальными разрывными структурами низкого порядка.
На территории Тувы наблюдаются отдельные скопления эпицентров землетрясений, которые не увязываются с закартированными элементами разрывной тектоники.
53
По-видимому, это обусловлено несовершенством методологии картирования дизьюнктивных нарушений, сложностью оценки их пространственно-временных связей с системами глубинных разломов и их тектонической активности, наличием невыявленных
(скрытых) разломов или разломов, только зарождающихся на больших глубинах.
В результате изучения тектономагматических событий мезокайнозоя сделано предположение о продолжающейся мантийно-коровой активизации в регионе, и, как следствие,
высокой вероятности возобновления вулканических извержений на Восточно-Тувинском
лавовом нагорье (Лебедев и др., 2001). В современной внутриплитной геодинамической
ситуации происходит процесс (в пределах геологического времени) отжимания материала астеносферной линзы из центральной зоны Южно-Байкальской вулканической области на её западный фланг — Восточно-Тувинское лавовое нагорье. Этот процесс может спровоцировать новейшую тектономагматическую и сейсмическую активизацию.
Возможно, ещё только зарождающимися разломами объясняются сгущения эпицентров
и отдельные землетрясения на Восточно-Тувинском лавовом нагорье, не связанные с
выявленными элементами разрывной тектоники.
В работе Н.Д. Жалковского и др. (1995) сделано предположение, что «... разные
районы сейсмоактивных зон различаются между собой только частотой возникновения землетрясений, но не предельной их величиной». Подтверждением этому являются Спитакское и Нефтегорское землетрясения, которые по силе значительно превосходили установленные для этих районов максимальные значения сейсмичности.
В последние 10 лет в западной, ранее относительно слабоактивной части АССО также
произошли землетрясения, по силе превышающие предельные значения. В Центральной Туве вдоль хребтов Уюкский и Акад. Обручева, где наблюдаются небольшие сгущения эпицентральных слабоактивных зон (А10  0,02–0,05), произошли два сильных
землетрясения энергетического класса 14 и, возможно, это не предельная величина
вероятных землетрясений в этом геоблоке.
Рис. 3. Схема пунктов измерений теплового потока
Поэтому всю территорию Тувы и сопредельных регионов следует рассматривать
как область с высокой сейсмической активностью и возможными сильнейшими землетрясениями. Поэтому возникают проблемы прогноза землетрясений и обеспечения
54
сейсмобезопасности населения и инфраструктуры региона. Методика прогноза среднесрочных катастрофических землетрясений, разработанная учёными Международного института теории прогноза землетрясений и математической геофизики РАН, позволила предсказать сильнейшие землетрясения, в т. ч. Спитакское (1988 г.) и ЮжноКурильское (1994 г.). При адаптации методики прогноза с учётом ретроспективных
данных для региона удалось подтвердить 40 событий из 45. Использование этой методики в Туве сдерживается отсутствием системных наблюдений сейсмических событий надлежащей точности.
Геотермические исследования на территории Тувы (рис. 3) выполнялись в прошлом столетии (1970–1990 гг.) сотрудниками Института геологии и геофизики СО АН
СССР (Новосибирск) и Тувинского комплексного отдела СО АН СССР (Кызыл). В рамках этих работ выполняются исследования теплового потока литосферы, измерения
геотермического градиента в скважинах преимущественно в Центральной Туве, поскольку в Восточной Туве скважины, пригодные для таких замеров, отсутствуют. Параметрическая оценка сейсмической и тектономагматической активности невозможна
без инструментального изучения теплового поля и оценки геодинамического состояния этого сегмента литосферы, поэтому с 2003 г. для оценки теплового потока применяются современные методы газовой геохимии (Лебедев и др., 2001) и анализ проб из
многочисленных очагов термоминеральной разгрузки. Исследовано 5 таких очагов,
приуроченных к активным разломам в бортовой части Билинско-Бусийнгольского
рифтогенного грабена и его горном обрамлении. Пробы отобраны из многочисленных
горячих источников в центральной части рифта (в районе сезонного курорта УшБельдир), из термальных Тарысских источников Эми-Бусийнгольской зоны, из источников Салдам, приуроченных к зоне сопряжения Агардагского и Бусийнгольского разломов, из источников Маймалыш в срединной части хр. Акад. Обручева, из сероводородного источника Нарын в западной части Сангиленского поднятия.
По данным районирования минеральных вод (Лысак, Писарский, 1999), четыре
опробованных источника (Уш-Бельдир, Тарыс, Салдам и Маймалыш) расположены в
Прихубсугульской области азотных терм, а один (Нарын) — в Центрально-Тувинской
области минеральных вод сероводородного состава. Газовые и водные пробы отобраны в соответствии с рекомендованной для изотопно-гелиевых исследований методикой (Сугоракова и др., 2003), их отбор сопровождался измерением температуры и
определениям содержания SiO2. Анализы элементного и изотопного состава гелия и
других благородных газов производились в лаборатории Геохронологии и геохимии
изотопов Геологического института Кольского НЦ РАН. Содержание двуокиси кремния
определялось в ТувИКОПР СО РАН. По полученным результатам рассчитывалось
среднее содержание отношений изотопов гелия в целом по очагу. В результате установлено, что изотопно-гелиевые отношения в центральной части грабена близки между собой и составляют 51,5–55,6, в Тарысских источниках, расположенных к югу от
Уш-Бельдирских, — варьируют более широко (31,2–69,0), а на юго-западном ответвлении Бусийнгольского разлома (источники Салдам) в 2-х водных пробах составляют
36,8 и 50,2. Доля мантийного гелия, как и отношение его изотопов, по простиранию
грабена в южном направлении снижается незначительно.
Сравнение значений изотопно-гелиевых отношений в пробах из Бусийнгольской
впадины с аналогичной информацией по другим межгорным котловинам Южной Сибири
(Дучков и др., 1989, 2010) свидетельствует о сходстве их изотопно-геохимических и геотермальных характеристик с данными по Баргузинской котловине, о некотором превышении по Байкальской и существенном превышении значений по Чарской и ЦиноБаунтовской впадинам, в то время как они весьма значительно (на порядок) ниже значений по Тункинской и несколько ниже данных по Хубсугульской котловинам. К западу от
Бусийнгольского рифта изотопно-гелиевые отношения не снижаются, как в Байкальской
рифтовой зоне, а практически остаются равными значениям из источников в контурах
впадины, либо возрастают на порядок, что свидетельствует о том, что юго-западный
фланг Байкальской рифтовой зоны не ограничивается Бусийнгольским грабеном.
Газовым пробам Тарыса с повышенным содержанием общего гелия соответствуют
пониженные изотопно-гелиевые отношения. Соотношения общего гелия с изотопно-гелиевым отношением в других объектах не достаточно отчётливые. Доля мантийного гелия, варьирующая от 3,9 до 4,8 % в источниках Бусийнгольской впадины и достигающая
55
11,2 % в Маймалышском источнике, свидетельствует о его неравномерном поступлении
по структурам геотермальной системы. Высокое содержание мантийного гелия во флюидах Маймалышского источника говорит о наличии повышенного теплового потока в
широтной структуре, контролирующей размещение голоценовых трещинных вулканических извержений, сформировавших Каахемскую долинную лавовую реку.
Таким образом, установлено, что изотопно-гелиевые отношения в БилинскоБусийнгольской рифтогенной структуре и Байкальской рифтовой зоне характеризуются
близкими значениями, превышающими фоновое отношение для континентальной коры,
формировавшейся в палеозое. Несмотря на значительное распространение вулканических продуктов кайнозойского возраста на территории Восточной Тувы и относительно
низкие (3,9–4,8 %) концентрации мантийного гелия в термальных источниках, повышенные значения изотопно-гелиевых отношений могут служить косвенным доказательством
начальной стадии раскрытия рифта. В то же время, высокие изотопно-гелиевые отношения в пробах Маймалышского термального очага наряду с широким распространением продуктов голоценового вулканизма свидетельствуют о том, что тектоническая и геотермальная активизация юго-западного фланга Байкальской рифтовой зоны не ограничивается трансформной структурой Бусийнгольского рифтогенного грабена.
Сейсмологический мониторинг, геологические, геофизические и изотопно-геохимические исследования должны обеспечить объективную комплексную характеристику современных внутриплитных геодинамических процессов. Вместе с тем, сейсмологический мониторинг потребует создания сети цифровых сейсмостанций и пунктов режимных вибросейсмических наблюдений. Эта же сеть может быть использована
для проведения геофизических исследований, включая геодезические, тектономагнитные, эманационные, электроразведочные, гравиметрические, наклономерно-деформографические методы.
Изотопно-геохимические исследования нужны для определения параметрических характеристик теплового и флюидного потоков в геотермальных полях, таких
как Уш-Бельдир, Чойган-Хем, Тайрисин-Гол, приуроченных к системам новейших разломов в сейсмоопасных зонах. На схеме новейших разломов, кайнозойского вулканизма и сейсмологической ситуации (см. рис. 2) в изолиниях интенсивности показаны
аномальные поля вероятного размещения прогнозируемых землетрясений и вулканических извержений, а также геотермальная характеристика разреза литосферы.
ЛИТЕРАТУРА
Дучков А.Д., Лебедев В.И., Соколова Л.С. и др. Новые данные о тепловом потоке Западной Сибири
// Геология и геофизика. 1989. № 1. С. 140–144.
Дучков А.Д., Рычкова К.М., Лебедев В.И. и др. Оценки теплового потока Тувы по данным об изотопах гелия в термоминеральных источниках // Геология и геофизика. 2010. Т. 51. № 2. С. 264–276.
Еманов А.Ф., Еманов А.А., Лескова Е.В., Колесников Ю.И. Геодинамические и техногенные процессы в
сейсмичности Алтае-Саянской горной области // Современная геодинамика массива горных пород
верхней части литосферы: истоки, параметры, воздействие на объекты недропользования / Под
ред. М.Д. Новопашина. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2008. С. 176–267.
Жалковский Н.Д., Кучай О.А., Мучная В.И. Сейсмичность и некоторые характеристики напряжённого состояния земной коры Алтае-Саянской области // Геология и геофизика. 1995. Т. 36. № 10. С. 20–30.
Лебедев В.И., Ярмолюк В.В., Сугоракова А.М. и др. Новейший вулканизм и вероятность тектономагматической активизации сейсмоопасных зон на территории Тувы // Состояние и освоение природных
ресурсов Тувы и сопредельных регионов Центральной Азии. Геоэкология природной среды и общества: Науч. тр. ТувИКОПР СО РАН / Отв. ред. докт. геол.-мин. наук В.И. Лебедев. Кызыл:
ТувИКОПР СО РАН, 2001. С. 46–52.
Лысак С.В., Писарский Б.И. Оценка теплового потока по изотопам гелия в газовом составе подземных
вод Байкальской рифтовой зоны и окружающих районов // Вулканология и сейсмология. 1999. № 3.
С. 45–55.
Сугоракова А.М., Ярмолюк В.В., Лебедев В.И. Кайнозойский вулканизм Тувы / Отв. ред. докт. геол.-мин.
наук А.Э. Изох. Кызыл: ТувИКОПР СО РАН, 2003. 92 с.
56
А.Н. ОВСЮЧЕНКО1, Е.А. РОГОЖИН1, А.В. МАРАХАНОВ1,
К.С. КУЖУГЕТ2, Ю.В. БУТАНАЕВ2, А.С. ЛАРЬКОВ1, С.С. НОВИКОВ1
2
1 — Институт физики Земли РАН (Москва);
— Тувинский институт комплексного освоения природных ресурсов СО РАН (Кызыл)
РЕЗУЛЬТАТЫ ПОЛЕВЫХ СЕЙСМОГЕОЛОГИЧЕСКИХ
ИССЛЕДОВАНИЙ ТУВИНСКИХ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ 2011–2012 ГГ.
ВВЕДЕНИЕ. Землетрясения произошли зимой 2011–2012 г. на хр. Акад. Обручева.
По данным ГС РАН (http://www.ceme.gsras.ru) первое сильное событие (27.12.2011 г.) имело Ms  6,7 (MW  6,6 по данным NEIC), расчётная интенсивность в эпицентре составила
I0  8 баллов. Второе, неожиданное для всех, случилось 26.02.2012 г. с МS  6,8 (Mw  6,7
по данным NEIC) и расчётной интенсивностью в эпицентре — I0  9 баллов. Глубины гипоцентров обоих событий по этим же данным составили 10 км. Разброс в первоначальном определении координат эпицентров землетрясений оказался очень велик и представления о положении очагов имели лишь самый общий характер (рис. 1).
Рис. 1. Положение эпицентров землетрясений 27.12.2011 (звёздочки) и 26.02.2012 (квадратики)
по данным из различных источников (http://www.ceme.gsras.ru/)
АС — Алтае-Саянский филиал Геофизической службы СО РАН (Новосибирск), БФ — Байкальский филиал Геофизической службы РАН (Иркутск), ГС РАН — Геофизическая служба РАН (Обнинск), КНИИГИМС — Красноярский научноисследовательский институт геологии и минерального сырья, IRIS — Объединённый НИИ сейсмологии (США).
57
Рис. 2. Механизмы очагов землетрясений 27.12.2011 г. и 26.02.2012 г. в стереографической проекции
на нижней полусфере по данным из различных источников (http://www.ceme.gsras.ru/)
Механизм очагов тувинских землетрясений показан на рис. 2. Подвижка при
первом сильном толчке имела преимущественно сдвиговую кинематику, при втором — преимущественно взбросовую с компонентой сдвига. При северо-западном
простирании действующей плоскости смещений горизонтальный сдвиг был правосторонним; при северо-восточной ориентировке — левосторонним.
Район землетрясений был предварительно изучен сотрудниками ИФЗ РАН в
начале апреля 2012 г. Тогда же проведён аэровизуальный осмотр эпицентральной зоны с вертолёта. Затем, в августе – октябре 2012 г., были выполнены более детальные
исследования, продолженные в июне и августе – ноябре 2013 г. Кроме того, практически сразу после второго сильного толчка, в начале марта 2012 г., эпицентральную
зону целенаправленно посетили жители с. Сарыг-Сеп А.М. Якушенко и В.В. Трегубов,
что позволило составить представление о некоторых сейсмогенных нарушениях по
свежим следам.
Исследования проводились по трём направлениям: 1 — макросейсмическое изучение следов сотрясений в ближней зоне; 2 — детальное сейсмотектоническое картирование первичных сейсморазрывов, отражающих выход очага на поверхность; 3 —
палеосейсмогеологическое изучение структуры, породившей толчки 2011–2012 гг.
РЕЗУЛЬТАТЫ
ПОЛЕВЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ. Землетрясения произошли в глухой горнотаёжной местности без постоянного населения. В связи с этим, при исследованиях в
ближней зоне, основными исследуемыми эффектами землетрясений стали геологические. Главным руководством по оценке интенсивности сотрясений послужила шкала
2
ЕЕЕ1 (Earthquake environmental effects), разработанная в рамках проекта INQUA (Рогожин, 2009; 2012; Tatevossian et al., 2009). Важнейшей особенностью применения шкалы
ЕЕЕ является детальное исследование и учёт ландшафтных и геолого-геоморфологических условий образования выявляемых нарушений. Это связано с тем, что распределение и выразительность геологических проявлений землетрясения определяются
конкретными геолого-геоморфологическими условиями местности и временем года.
При сейсмотектоническом картировании первичных сейсморазрывов уделялось
внимание линейным нарушениям земной поверхности, несущим общие признаки тектонических деформаций (Палеосейсмология, 2011; Рогожин, 2012).
Природные условия эпицентральной области. Климат района — резко континентальный с продолжительной (с октября по апрель) зимой, рельеф расчленённый
с абсолютными высотами от 900 до 2400 м. До гипсометрического уровня 1850–2000 м
распространена густая кедрово-лиственничная тайга, сменяющаяся выше, в гольцовой зоне, горной тундрой в долинах и обширными полями каменных россыпей на водоразделах. Водоразделы имеют пологие очертания с выровненными площадками и
отдельными невысокими горушками. Склоны гор в таёжной зоне, как правило, очень
крутые, однако густой растительный покров с мощной корневой системой, особенно
1
2
ЕЕЕ (Earthquake environmental effects) — эффекты землетрясения в природной среде.
INQUA (International Union for Quaternary Research) — Международный союз по изучению
четвертичного периода.
58
характерной для кедров, препятствует развитию обвально-осыпных и оползневых
процессов. Препятствует этому и широко распространённая в районе вечная мерзлота, оттаивающая летом лишь до глубины в первые метры.
Коренные породы представлены в основном прочными магматическими, вулканогенными и вулканогенно-осадочными образованиями палеозойского возраста. Основной формой перемещения продуктов дезинтеграции коренных пород является
медленное массовое перемещение склонового чехла (дефлюкция), закреплённого
корневой системой. В верховьях речных долин, выходящих в гольцовую зону, нередко
обнаруживаются селевые очаги, а селевые отложения слагают обширные конусы выноса транзитных водотоков. В днищах речных долин и на пологих склонах часто распространены мерзлотные болота (мари), где господствуют мерзлотные приповерхностные процессы — сезонное пучение, солифлюкция (сезонное течение склонового
чехла по кровле мёрзлых пород или жёсткому основанию) и десерпция (выдавливание крупных глыб с вымыванием при этом мелкозёма и перемещением рыхлого чехла). Эти процессы быстро нивелируют все «посторонние» неровности рельефа.
Основная водная артерия района — р. Дерзиг (правый приток р. Каа-Хем). Долина реки имеет неоднородное строение, расширяясь в тектонических впадинах и сильно сужаясь на антецедентных участках. В пределах последних долина имеет ящикообразный поперечный профиль с пологим днищем шириной 300–700 м и крутыми
склонами. Русло реки — извилистое, с очень быстрым течением и многочисленными
протоками, изобилует песчаными косами, перекатами, островами и заполнено валунно-галечными отложениями. Ширина русла не более 80 м. Во впадинах прирусловая
часть долины (пойма) расширяется до 1 км. Здесь увеличивается количество проток и
происходит накопление песчано-глинистого и валунно-галечного аллювия. Река имеет
крайне непостоянный паводковый режим и разливается на первые сотни метров от
русла при таянии снега или во время летних дождей. Весенним разливом реки 2012 г.
были размыты песчано-глинистые наносы, покрывавшие пойму, и завуалированы
следы сейсмовибрационных эффектов землетрясений.
Рис. 3. Карта сейсмодислокаций тувинских землетрясений
59
Таким образом, почти сплошное зимнее промерзание грунтов и специфические
ландшафтно-геоморфологические условия местности препятствуют развитию сейсмогенных нарушений рельефа, что внесло существенные поправки в распределение
макросейсмического эффекта землетрясений.
Эффекты землетрясений чётко делятся на две группы: вторичные и первичные.
Вторичные нарушения представляют собой результат сейсмических сотрясений, тогда
как первичные отражают собой выход очага землетрясения на поверхность.
Вторичные нарушения. Вторичные нарушения представлены сейсмогравитационными и сейсмовибрационными образованиями. К первым относятся обвалы,
осыпи, камнепады, трещины отседания (отпора), наблюдаемые на крутых склонах, а
также редкие оползни склонового чехла. К сейсмовибрационным эффектам землетрясения можно отнести, в первую очередь, следы выбросов, излияния и выдавливания обводнённого песка из трещин в поймах крупных рек (грифоны), а также образование трещин на ровных поверхностях, сложенных рыхлыми грунтами, без усиления гравитацией.
Максимальное количество сейсмогравитационных нарушений обнаружено в
среднем течении р. Дерзиг. Однако наиболее яркие проявления сотрясений зафиксированы в верховьях ручьёв Верхний и Нижний Кара-Хем и на юго-западных склонах
хр. Час-Тайга, где обнаружены сейсморазрывы (рис. 3).
В среднем течении р. Дерзиг, в правом борту долины, отмечено скопление глыб
(мелкий обвал) размером до 4 м в поперечнике, отколовшихся от отвесных скальных
обрывов и перемещённых на расстояние до 7–8 м в горизонтальном направлении.
Наиболее крупная глыба, длиной ~ 4 м и шириной 2 м, судя по отсутствию вмятин на
склоне и её положению относительно ниши отрыва, была выброшена из скалы и отлетела примерно на 4 м в горизонтальном направлении (рис. 4 Б). Таким образом, это
гравитационное нарушение можно квалифицировать как сейсмический выброс глыб
или сейсмодеформацию выброса в терминологии А.А. Никонова (1995).
Рис. 4. Вторичные нарушения в долине р. Дерзиг (пояснения в тексте)
60
Подобные выбросы возникают, когда локальные пиковые ускорения мгновенно
превышают ускорение силы тяжести. В целом же вдоль борта долины на рассматриваемом участке наблюдаются лишь отдельные камнепады, часто также с признаками
аномального перемещения в горизонтальном направлении (рис. 4 А). В одном случае
отмечен обвал, сложенный крупными (до 2 м в поперечнике) глыбами бурых, трещиноватых, сильно изменённых раннедевонских порфиритов и кварцитов, налегающий в
виде плаща на крутой обнажённый склон (рис. 4 В, Г).
В днище долины р. Дерзиг, у бровки пойменной террасы, отмечены отдельные
раскрытые трещины отпора шириной до 15 см, при длине до 10 м. Вдоль трещин сохранился песок, по-видимому, выброшенный при одном из землетрясений. Для трещин характерно раскрытие без разрыва корней, что отличает их от сейсмотектонических разрывов.
Ещё один показательный участок расположен в правом борту долины р. Дерзиг.
Здесь склон долины мелкого ручья крутизной 40–50  в результате землетрясения
оказался покрыт многочисленными свежими оплывинами, мелкими (до 8 м в поперечнике) оползнями, трещинами отседания склона и поваленными деревьями (рис. 5).
Днище долины и русло ручья почти полностью завалены переломанными деревьями и
камнями, скатившимися или прилетевшими со склона. В днище долины, вдоль борта
руслового вреза высотой до 4 м, протягиваются трещины отрыва склонового чехла.
В результате борта руслового вреза оказались почти полностью обнажены, а чехол
был сорван и перемещён в русло.
Рис. 5. Полностью заваленная долина ручья в левом борту р. Дерзиг
На хребте Час-Тайга эффекты землетрясения становятся ярче. Здесь отмечены
многочисленные выброшенные камни, обвалы, осыпи, камнепады и сейсмовибрационные трещины. Наиболее крупные выброшенные глыбы достигают 2 м в поперечнике (рис. 6).
В этом же районе, в верховьях ручья Васильевский, на водораздельной седловине, отмечена единственная повреждённая (перекошенная) изба (рис. 7) размером
22 м, срубленная 2–4 года назад. Брусья сместились в северо-западном направлении на 10–15 см. Основное смещение произошло у основания, во втором венце снизу.
Дверь избы из-за перекоса отлетела примерно на 1 м. По-видимому, тогда же на избу
упал молодой (диаметром до 10 см) кедр, надломившийся на высоте 4 м и при падении сломавший крышу.
61
Рис. 6. Глыба размером 21,5 м, выброшенная из земли в горизонтальном направлении
(северо-западное окончание хр. Час-Тайга)
Рис. 7. Перекошенная изба в верховьях ручья Васильевский
Согласно шкале ЕЕЕ, описанные сейсмические эффекты можно увязать с сотрясениями в 9 баллов. Девятибалльная зона прослеживается до среднего течения ручьёв Верх. и Ниж. Кара-Хем и верховьев р. Осерцово (рис. 8).
Собранные данные о распределении вторичных эффектов землетрясений позволяют грубо наметить участки восьми- и девятибалльных сотрясений (рис. 9). В целом зона интенсивных поверхностных деформаций образует овальную область, вытянутую в север-северо-западном направлении. При этом ориентировка построенных
изосейст совпадает с простиранием сейсморазрывов.
Первичные нарушения (сейсморазрывы). Очаги обоих землетрясений вышли на поверхность в виде закономерных систем сейсморазрывов. Очаг февральского события был обнаружен и предварительно обследован уже в начале апреля
2012 г. (Рогожин и др., 2012). Важно, что сейсмические разрывы земной поверхности
были обследованы до стаивания снега, т. е. в зимних условиях, близких ко времени
землетрясений.
62
Рис. 8. Осыпь в среднем течении ручья Верх. Кара-Хем (А) и оползень в верховьях р. Осерцово
Рис. 9. Карта изосейст в ближней зоне тувинских землетрясений (условные обозначения см. на рис. 3)
63
Рис. 10. Карта сейсморазрыва декабрьского землетрясения 2011 г.
Рис. 11. «Рыскающий» сдвиговый разрыв на склоне водораздела
64
Рис. 12. Сдвиговый разрыв в долине ручья
Рис. 13. Корень дерева, разорванный на глубине 0,6 м (сам разрыв скрыт подо мхом)
Это позволило составить точное представление о морфологии сейсмотектонических разрывов, т. к. уже весной 2012 г. разорванный торф во многих местах оплыл,
скрыв многие важные детали. Очаг первого, декабрьского землетрясения был обнаружен только весной 2013 г., после получения детальной информации об афтершоках,
опубликованной Алтае-Саянским филиалом ГС РАН (Еманов и др., 2013).
Оба разрыва секут на своём пути все формы рельефа и демонстрируют чёткий
структурный рисунок, свойственный тектоническим деформациям.
65
При этом сейсморазрывы приурочены к разнообразным более древним
морфоструктурам
(валам-поднятиям,
крутым
бортам
седловин-грабенов,
спрямлённым долинам водотоков и др.)
и разделяют участки с резко различными геоморфологическими условиями.
Связь разрывов с конкретными событиями точно устанавливается по соответствию с решениями механизмов
(см. рис. 2), а длина разрывов находится в чётком соответствии с силой землетрясений. Иными словами — сдвиговый разрыв декабрьского землетрясения короче взбросо-сдвигового февральского. Основная особенность этих
событий — небольшая длина сейсморазрывов относительно их магнитуды.
Разрыв, вскрывшийся при землетрясении 27.12.2011 г., имеет северсеверо-западное простирание и правосдвиговую кинематику смещений на
50–60 см. Амплитуда смещения замерена в нескольких местах по разорванным
корням деревьев. Длина сейсморазрыва
составляет ~ 1,6 км.
Рис. 14. Сбросо-сдвиг на восточном ограничении
седловины-грабена
Рис. 15. Карта сейсморазрыва февральского землетрясения 2012 г.
66
Однако, учитывая наличие коротких трещин растяжения в приводораздельной
части хребта, вписывающихся в общий структурный ансамбль, длина системы нарушений составляет 3,1 км (рис. 10). Нарушения представлены в основном системой сопряжённых коротких трещин растяжения и сжатия (рис. 11–13). На южном окончании
системы сейсморазрывов задокументированы два сбросо-сдвига (рис. 14), между которыми заключена широкая и плоская как футбольное поле седловина, резко контрастирующая с окружающими чрезвычайно крутыми склонами. Седловина представляет
собой зону растяжения на окончании сдвигового разрыва — грабен, который неоднократно испытывал тектоническое опускание при таких же землетрясениях.
Длина сейсморазрыва, вскрывшегося при землетрясении 26.02.2012 г., составила немногим менее 4 км. Разрыв имеет взбросо-сдвиговую кинематику и вытянут в север-северо-западном направлении. Максимальная величина горизонтального сокращения по разрыву достигла 1 м, величина сдвига — до 50 см, смещение в вертикальной плоскости — до 80 см. Среди нарушений можно выделить три основных типа:
взбросо-надвиговый, взбросо-сдвиговый и сдвиговый. Системы разрывов связаны
друг с другом постепенными переходами, в целом образуя закономерный взбрососдвиговый структурный ансамбль общей протяжённостью ~ 4 км (рис. 15).
Разрывы приурочены к днищу крупной впадины, образованной верховьями ручьёв Верхний и Нижний Кара-Хем, оконтуривая более мелкую впадину 2-го порядка.
Взбросо-надвиги наиболее ярко проявлены в подножии хр. Час-Тайга, вдоль восточного борта впадины 2-го порядка.
В долине Ниж. Кара-Хема свежий взбросовый разрыв с азимутом простирания
350–0 наращивает более древний уступ высотой 1,5–1,8 м (рис. 16). В северном
направлении свежий разрывный уступ постепенно сменяется валом, «подросшим»
при землетрясении на 50–80 см. Вал покрыт короткими разнонаправленными закрытыми трещинами длиной до 3 м без видимого смещения. Ширина вала — ~ 5 м. Вал
захватывает участок поймы ручья и прилегающего склона. Этот участок с болотной
растительностью (моховые и злаковые кочки; кустарники — карликовая берёзка, золотарник, голубика; редколесье — кедр, лиственница, ель) оказался приподнят.
В результате, на высохшем участке, злаковые кочки засохли полностью, а берёзка и
золотарник начали отмирать. Все крупные деревья наклонены, в основном в восточном направлении. Реже (в основном сухие) деревья оказались сломаны и повалены.
Рис. 16. Взброс в долине Ниж. Кара-Хема
67
Рис. 17. Зарисовка и фото канавы (К–1), пройденной вкрест простирания взброса в долине Ниж. Кара-Хема
В специально пройденной канаве К–1 вертикальная компонента смещения по
взбросу (высота свежего уступа) не превышает 60-ти см (рис. 17). Горизонтальное
сокращение дернового горизонта почвы по разрыву составляет 90–95 см.
В настоящее время жёсткий козырёк, образовавшийся зимой в результате февральского землетрясения, оказался практически снивелирован, а дёрн лежит друг на друге,
двумя слоями. Ниже залегают гранитные глыбы и щебень со следами грубой окатанности. В поднятом крыле современного разрыва наблюдается более древний разрыв,
сместивший кровлю песчаного слоя в нижней части вскрытого разреза. В приповерхностной части разреза древний разрыв сопровождается сдваиванием древнего
почвенного профиля (палеопочв). Древняя (предпоследняя) подвижка по своим параметрам была практически аналогична современной. Из палеопочвы отобраны образцы на радиоуглеродный анализ, которые помогут восстановить возраст предпоследней подвижки.
На затухании взбросо-сдвиговой системы разрывов в долине Ниж. Кара-Хема
наблюдается очень пологий (под углом 10–30) надвиг с азимутом простирания 345–
355 (рис. 18). Величина горизонтального сокращения дернового покрова по надвигу
составляет 80 см. Надвиг обрезается и продолжается в восточном направлении раздвиговым разрывом с азимутом простирания 50–60. Раздвиг представляет собой небольшой ров длиной до 4 м при ширине до 60 см. На уровне дернового покрова ров
имеет вертикальные, будто бы обрезанные ножом, стенки и плоское дно, заполненное
торфом и песчано-глинистыми наносами.
В днище долины Ниж. Кара-Хема образовался опущенный заболоченный
участок. С запада он ограничивается линейной зоной скучивания торфяного покрова с
азимутом простирания 330–340. Зона скучивания обрамляет плоский участок днища
долины, заросший кустарником, мхом, кочками и редким лесом. Ручей здесь не образует руслового вреза, постоянно мигрирует между кочками и откладывает на поверхности поймы песчаные наносы. На отдельных участках зона скучивания торфяного
покрова распадается на короткие, многочисленные валы север-северо-восточного
простирания высотой до 0,8 м, рассечённые магистральным зияющим разрывом.
Величина левого сдвига по разрыву, замеренная по разорванному дереву, достигает
40 см (рис. 19).
68
Рис. 18. Надвиг со сдвиговой компонентой в долине Ниж. Кара-Хема
Рис. 19. Левый сдвиг в долине Нижнего Кара-Хема
69
Рис. 20. Правые взбросо-сдвиги на водоразделе ручьёв Ниж. и Верх. Кара-Хем
Рис. 21. Взброс на водоразделе ручьёв Ниж. и Верх. Кара-Хем
На водоразделе ручьёв Ниж. и Верх. Кара-Хем прослеживаются две системы
разрывов — преимущественно правосдвиговая (рис. 20) и взбросовая (рис. 21). Правосдвиговая система с азимутом простирания 330–340 прослеживается на 200 м в
западной части впадины. Разрывы — правые взбросо-сдвиги, в основном открытые с
зиянием 5–20 см. Вертикальная величина смещения — 30–35 см, измерена по высоте
70
уступа. Величина правого сдвига, измеренная по разорванным корням, — 20–25 см.
Система имеет эшелонированное строение, отдельные разрывы достигают в длину
50 м. При отклонении разрывов по простиранию в север-северо-восточном направлении они принимают характер зон растяжения с шириной зияния до 30 см. При западсеверо-западном простирании по разрывам наблюдается горизонтальное сжатие, выраженное незначительным (не более 10 см) перекрытием дернового покрова.
В верховьях ручья Верх. Кара-Хем образовалась похожая система сдвигов и
взбросов. При этом также фиксируются сдвиги как левые, так и правые. Вдоль восточного борта впадины прослеживается вал субширотного простирания высотой до 8 м
при ширине до 25 м. С юга вал ограничен взбросо-надвиговым разрывом, по которому
прилегающий участок заболоченной поймы шириной около 1,5 м, заросший мхами и
кустарником, оказался приподнят на 60–70 см (рис. 22). Величина горизонтального
сокращения дернового покрова по разрыву — 0,9–1 м, взбросо-надвиговый козырёк
(висячее крыло разрыва) рассечён многочисленными, короткими (до 2 м) поперечными трещинами. Трещины — зияющие (шириной до 30 см), в них обнажается разрез
деформированного дернового покрова и подстилающих темно-коричневых обводнённых супесей.
Рис. 22. Взброс в долине Верх. Кара-Хема
71
Рис. 23. Ступени (показаны стрелками) на склоне приразломного уступа в долине Верх. Кара-Хема
72
Рис. 25. Вал сжатия в пределах левосдвигового разрыва в долине Верх. Кара-Хема (апрель 2012 г.)
Рис. 26. Вал сжатия в пределах левосдвигового разрыва в долине Верх. Кара-Хема (апрель 2012 г.)
73
Рис. 27. Эпицентры землетрясений (по данным АСФ ГС РАН) с изолиниями сгущения
эпицентров афтершоков (Еманов и др., 2013) и положением сейсморазрывов
У основания новообразованного уступа возникло понижение, заполненное водой.
Вода поступает с вала, на котором бьют многочисленные новообразованные родники.
Южный склон вала имеет ступенчатое строение — кроме нижней ступени, возникшей
в результате зимней подвижки, выше наблюдаются ещё две ступени со сходными
морфологическими параметрами (рис. 23). По-видимому, они связаны с предыдущими
сейсмотектоническими подвижками и отражают последовательное подрастание вала
в результате сильных землетрясений.
Разрывы в долине Верх. Кара-Хема были впервые обследованы ещё до стаивания снега, т. е. в зимних условиях, близких ко времени землетрясений (рис. 24, 25).
Наиболее ярко взброс представлен на пересечении с замёрзшим ручьём, т. к. здесь
была разорвана твёрдая заледеневшая поверхность. Взбросовый разрыв выражен
козырьками высотой до 55 см. Величина горизонтального сокращения по таким разрывам также достигает 55 см. На поверхности, заросшей мхом, густым кустарником и
деревьями, взбросо-надвиги переходят в валы сжатия высотой до 0,8 м. Ориентировка взбросо-надвигов на исследованном участке — 345–355, азимут простирания валов сжатия — 300–355.
74
На одном участке закартирована зона левостороннего сдвигового сейсморазрыва, представленная эшелонированной системой протяжённых притёртых (незияющих)
трещин длиной до 10 м каждая. Трещины разделяются поперечными валами сжатия
высотой 20–30 см, длиной ~ 1 м и шириной 30–50 см. Один из валов нарушен в пригребневой части зияющей трещиной (см. рис. 25).
В северном направлении система разрывов оканчивается линейным валом с
азимутом простирания 320–330. С востока вал окаймляется взбросом (рис. 26) с высотой уступа до 40 см и величина горизонтального сокращения 20–25 см. В тылу вала
участок склона претерпел опускание примерно на 30 см и заболачивание. Вал пересекает русло Верх. Кара-Хема и в правом борту изгибает его пойму. В ручье образовался небольшой водопад. На валу наблюдаются многочисленные искривлённые деревья
и высохшие кочки. Вверх по правому борту долины прослеживается ярко выраженный
комплекс надпойменных террас, что свидетельствует о неоднократном подрастании
вала в прошлом. Через 80–100 м система деформаций затухает.
Сопоставление закартированных сейсморазрывов и уточнённых сейсмологических данных показывает их хорошую сходимость (рис. 27).
КРАТКИЕ РЕЗУЛЬТАТЫ ПАЛЕОСЕЙСМОГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ. Первоочередной задачей
таких исследований является выявление и детальное изучение активных разломов и
вторичных палеосейсмодислокаций. Под активными понимаются разломы, смещающие отложения и формы рельефа позднеплейстоцен-голоценового возраста (т. е.
100–130 тыс. л.) (Трифонов и др., 1993). В сейсмогеологическом смысле последние
представляют собой очаги сильных землетрясений прошлого, потенциально опасных
и в будущем.
Рис. 28. Изученные сегменты Каахемской системы активных разломов с положением пройденных канав
(квадраты; пунктиром показаны предполагаемые активные разломы)
75
Исследованные сейсморазрывы расположены в зоне выделенного ранее Каахемского активного разлома с сейсмическим потенциалом М  6,6–7,0 (Аржанников,
1998). В районе эпицентров событий 2011–2012 гг. общее простирание Каахемской
системы нарушений постепенно меняется с субмеридионального на субширотное.
В результате проведённых работ вдоль зоны Каахемского разлома были выявлены сегменты, демонстрирующие следы древних (возрастом в сотни-тысячи лет)
сейсмотектонических смещений, неоднократно повторявшихся по одним и тем же индивидуальным разрывам (рис. 28). На ключевых участках выполнено детальное геолого-геоморфологическое картирование масштаба 1 : 2000 – 1 : 10 000 и проходка горных выработок с отбором образцов на радиоуглеродное датирование. Всего пройдено
> 20 канав и отобрано ~ 60 образцов.
Рис. 29. Правый сдвиг (между стрелками) в правом борту р. Шуй в районе К–8
(линия разлома показана белыми стрелками)
Рис. 30. Одноактный правый сдвиг гребня водораздела в правом борту р. Кара-Ос (в районе К–7)
76
Рис. 31. Древний взбросовый сейсморазрыв в подножии хр. Час-Тайга (между белыми стрелками)
и положение сейсморазрыва 2012 г. (синие стрелки; трёхмерная модель рельефа построена на основе
цифровой модели SRTM V4 и космоснимка КА «Ресурс–П»)
Разломы имеют преимущественно правосдвиговую (рис. 29, 30) или взбросовую
кинематику смещений (рис. 31).
В целом величина одноактных смещений достигает 2,5–3 м, а длина сегментов
превышает 10 км, достигая 40 км в случае Шуйского сегмента. Это говорит о том, что
здесь происходили и произойдут в будущем более мощные землетрясения с магнитудой > 7,0.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ. Тувинские землетрясения произошли в зоне Каахемского глубинного разлома — крупнейшего концентратора современных тектонических напряжений АлтаеСаянского сейсмоактивного региона. Очаги землетрясений вышли на поверхность в
виде сейсморазрывов. Взаимоотношения сейсморазрывов между собой позволяют заключить, что в рассматриваемом районе активные разломы разного простирания пересекаются в виде дизъюнктивного узла.
Отличительная особенность изученных сейсморазрывов — несоответствие длины и магнитуды породивших их землетрясений. Небольшая длина разрыва является
отличительной чертой землетрясений в условиях сжатия. В отличие от сбросов и
сдвигов, взбросо-надвиги не имеют протяжённых флангов с небольшими смещениями;
напротив, подвижка резко уменьшается и разрывы быстро сходят на нет (Палеосейсмология, 2011). Другой особенностью взбросо-надвиговых сейсморазрывов является рассредоточение смещения в виде обширного растрескивания и пологого коробления земной поверхности, образования флексур и приразломных антиклинальных
валов. Все эти особенности продемонстрировал сейсморазрыв второго (февральского) землетрясения. Сейсморазрыв первого землетрясения обнаруживает типичные
черты сдвигового разрыва.
Интересной особенностью обоих очагов являются повсеместные следы двухтрёх предыдущих, относительно недавних землетрясений подобной же силы. Относительный возраст предыдущего события, предварительно восстанавливаемый по возрасту разорванных древесных стволов и лишайников на обвалах составляет порядка
200–300 лет.
Вдоль зоны Каахемского разлома выявлены и другие сегменты со следами
древних (возрастом в сотни-тысячи лет) сейсмотектонических смещений, неоднократно повторявшихся по одним и тем же индивидуальным разрывам преимущественно
правосдвиговой или взбросовой кинематики смещений. Величина одноактных подвижек достигает 2,5 м, а длина сегментов превышает 10 км, достигая 40 км. Это говорит
77
о том, что здесь происходили и произойдут в будущем более мощные землетрясения
с магнитудой > 7,0.
Проведённое детальное изучение древних сейсморазрывов после завершения
абсолютного датирования следов древних подвижек позволит выяснить динамические
связи между сейсмогенерирующими сегментами Каахемской разломной зоны, их долговременный сейсмический режим, стадии сейсмического цикла и вклад зоны в современные тектонические процессы.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (Гранты 14–05–00091–а, 11–05–
00205–а и 11–05–92202–Монг_а) и Проекта № 29 Федеральной целевой программы
«Снижение рисков и смягчение последствий чрезвычайных ситуаций природного и
техногенного характера в Российской Федерации до 2015 года».
ЛИТЕРАТУРА
Аржанников С.Г. Сейсмотектоника Восточно-Тувинского нагорья: Автореф. дис. … канд. геол.-мин. наук.
Иркутск: ИЗК СО РАН, 1998. 16 с.
Еманов А.Ф., Еманов А.А., Лескова Е.В. и др. Тувинские землетрясения 27.12.2011 г. с М  6.6 и
26.02.2012 г. с М  6.7 // Землетрясения России в 2011 году. Обнинск: ГС РАН, 2013. С. 88–93.
Никонов А.А. Терминология и классификация сейсмогенных нарушений рельефа // Геоморфология. 1995.
№ 1. С. 4–10.
Палеосейсмология: В 2 т. / Ред. Дж.П. Мак-Калпин. М.: Научный мир, 2011. Т. I. 560 с.; Т. II. 560 с.
Рогожин Е.А. О проекте новой макросейсмической шкалы EEE // Землетрясения Северной Евразии в
2003 г. Обнинск: ГС РАН, 2009. С. 396–402.
Рогожин Е.А. Очерки региональной сейсмотектоники. М.: ИФЗ РАН, 2012. 340 с.
Рогожин Е.А., Овсюченко А.Н., Мараханов А.В., Ларьков А.С., Новиков С.С. Тектоническая позиция и
предварительные данные о геологических проявлениях Тывинских землетрясений 2011–2012 гг.
// Вопр. инженерной сейсмологии. 2012. Т. 39. № 2. С. 69–78.
Трифонов В.Г., Кожурин А.И., Лукина Н.В. Изучение и картирование активных разломов // Сейсмичность
и сейсмическое районирование Северной Евразии. М.: ОИФЗ РАН, 1993. Вып. 1. С. 196–206.
Tatevossian R.E., Rogozhin E.A., Arefiev S.S., Ovsyuchenko A.N. Earthquake intensity assessment based on
environmental effects: principles and case studies // Geological Society, London, Special Publications.
2009.
78
С.Г. ПРУДНИКОВ, О.Д. АЮНОВА, С.А. ЧУПИКОВА
Тувинский институт комплексного освоения природных ресурсов СО РАН (Кызыл)
КОРРЕЛЯЦИЯ РАЗЛОМНО-БЛОКОВЫХ МОРФОСТРУКТУР
И СЕЙСМИЧЕСКОГО ПРОЦЕССА В СТОКИЛОМЕТРОВОЙ ЗОНЕ
ВОКРУГ КЫЗЫЛА
Для обеспечения микросейсморайонирования в пределах стокилометровой зоны
вокруг Кызыла и выявления корреляции неотектонических морфоструктур и сейсмического процесса в Туве в целом нами создана детальная неотектоническая схема на
основе разломно-блокового строения её территории.
Район исследований располагается в Алтае-Саянской сейсмической области
(АССО) Байкало-Монголо-Алтайского трансазиатского сейсмоактивного пояса. Высокая сейсмичность здесь связана с глубинной геодинамикой в зоне Байкальского рифта
и трансформацией Южно-Сибирского астеносферного диапира.
Новейшие морфоструктуры региона, сформированные в основные этапы его
геолого-тектонического развития, представляют собой систему крупных сводовоглыбовых поднятий, выраженных в рельефе хребтами и нагорьями с разделяющими
их впадинами и прогибами. Глыбово-блоковое строение в значительной мере унаследовано от древнего структурного плана, что выражается в совпадении простираний и
пространственного размещения основных структурных элементов и долгоживущих
разломов, ограничивающих крупные структуры.
Основой классификации новейших морфоструктур является интенсивность проявления относительных новейших тектонических движений в различных морфоструктурных блоках. В качестве опорного (нулевого) уровня относительных движений при
морфоструктурных построениях нами приняты основные характеристики Кызылского
морфоструктурного блока, расположенного в центральной части Саяно-Тувинского
нагорья. Кызылский блок характеризуется значительными размерами, слабыми относительными опусканиями и в целом представляет собой хорошо сохранившуюся
древнюю денудационную поверхность выравнивания. Абсолютная высота вершинной
поверхности Кызылского морфоструктурного блока, равная 1116 м н. у. м., и принята
за исходную (нулевую) при вычислении амплитуды перемещений во время неогенчетвертичных деформаций. Морфоструктурные блоки, расположенные гипсометрически ниже нулевого уровня, находятся в условиях перезахоронения, выше этого
уровня — подвергаются эрозии.
По результатам собственных морфоструктурных исследований (Прудников,
2004) в стокилометровой зоне вокруг Кызыла выделены морфоструктуры II и III порядка, в зависимости от интенсивности проявления новейших тектонических движений
в пределах отдельных блоков и амплитуды относительных перемещений по ним: ниже
- 115 м — блоки устойчивых опусканий; от - 115 до  185 м(?) — блоки слабых опусканий (древний рельеф); от  185 до  385 м — блоки предгорных слабых поднятий; от
 385 до  885 м — блоки менее интенсивных поднятий; от  885 до  1385 м — блоки
устойчивых интенсивных поднятий; от  1385 до  1885 м — блоки наиболее интенсивных поднятий (рис. 1).
Определяющую роль в формировании морфоструктурного плана района сыграли
разломы двух типов: крупные региональные и неотектонические.
Среди тектонических структур района ведущее значение имеют глубинные разломы: Саяно-Тувинский, Азасский, Каахемский Северный, Каахемский Южный,
Байсютский, Унгешский, Улугойско-Шорлыковский, Северо-Таннуольский. Элементами
таких разломов являются мощные зоны катаклаза, милонитизации, трещиноватости,
рассланцевания пород, послойных нарушений и оперяющих дизъюнктивов.
79
Рис. 1. Морфоструктурная карта района стокилометровой зоны вокруг Кызыла
с распределением эпицентров землетрясений за инструментальный период наблюдений
Таблица 1. Характеристика подвижности новейших разрывов
Геол. возраст
Суммарн.
Время ос- Ср. скоампл-да, геоморф. начала реднения, рость,
лет
мм/год
м
уровня смещения
1 800 000
Байсютский
сбросо-сдвиг
801
0,445
Q
N
1 800 000
Северо-Таннуольский
сброс
1270
0,7
Q
N
1 800 000
Каахемский
1532
0,85
Q
N
Новейшие разрывы
Тип
разрыва
Средние
скорости
разрывных
смещений основных новейших разрывов района (Байсютского, Северо-Таннуольского, Каахемского) рассчитаны
для интервала времени, прошедшего с
момента завершения формирования
соответствующего геоморфологического уровня до современности (табл. 1).
По результатам расчётов активность
новейших разломов — Байсютского и
Северо-Таннуольского — можно считать
Рис. 2. Динамика распределения землетрясений
средней, не опасной для любых соорупо блокам за инструментальный период
жений, в то время как активность но(n — количество землетрясений на 1 км2)
вейшего Каахемского разлома — высокой, т. е. опасной для любых сооружений (Несмеянов, 2004).
Сейсмически активные морфоструктурные блоки различной интенсивности поднятий в стокилометровой зоне вокруг Кызыла (рис. 2, 3) имеют разную площадь: блоки
устойчивых опусканий занимают в её пределах немногим более 1 %; блоки слабых
опусканий (древний рельеф) — 14,5 %; наиболее распространены блоки предгорных и
менее интенсивных поднятий — 58,5 %; на блоки устойчивых интенсивных и наиболее
интенсивных приходится 25 %.
80
Рис. 3. Распределение землетрясений различной интенсивности (по M) по блокам
за инструментальный период (n — количество землетрясений определённой магнитуды M)
По степени сейсмичности и частоте сильных землетрясений (см. рис. 1) исследуемая территория также неоднородна. Тенденция к росту количества землетрясений
отмечается в блоках наибольшей динамической активности (см. рис. 2).
За инструментальный период — с 1963 г. до крупных сейсмических событий
27.12.2011 г. (см. рис. 3) — магнитуда (M) большинства землетрясений была  2, количество землетрясений с магнитудами M 2 и 2  M  4 плавно возрастает от блоков
устойчивых опусканий к блокам интенсивных поднятий. Землетрясения с M  4 были
единичными.
Картина распределения магнитуд за весь инструментальный период (см. рис. 3)
отражает резкий рост количества землетрясений с магнитудами 2  M  4 в блоках интенсивных поднятий, где они даже превышают число землетрясения с M  2. Рост числа землетрясений с M  4 также приурочен к блокам интенсивных поднятий.
Таким образом, выполненные исследования показали, что наибольшей динамической и сейсмической активностью обладают морфоструктурные блоки интенсивных
поднятий от 885 до 1885 м.
ЛИТЕРАТУРА
Несмеянов С.А. Инженерная геотектоника. М.: Наука, 2004. 780 с.
Прудников С.Г. Закономерности размещения россыпей золота в морфоструктурах Тувы и Западного Саяна: Автореф. дис. … канд. геол.-мин. наук. Новосибирск, 2004. 20 с.
81
В.Г. СИБГАТУЛИН, К.В. СИМОНОВ, А.А. КАБАНОВ
Некоммерческое партнёрство «Экологический центр рационального освоения природных ресурсов»
(Красноярск)
МОНИТОРИНГ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ПРЕДВЕСТНИКОВ
СИЛЬНЫХ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ В АЛТАЕ-САЯНСКОЙ
СЕЙСМОАКТИВНОЙ ОБЛАСТИ
Начиная с 2003 г. (Алтайское землетрясение магнитудой 7,3) и по 2013 г. включительно, выполнен анализ геофизических предвестников сильных (М  5,0) землетрясений в
Алтае-Саянской сейсмоактивной области (АССО).
В качестве геофизических предвестников рассматриваются:
1) структура энергетических (сейсмических) процессов как в отдельных очагах, так и
на территории АССО в целом;
2) характер изменения естественного импульсного электромагнитного поля Земли;
3) характер изменения эмиссии радона (уровень его концентрации в подземных водах).
Установлено:
1) геофизические предвестники обладают свойством дальнодействия до 1000–
2000 км, что отрицательно сказывается на возможности надёжного прогнозирования эпицентра сейсмического события;
2) мониторинговую сеть АССО можно рассматривать как систему с большой апертурой, что позволяет прогнозировать время и магнитуду сильных землетрясений с
высокой точностью, но не обеспечивает надёжного (до 100 км) прогнозирования
эпицентров будущих сейсмических событий;
3) для надёжной локализации эпицентров сильных событий в АССО необходимо:
3.1 — уплотнение мониторинговых сетей в зонах возможных очагов землетрясений
(прежде всего — пункты регистрации уровня концентрации радона в подземных водах);
3.2 — использование (по опыту Китая) дистанционного зондирования Земли в инфракрасном и геохимическом диапазонах.
82
А.М. СУГОРАКОВА, Ю.В. БУТАНАЕВ
Тувинский институт комплексного освоения природных ресурсов СО РАН (Кызыл)
КААХЕМСКАЯ РИФТОГЕННАЯ ЗОНА
(ИСТОРИЯ ЗАЛОЖЕНИЯ И РАЗВИТИЯ)
Каахемская рифтогенная зона (КРЗ) расположена на континентальном склоне ТувиноМонгольского массива — микроконтинента с рифейским основанием и приурочена к
одной из крупных структур Тувы — Каахемскому глубинному разлому, представленному серией субпараллельных дугообразных разломов северо-запад – юго-восточного
простирания (рис. 1). На самом деле Каахемский глубинный разлом является частью
Каахемской рифтогенной зоны.
Рис. 1. Схематическое геологическое строение Каахемской рифтогенной зоны
83
Каахемская рифтогенная зона образовалась в основании Каахемского задугового бассейна в венде – начале кембрия (Монгуш и др., 2006), который формировался в
обстановке растяжения между континентальным склоном Тувино-Монгольского микроконтинента и уже существующей и развивающейся в это время ТаннуольскоХамсаринской островодужной системой. Поскольку образование всех задуговых бассейнов связано с формированием рифтов, а Каахемский задуговый бассейн существовал лишь в венде – кембрии, остаточную систему разломов рифтовой зоны имеет
смысл называть Каахемской рифтогенной зоной разломов. К настоящему времени
КРЗ представлена Улугойской и Оттугтайгинской подзонами в северном борту
палеорифта, Каахемской офиолитовой подзоной в его осевой части и Ондумской подзоной в южном борту палеорифта, разграниченными разломами, а также наложенным
в раннем девоне на осевую часть КРЗ Дерзигско-Сайлыгским грабеном. Наиболее
значимыми разломами являются Южный Каахемский, Северный Каахемский, Оттугтайгинский, Карахемский и Азасский, простирающиеся вдоль КРЗ, и поперечный
Частайгинский, смещающий южную осевую часть зоны на восток на 10–15 км.
Южный Каахемский разлом отделяет преимущественно кислые вулканогеннотерригенно-карбонатные образования нижнего кембрия (ондумской и ильчирской свит)
Ондумской подзоны от Каахемской офиолитовой зоны, сложенной гипербазитами акдовуракского комплекса, комплексами «дайка в дайке», базальтами тапсинской (харальской, билинской) свиты, габброидами тесхемского комплекса и глубоководными
кремнистыми формациями.
Каахемская офиолитовая зона с северо-востока ограничивается Карахемским
разломом, отделяющим её от Харальского выступа. В центральной части зоны развит
силур-раннедевонский Дерзигско-Сайлыгский грабен, северо-восточнее которого,
между Карахемским и Оттугтайгинским разломами, зажаты небольшие блоки пород
офиолитовой ассоциации. Это позволяет предположить, что в основании ДерзигскоСайлыгского грабена находится осевая часть Каахемского рифта.
От юго-западной наиболее представительной части Каахемской рифтогенной зоны Дерзигско-Сайлыгский грабен отделён Северным Каахемским разломом, представляющим собой систему параллельных разломов, между которыми зажаты аккреционные блоки протерозойских метаморфических толщ, кембрийских и силурдевонских терригенно-вулканогенных отложений, разновозрастных магматических образований — гипербазитов, гранитоидов, габброидов. При пересечении с поперечным
Частайгинским разломом и южнее него Северный Каахемский разлом веерообразно
смещается на восток. Смещается при этом и Каахемская офиолитовая подзона в целом и на продолжении Северного Каахемского разлома оказывается Южный Каахемский разлом. В этом узле вновь аккретируются полиформационные образования,
обнаруживаются даже блоки неметаморфизованных терригенно-карбонатных отложений с археоциатами тапсинской свиты (1,5  2 км), не характерной для этих мест.
Здесь же на водоразделе Кагжирба – Ак-Бельдир обнаружены потоки кайнозойских
щелочных базальтов протяжённостью до 6 км при ширине 0,5–1 км.
Далее, к югу от Частайгинского разлома северо-восточного простирания, Северный Каахемский и Южный Каахемский разломы распадаются на три субмеридиональные ветви — Шуйско-Байбалыкско-Шивейско-Чайминскую, Чодуралыгскую и Мосскую.
Шуйский и Байбалыкско-Шивейский разломы контролируют современный Ыдыкский
горст, который был приподнят по ним на 500 м и продвинут на 6 км на север. Южнее
р. Мал. Енисей Байбалыкский разлом распадается на серию сближенных Шивейских
разломов, выраженных в рельефе широкой (до 5 км) котловиной — долиной р. УлугШивей с пологими склонами и ступенчатыми бортами. Здесь, при небольших мощностях рыхлых четвертичных наносов, на глубину до 400–500 м развита элювиальная
дресва коренных гранитов, образовавшаяся в результате тектонического воздействия.
В тылу продвижения Ыдыкского горста вдоль оперяющих трещин Шуйско-Байбалыкско-Шивейских разломов на Ыдыкском хребте наблюдаются сквозные расколы
широтного направления с развитием на них небольших депрессивных котловин (ручьи
Бол. Кара-Кыр, Мал. Кара-Кыр, Оргу-Хая и др.), а также изменения направления русла
р. Мал. Енисей (так называемая Байбалык-Шуйская петля).
Чодуралыгский разлом ограничивает отложения собственно Каахемкой офиолитовой подзоны с запада, а Мосский — с востока. Далее к югу развиты гранитоидные
84
поля — Каахемский магматический ареал, формировавшийся в течение длительного
времени (по С.В. Рудневу, 2013, с. 124 — с венда по пермь). В его составе исследованиями последних лет выделены диорит-тоналит-плагиогранитные ассоциации толеитовой серии (с возрастом 568–536 млн л.), кварцеводиорит-тоналит-плагиогранитные
и двуполевошпатовогранодиорит-гранит-игнимбритовые ассоциации известковощелочной серии с габброидами (образовавшиеся в коллизионных обстановках 480–
450 млн л. н.), массивы габбро-монцонит-граносиенитовой формации (512 млн л.), перидотит-пироксенит-анортозит-габбровой формации (484–478 млн л.), мелкие тела
гранитоидов
известково-щелочной
серии
(385 млн л.),
щелочная
граниткварцевосиенитовая с габброидами ассоциация (300 млн л.). С начала ордовика по
кайнозой магматизм здесь связан с внутриплитной активностью.
Как видно из вышеизложенного, тектоническая и магматическая активность Каахемской рифтовой зоны проявляется с венда (с заложения рифта) по настоящее время. Наиболее активной частью зоны являются Северный Каахемский, Шуйский и Шивейский разломы.
В настоящее время Каахемская рифтогенная зона является частью мозаичноблокового Центрально-Азиатского складчатого пояса Евразийского суперконтинента и
её территория подвергается разноамплитудным вертикальным перемещениям: юговосточная часть зоны испытывает устойчивый подъём со скоростью ~ 1 мм в год (Сугоракова и др., 2003), а северо-западная — слабое погружение с современным накоплением рыхлых отложений.
ЛИТЕРАТУРА
Монгуш А.А., Лебедев В.И., Симонов В.А., Сугоракова А.М. Соотношение офиолитов и интрузивных массивов в Каахемской рифтогенной зоне (Тува) // Геодинамическая эволюция литосферы центральноазиатского подвижного пояса (от океана к континенту): Материалы совещ.: Вып. 4. Иркутск:
ИЗК СО РАН, 2006. Т. II. С. 45–48.
Руднев С.Н. Раннепалеозойский гранитоидный магматизм Алтае-Саянской складчатой области и Озерной зоны Западной Монголии. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2013. 300 с..
Сугоракова А.М., Ярмолюк В.В., Лебедев В.И.. Кайнозойский вулканизм Тувы / Отв. ред. докт. геол.-мин.
наук А.Э. Изох. Кызыл: ТувИКОПР СО РАН, 2003. 92 с.
85
Т.А. ТАШЛЫКОВА
Институт земной коры СО РАН (Иркутск)
К ДИСКУССИИ О НАВЕДЁННОЙ СЕЙСМИЧНОСТИ
НА ЕНИСЕЙСКИХ ВОДОХРАНИЛИЩАХ
Осваивая природные богатства Земли, человек вынужденно (порой довольно значительно) преобразует окружающее пространство. В ряду таких существенных преобразований природной среды стоит и создание водохранилищ, рациональное и комплексное использование водных ресурсов которых, в свою очередь, даёт дополнительные
возможности для дальнейшего эффективного развития экономики территории.
С ростом техногенного воздействия на природную среду обнаружилось, что земная кора реагирует на него не только сильными землетрясениями, но и горными ударами, увеличением интенсивности сейсмической эмиссии и медленных геодеформационных процессов. Землетрясения в районах наполнения крупных водохранилищ
стали первым проявлением длительного влияния техногенных нагрузок на сейсмический процесс (Природные.., 2000). Определение наличия наведённой сейсмичности
на какой-либо территории представляет собой довольно непростую задачу, аналогичную решению уравнения с несколькими неизвестными.
В настоящее время в мире существует 11 тыс. плотин и внимание к проблеме
наведённой сейсмичности от наполнения водохранилищ растёт по мере накопления
фактов о её масштабах и интенсивности проявлений. В мировой статистике известно,
что количество инициированных землетрясений коррелирует с высотностью строящихся плотин: так, наведённая сейсмичность отмечается для 10 % плотин высотой
> 90 м и для 21 % плотин высотой 140 м (Водохранилища..., 1986).
На р. Енисей, как и на р. Ангара, создан каскад из крупнейших водохранилищ,
основное назначение которых — энергетическое. Саяно-Шушенское и Красноярское
относятся к наиболее глубоководным водохранилищам мира (Фортунатов, 1963) с
большой величиной сработки уровня. Между ними расположено неглубокое Майнское
водохранилище. Майнский и Саяно-Шушенский гидроузлы образуют единый, не знающий аналогов в мире, гидроэнергетический комплекс, тесно связанный технологически: Саяно-Шушенская ГЭС — пиковая станция в энергосистеме Сибири, призванная оперативно реагировать на неравномерное потребление электроэнергии как в течение года, так и в течение суток. Майнская ГЭС создана как контррегулирующая,
сглаживающая колебания уровня реки в нижнем бьефе, возникающие в результате
неравномерной работы Саяно-Шушенской ГЭС. По себестоимости получаемая электроэнергия с наших сибирских рек дешёвая, вырабатывается из экологически чистых
возобновляемых водных ресурсов и очень важна для экономического развития края.
В последние два десятилетия (особенно в последние годы) в районе СаяноШушенского водохранилища и сопредельных с ним территорий произошёл ряд сейсмособытий, вызвавший бурную дискуссию на предмет природы их возникновения. Выяснение природы этих землетрясений весьма актуально, тем более что при анализе
подобных сейсмопроявлений на глубоководных ангарских водохранилищах (Ташлыкова, 2010, 2011 а, б, 2012 а-д, 2013 а-в) нами выявлена наведённая сейсмичность
вопреки существовавшему ранее мнению ведущего сейсмолога ИЗК СО РАН
С.И. Голенецкого, который по результатам своих исследований сделал вывод «... об
отсутствии в районах ангарских водохранилищ каких-либо признаков проявлений
наведённой сейсмичности» (Голенецкий, 2001, с. 68). При исследовании нами применён не традиционный геологический, а комплексный географический подход и на его
основе разработана собственная методика, которая и была затем апробирована при
изучении сейсмической ситуации, сложившейся на глубоководных ангарских водохранилищах. При оценке вероятности возникновения здесь наведённой сейсмичности
86
был детально проанализирован процесс эксплуатации искусственного тандема
«напорное водохранилище – гидроузел» (Ташлыкова, 2010, 2012 г, д).
Рис. 1. Местоположение и параметры зарегистрированных землетрясений в районе Верхнего Енисея
(по NEIC — http://earthquake.usgs.gov/regional/neic/)
Крупные землетрясения в районе эксплуатируемого Саяно-Шушенского водохранилища (рис. 1) можно проанализировать по данным из Каталога землетрясений
NEIC (http://earthquake.usgs.gov/regional/neic/), в котором указана не только магнитуда
(М), но и глубина его очага — важные характеристики при исследовании процесса
наведённой сейсмичности посредством формирования и проявления крупных землетрясений.
1. Из всех землетрясений в районе Верхнего Енисея эпицентры событий под номерами 1–4, 6, 8 и 9 расположены в непосредственной близости к акваториям искусственных водоёмов (см. рис. 1), что уже может косвенно свидетельствовать об их
техногенной природе.
2. Гипоцентры помеченных цветом событий расположены на глубине ~ 10 км (иногда
несколько глубже), что характерно для верхнекоровых землетрясений техногенного
происхождения, отмеченных на других водохранилищах мира (Николаев, 1973).
3. При анализе фаз режимов эксплуатации Саяно-Шушенского водохранилища выяснено:
 землетрясения № 2 и 4 произошли при зимней сработке уровня воды, при этом
землетрясение № 4 имело самую высокую М  5,3;
 № 5 — при наполнении водоёма, когда более половины его обычного объёма
было уже набрано;
 № 3, 8 и 9 — при полном его наполнении;
 № 6 и 10 — при полной сработке водных объёмов и начале режимного заполнения водоёма (т. е. при смене режимов).
4. Соотношение магнитуд землетрясений № 8 и 9 ниже по сравнению c их соотношением с сейсмособытием № 3, что объясняется различиями в воздействии объёма
водных масс при наполнении водохранилища на геологическую среду территории.
5. Эпицентры событий № 3 и 4, очевидно, попадают на региональный геологический
разлом, который в настоящее время активизируется под действием техногенных
нагрузок, связанных с эксплуатацией водохранилища, подобно тому как это происходит в районе глубоководных ангарских водохранилищ.
87
6. Кроме того, 26.02.2012 г. и 06.06.2012 г. на территории Тувы (в 100 км от Кызыла)
произошли землетрясения, не показанные на рис. 1, существенно ощущавшиеся в
Минусинске. Если сопоставить даты этих землетрясений с годовым ходом уровня
Саяно-Шушенского водохранилища, то время их возникновения выпадает на фазы
зимней сработки уровня и наполнения водоёма, что косвенно свидетельствует о
степени и величине (в пространственном отношении) его влияния на прилегающие
территории.
7. Сейсмособытия в районе Саяно-Шушенского водохранилища в 2005 и 2011 гг.,
также увязываются с интенсивной зимней сработкой его водных объёмов.
Анализ ситуации в районе енисейских водохранилищ позволяет утверждать:
 что землетрясение № 1 (см. рис. 1) произошло как результат активной режимной зимней сработки Саяно-Шушенского и Красноярского водохранилищ (подобные же события в отдельные годы отмечаются и в районе ангарских водохранилищ — Ташлыкова, 2010, 2012 а, в). Техногенные напряжения, возникающие при их эксплуатации, наложились на уже существующие напряжения геологической среды и, существенно усилив их, выступили триггером в разрядке
накопленного напряжения, в результате которой задействованными оказались
и более глубокие слои земной коры, что характерно для землетрясений тектонического происхождения;
 событие № 2, очевидно, было спровоцировано кратковременной повышенной
нагрузкой в работе Майнского гидроузла и также связано с зимней сработкой
водных объёмов в энергетических целях (подобные землетрясения зафиксированы в районе плотин Братского и Усть-Илимского гидроузлов в 1978, 1979 и
2000 гг. в радиусе 20–55 км — Ташлыкова, 2011 а, б, 2012 а, 2013 в).
Хочется обратить внимание на некоторые гидроморфодинамические характеристики глубоководных енисейских водохранилищ, которые раньше (в середине 1950–
1960 гг.) как в нашей стране, так и в целом в мировой гидроэнергетике недооценивались при создании таких крупных водоёмов, но пристально изучаются географами.
Например, воздействие глубины сработки уровня водохранилища на геологическую
среду территории, а также её отношение к полному объёму водной массы техногенного объекта и ряд других моментов. Это вопросы компетенции комплексной географической направленности, деталей которых геологи просто не могут знать.
Подход с географических позиций и детальный анализ характера проявлений
верхнеенисейских землетрясений позволяет предположить, что повышенное количество атмосферных осадков в 2004 г. способствовало быстрому наполнению глубоководного Саяно-Шушенского водохранилища и, как следствие, сокращению сроков
его вывода на максимально возможную мощность одноимённого гидроузла. Очевидно,
с лета 2004 г. и весь 2005 г. Саяно-Шушенское водохранилище эксплуатировалось
особенно интенсивно, что косвенно подтверждают несколько крупных землетрясений
в его окрестностях, произошедших в этот период на прилегающих к водоёму территориях с М от 3,7 до 4,6 (№ 3, 2, 5, 9, см. рис. 1). Для получения более полной и ясной
картины развития ситуации в этот отрезок времени необходимы исходные данные по
боковой приточности и уровенному режиму каждого из енисейских водохранилищ и
объёмов сработки одноимённых гидроузлов.
Два землетрясения 2013 г. также произошли при режиме зимней сработки:
№ 10 — в апреле, при завершении сработки полезного объёма, и № 1 — в начале режимной сработки (см. рис. 1). Оба сейсмособытия отличались высокой М —  5.
При исследовании ангарских водохранилищ установлено, что в верхней части
земной коры формируется устойчиво нарастающее напряжённо-деформированное
состояние под действием их интенсивной эксплуатации, сопровождающееся в отдельных случаях вынужденными подвижками тектонических блоков техногенного слоя
земной коры в виде наведённых землетрясений (Ташлыкова, 2013 б; Tashlykova,
2012). Яркий тому пример — землетрясение, случившееся 17.01.2014 г. с К  13 в
районе наполняющегося Богучанского водохранилища. О возможности здесь таких
землетрясений, по аналогии с оценкой формирования наведённой сейсмичности при
эксплуатации некоторых водохранилищ по собственной методике (см. выше), я предупреждала ещё в октябре 2011 г. на конференции ИСЗФ в Иркутске (Ташлыкова,
2011 а, б; 2012) . По данным Каталога NEIC (http://earthquake.usgs.gov/regional/neic/), глу-
88
бина гипоцентра землетрясения 17.01.2014 г. составила 12,8 км, что соответствует
верхнекоровым индуцированным землетрясениям. По мнению В.В. Ружича (ИЗК СО
РАН): «… это сейсмическое событие (М  4,7) было вызвано близким к завершению заполнением Богучанского водохранилища… Это известные эффекты и они не должны
пугать жителей. Произошедшее землетрясение считается наведённым, т. е. спровоцированным техногенными действиями, в данном случае заполнением ложа водохранилища. Такие события известны и происходили при строительстве гидросооружений.
По мере увеличения глубины заполняемого водохранилища повышается его уровень
нагрузки на земную кору и на разломы. В результате происходят подвижки по разломам и возникают землетрясения, в большей степени очень слабые, но иногда и ощутимые. Плохой прогноз ожидать в этой связи не стоит. Нет оснований считать, что
обстановка приближается к опасной. Следовательно, возможность возникновения более сильных событий очень невелика…» (Ружич, 2014).
Как уже говорилось выше, енисейские и ангарские ГЭС с их тесными гидравлическими, гидрологическими, водохозяйственными и электрическими взаимосвязями
образовали крупнейший в мире Ангаро-Енисейский каскад, играющий важную роль в
формировании и дальнейшем развитии объединённой электроэнергетической системы (ОЭС) Сибири, обеспечивающей в настоящее время централизованное электроснабжение развитой в промышленном отношении территории от Читинской области
до Омской (Савельев, 2000). Гидроэнергостроительство выступило важнейшим районообразующим фактором, ускорившим развитие экономики Сибири (и отдельных её
территорий) на базе освоения природных ресурсов. Возможность получения больших
количеств дешёвой электроэнергии на ГЭС предопределила ориентацию создаваемых
территориально-производственных комплексов (таких как Саянский) отдельных территорий на размещение и выработку электроёмкой продукции с сопутствующей инфраструктурой, а также развитие отдельных важных отраслей экономики и создания рабочих мест в наше непростое время.
ВЫВОДЫ. Искусственные енисейские водоёмы, как и ангарские, глубоководны, относятся к крупным и крупнейшим водохранилищам мира, эксплуатируемым в энергетических целях, что накладывает определённый существенный отпечаток на все компоненты природной среды, в т. ч. и на геологическую, изменяя геодинамическую
обстановку территорий в результате специфического техногенного воздействия при их
эксплуатации (Ташлыкова, 2012 б, д, 2013 а). Собственные исследования по этой проблеме позволяют утверждать, что большинство землетрясений в районе енисейских
водохранилищ связано с режимной зимней сработкой водных объёмов в энергетических целях, а некоторые из них — с наполнением водоёма (напр., сейсмособытия на
Братском водохранилище в 1977, 1996, 2002, 2009 гг.), что свидетельствует в пользу
формирования наведённой сейсмичности (Ташлыкова, 2012 а–г).
Возникновение землетрясений в окрестностях плотин гидроузлов (как ангарских,
так и енисейских) нередко провоцируется их переходом в стадию активной эксплуатации. Гидродинамические факторы, связанные с эксплуатацией водохранилищ, создают в верхней части земной коры устойчиво нарастающее напряжённо-деформированное состояние, которое накладывается на существующее напряжение геологической
среды, вызывая индуцированные землетрясения. Таким образом, вариации гидродинамических нагрузок в определённых случаях выступают триггерами в разрядке формирующегося напряжения в геологической среде, оказывая влияние и на существующие тектонические разломы и вызывая их активизацию.
Проведённый комплексный анализ информации по эксплуатации искусственных
водохранилищ Ангаро-Енисейских ГЭС свидетельствует в пользу формирования в их
окрестностях наведённой сейсмичности в результате возросшего техногенного воздействия, способной приводить к достаточно мощным землетрясениям.
ЛИТЕРАТУРА
Водохранилища и их воздействие на окружающую среду. М.: Наука, 1986. 368 с.
Голенецкий С.И. Землетрясения юга Сибирской платформы по инструментальным сейсмологическим наблюдениям // Вулканология и сейсмология. 2001. № 6. С. 68–77.
89
Каталог землетрясений NEIC1 [Электрон. ресурс]. Режим доступа: http://earthquake.usgs.gov/regional
/neic/, свободный.
Николаев Н.И. Искусственные землетрясения // Природа. 1973. № 7. С. 2–17.
Природные опасности России. Сейсмические опасности. Т. 2. М: КРУК, 2000. 296 с.
Ружич В.В. Связано ли землетрясение с затоплением Богучанского водохранилища? // Вестн. Иркутского
науч. центра СО РАН. 2014. Вып. 101. С. 8–9.
Савельев В.А. Современные проблемы и будущее гидроэнергетики Сибири. Новосибирск: Наука, 2000. 200 с.
Ташлыкова Т.А. Триггерные эффекты активизации сейсмичности при заполнении и эксплуатации водохранилищ ангарского каскада // Триггерные эффекты в геосистемах: Тез. докл. I Всерос. семинарасовещ. (22–24.06.2010, Москва). М.: ИДГ РАН2, 2010. С. 97–98.
Ташлыкова Т.А. Анализ некоторых вариаций сейсмособытий в районе Усть-Илимского и Братского гидроузлов // IX Российско-Монг. конф. по астрономии и геофизике (10–12.10.2011, Иркутск): Тез.
докл. Иркутск: ИСЗФ, 2011 а. С. 24.
Ташлыкова Т.А. Наведенная сейсмичность ангарского каскада: миф или реальность? // Тез. докл. IX Российско-Монг. конф. по астрономии и геофизике (10–12.10.2011, Иркутск). Иркутск: ИСЗФ СО РАН3,
2011 б. С. 24.
Ташлыкова Т.А. Доказательства факта присутствия наведенной сейсмичности в районе эксплуатирующихся глубоководных водохранилищ ангарского каскада // Современная геодинамика и опасные
природные процессы в Центральной Азии: Вып. 7. Иркутск: ИСЗФ СО РАН; ИЗК СО РАН, 2012 а.
С. 74–81.
Ташлыкова Т.А. Индуцированная сейсмичность Усть-Илимского водохранилища: общий обзор // Современная геодинамика Центральной Азии и опасные природные процессы: результаты исследований на количественной основе: Материалы Всерос. совещ. и молод. шк. по соврем. геодинамике
(23–29.09.2012, Иркутск). Иркутск: ИЗК СО РАН4, 2012 б. Т. 2. С. 78–84.
Ташлыкова Т.А. Индуцированные землетрясения в районе Братского водохранилища // Тектонофизика и
актуальные вопросы наук о Земле: Материалы докл. III Всерос. тектонофиз. конф. (8–12.10.2012,
Москва). М.: ИФЗ РАН, 2012 в. Т. 2. С. 331–334.
Ташлыкова Т.А. Наведенная сейсмичность Средней Ангары как результат от создания глубоководных ангарских водохранилищ // Морские берега — эволюция, экология, экономика: Материалы XXIV
Междунар. береговой конф. (01–06.10.2012, Туапсе). Краснодар: ИД «Юг», 2012 г. Т. 2. С. 87–90.
Ташлыкова Т.А. Этапность в создании водохранилищ и степень их воздействия на береговую зону
// Морские берега — эволюция, экология, экономика: Материалы XXIV Междунар. береговой конф.
(01–06.10.2012, Туапсе). Краснодар: ИД «Юг», 2012 д. Т. 2. С. 91–94.
Tashlykova T.A. Specific features of manifestation of induced seismicity in the Bratsk reservoir // 33-rd General
Assembly of the European Seismological Commission (19–24 August 2012, Moscow): Book of abstracts.
Moscow; Obninsk, 2012 е. P. 233–234.
Ташлыкова Т.А. Влияние циклов и режимов эксплуатации Усть-Илимского водохранилища на интенсивность
развития абразионно-аккумулятивных процессов и наведенную сейсмичность // Создание и использование искусственных земельных участков на берегах и акватории водных объектов: Тр. 3-й Междунар. береговой конф. (29.07–03.08.2013, Иркутск). Иркутск: ИЗК СО РАН, 2013 а. С. 280–283.
Ташлыкова Т.А. Проявление триггерных эффектов в возбуждении сейсмической активности при изменении гидродинамических показателей в процессе эксплуатации глубоководных ангарских водохранилищ // Физические основы прогнозирования разрушения горных пород: Тез. докл. IX Междунар.
шк.-семинара (02–06.09.2013, Иркутск). Иркутск: ИЗК СО РАН, 2013 б. С. 94.
Ташлыкова Т.А. Триггерные эффекты в геосистеме Средней Ангары // Триггерные эффекты в геосистемах:
Тез. докл. II Всерос. семинара-совещ. (18–21.06.2013, Москва). М.: ИДГ РАН, 2013 в. С. 104–105.
Фортунатов М.А. Проблема сооружения водохранилищ и предварительные итоги их учета в различных
частях света // Материалы I науч.-техн. совещ. по изуч. Куйбышевского водохранилища. Куйбышев:
Кн. изд-во, 1963. Вып. 1. С. 14–21.
1
NEIC (the National Earthquake Information Center) — подразделение Геологической службы США.
ИДГ РАН — Институт динамики геосфер РАН, Москва.
3
ИСЗФ СО РАН — Институт солнечно-земной физики Сибирского отделения РАН, Иркутск.
4
ИЗК СО РАН — Институт земной коры Сибирского отделения РАН, Иркутск.
2
90
СВЕДЕНИЯ ОБ АВТОРАХ
АРЖАННИКОВ СЕРГЕЙ ГЕННАДЬЕВИЧ (Иркутск, Институт земной коры СО РАН; [email protected]) —
канд. геол.-мин. наук, ст. науч. сотр.
АРЖАННИКОВА АНАСТАСИЯ ВАЛЕНТИНОВНА (Иркутск, Институт земной коры СО РАН; [email protected]) —
канд. геол.-мин. наук, ст. науч. сотр.
АЮНОВА ОЛЬГА ДМИТРИЕВНА (Кызыл, Тувинский институт комплексного освоения природных ресурсов СО
РАН; [email protected]) — ст. науч. сотр.
БОЛЕЛЫЙ КИРИЛЛ ВАСИЛЬЕВИЧ (Красноярск, Некоммерческое партнёрство «Экологический центр рационального освоения природных ресурсов») — геофизик, магистрант
БУТАНАЕВ ЮРИЙ ВЛАДИМИРОВИЧ (Кызыл, Тувинский институт комплексного освоения природных ресурсов
СО РАН; [email protected]) — мл. науч. сотр.
ГЕРМАН ВИКТОР ИВАНОВИЧ (Красноярск, Государственное предприятие Красноярского края Красноярский
науч.-иссл. ин-т геологии и минерального сырья — ГПКК КНИИГиМС; [email protected]) —
канд. техн. наук, гл. сейсмолог
ДОБРЫНИНА АННА АЛЕКСАНДРОВНА (Иркутск, Институт земной коры СО РАН, [email protected]) —
канд. физ.-мат. наук, науч. сотр.
ДУЧКОВ АЛЬБЕРТ ДМИТРИЕВИЧ (Новосибирск, Институт нефтегазовой геологии и геофизики им. А.А. Трофимука СО РАН; [email protected]) — докт. геол.-мин. наук, гл. науч. сотр.
КАБАНОВ АЛЕКСЕЙ АНАТОЛЬЕВИЧ (Красноярск, Некоммерческое партнёрство «Экологический центр рационального освоения природных ресурсов»; [email protected]) — аспирант
КАМЕНСКИЙ ИГОРЬ ЛЕОНИДОВИЧ (Апатиты, Геологический институт Кольского научного центра РАН;
[email protected]) — канд. хим. наук, ст. науч. сотр.
КАРМАДОНОВ АНДРЕЙ ЮРЬЕВИЧ (Красноярск, Некоммерческое партнёрство «Экологический центр рационального освоения природных ресурсов») — геофизик, магистрант
КУЖУГЕТ КАЛИН-ООЛ СЕРЕЕВИЧ (Кызыл, Тувинский институт комплексного освоения природных ресурсов
СО РАН; [email protected]) — канд. геол.-мин. наук, ст. науч. сотр.
ЛАРЬКОВ АЛЕКСАНДР СЕРГЕЕВИЧ (Москва, Институт физики Земли РАН, [email protected]) — инженер
ЛЕБЕДЕВ ВЛАДИМИР ИЛЬИЧ (Кызыл, Тувинский институт комплексного освоения природных ресурсов СО
РАН; [email protected]) — докт. геол.-мин. наук, проф.
МАРАХАНОВ АЛЕКСАНДР ВЛАДИМИРОВИЧ (Москва, Институт физики Земли РАН; [email protected]) — докт.
геол.-мин. наук, проф., ст. науч. сотр.
МОНГУШ САЙ-СУУ СЕРГЕЕВНА (Кызыл, Тувинский институт комплексного освоения природных ресурсов СО
РАН; [email protected]) — инженер
НОВИКОВ СЕРГЕЙ СЕРГЕЕВИЧ (Москва, Институт физики Земли РАН; [email protected]) — инженер
ОВСЮЧЕНКО АЛЕКСАНДР НИКОЛАЕВИЧ (Москва, Институт физики Земли РАН; [email protected]) — канд. геол.-мин.
наук, вед. науч. сотр.
ПРУДНИКОВ СЕРГЕЙ ГРИГОРЬЕВИЧ (Кызыл, Тувинский институт комплексного освоения природных ресурсов
СО РАН; [email protected]) — канд. геол.-мин. наук, науч. сотр.
РОГОЖИН ЕВГЕНИЙ АЛЕКСАНДРОВИЧ (Москва, Институт физики Земли РАН; [email protected]) — докт. геол.мин. наук; проф.
РЫЧКОВА КЛАРА МОНГУШЕВНА (Кызыл, Тувинский институт комплексного освоения природных ресурсов СО
РАН; [email protected]) — канд. геол.-мин. наук, науч. сотр.
СИБГАТУЛИН ВИКТОР ГАЗИЗОВИч (Красноярск, Некоммерческое партнёрство «Экологический центр рационального освоения природных ресурсов»; [email protected]) — директор Центра
СИМОНОВ КОНСТАНТИН ВАСИЛЬЕВИЧ (Красноярск, Некоммерческое партнёрство «Экологический центр рационального освоения природных ресурсов») — докт. техн. наук, науч. сотр.
СУГОРАКОВА АМИНА МИДХАТОВНА (Кызыл, Тувинский институт комплексного освоения природных ресурсов
СО РАН [email protected]) — канд. геол.-мин. наук, вед. науч. сотр.
ТАШЛЫКОВА ТАТЬЯНА АЛЕКСЕЕВНА (Иркутск, Институт земной коры СО РАН; [email protected]) — инженер
ЧЕЧЕЛЬНИЦКИЙ ВЛАДИМИР ВАСИЛЬЕВИЧ (Улан-Удэ, Байкальский филиал Геофизической службы СО РАН;
[email protected]) — канд. физ.-мат. наук
ЧУПИКОВА СВЕТЛАНА АЛЕКСЕЕВНА (Кызыл, Тувинский институт комплексного освоения природных ресурсов
СО РАН; [email protected]) — канд. геогр. наук, ст. науч. сотр.
91
Научное издание
Утверждено к печати Учёным советом ТувИКОПР СО РАН
ТУВИНСКИЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ 2011–2012 гг.:
МАТЕРИАЛЫ НАУЧНОГО СОВЕЩАНИЯ ПО БАЗОВОМУ ПРОЕКТУ ТУВИКОПР СО РАН VIII.78.1.4 «НАПРЯЖЁННОЕ
СОСТОЯНИЕ СЕЙСМООПАСНЫХ ЗОН ТУВЫ: ОЦЕНКА СЕЙСМИЧЕСКОЙ БЕЗОПАСНОСТИ
НА ОСНОВЕ СЕЙСМОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ И ДАННЫХ СЕТИ СЕЙСМИЧЕСКИХ СТАНЦИЙ»
(15–17.04.2014 г., Кызыл, Россия)
Редактор издания, оригинал-макет, вёрстка: О.С. Черезова
Технические редакторы: О.С. Черезова, А.А. Черезов, В.В Соян, С.С. Лемешева
Обработка графики: О.С. Черезова, А.А. Черезов
Корректоры: Л.А. Непомнящая, В.В. Соян, С.С. Лемешева
Программист (размещение и поддержка в интернете) А.А. Черезов
Подписано к печати 20.03.2014
Формат 70108/16
Гарнитуры: Arial; Times New Roman
Печать лазерная
Усл.-печ. л. 9,2. Уч.-изд. л. 10,8
Тираж 100 экз. + [Электрон. ресурс]
Заказ 130
Федеральное государственное бюджетное учреждение науки
Тувинский институт комплексного освоения природных
ресурсов Сибирского отделения Российской академии наук
(ТувИКОПР СО РАН)
667007, Кызыл, Респ. Тыва,
ул. Интернациональная, 117-а
http://www.ipc-publisher.ru
1/--страниц
Пожаловаться на содержимое документа