Геотектоника, 2023, № 1, стр. 93-112

Докайнозойское геологическое строение

Территория региона исследования разделена крупными разломными зонами на три разновозрастные складчатые системы [4, 5, 14] (рис. 2).

Рис. 2.

Схематическая геологическая карта юга Республики Тыва (по данным [5], с изменениями и дополнениями). 1 – кайнозойские отложения; 2 – средние вулканиты и терригенно-карбонатные отложения среднего и позднего палеозоя Центрально-Тувинского прогиба; 3 – вулканиты и карбонаты верхнего протерозоя и кембрия Восточно-Енисейской складчатой системы; 4 – метаморфизованные комплексы нижнего протерозоя и рифея Тувино-Монгольской складчатой системы; 5 – офиолиты кембрийской системы; 6 – аллювиальные и озерно-аллювиальные отложения четвертичной системы; 7 – озерные и озерно-аллювиальные отложения палеоген‒неогена; 8‒9 ‒ интрузивы: 8 ‒ кислые, 9 – основные; 10 – разрывные нарушения; 11 – глубинные разломы

Наиболее древний метаморфизованный вещественный комплекс Тувино-Монгольской складчатой системы выходит на поверхность на востоке и юго-востоке территории, в южных областях нагорья Сангилен [5, 14]. Он сложен гнейсами и кристаллическими сланцами протерозоя, а также карбонатно-терригенными отложениями рифея, претерпевшими зеленосланцевый метаморфизм. Породы смяты в интенсивные складки северо-восточного простирания, осложненные сбросовыми разрывными нарушениями аналогичной ориентировки [5, 14].

Тувино-Монгольская складчатая система граничит по Агардагско-Окинской сутуре северо-восточной ориентировки с салаиридами Верхне-Енисейского структурно-вещественного комплекса [14]. Сутура маркируется выходами гипербазитов, которые могут относиться либо к офиолитовой ассоциации, либо к комплексу задуговых бассейнов [4, 5, 20].

Верхне-Енисейская складчатая система, развитая в районе хребта Восточный Танну-Ола, сложена вулканитами и карбонатными породами верхнего протерозоя и кембрия. Породы Верхне-Енисейской и Тувино-Монгольской складчатой систем прорваны крупными интрузивными комплексами среднего кембрия и ордовика кислого и среднего состава, также широко развиты граниты и граносиениты нижнедевонского возраста [3, 5, 11, 20, 21].

Территория хребта Западный Танну-Ола занята Центрально-Тувинским прогибом средне- и позднепалеозойского возраста. Низы разреза сложены вулканогенно-осадочным комплексом, в котором преобладают андезиты и андезибазальты. Выше залегают терригенно-карбонатные отложения и переотложенный пирокластический материал [5].

Докайнозойский разрез завершается озерными отложениями юрских впадин, которые распространены незначительно.

Все образования смяты в складки различной интенсивности и подорваны разрывными нарушениями. Преобладающая ориентировка тектонических структур северо-восточная и в меньшей степени субширотная. Подчиненное значение имеют разрывы северо-западного и субмеридианального простирания [5].

Комплекс новейших отложений

Кайнозойские отложения юга Тывы развиты в межгорных и внутригорных впадинах, а также в долинах рек.

Крупнейшей межгорной впадиной данной области является котловина озера Убсу-Нур, заполненная комплексом палеоген‒неогеновых отложений озерного, аллювиального, пролювиального и аллювиально-пролювиального происхождения. Общая мощность отложений достигает 900 м [8].

Разрез кайнозойских отложений Убсунурской впадины начинается с палеогена, вскрытого оврагами на севере, а также скважинами в центральной части котловины. В стратотипическом обнажении к западу от долины р. Деспен (Козий овраг), вскрыты озерно-аллювиальные пестроцветные, выше – красноцветные отложения мощностью до 207 м.

Породы не охарактеризованы фаунистически, но аналогичные по составу и стратиграфическому положению породы вскрыты скважинами на территории Монголии в котловине Больших озер, где по фаунистическому комплексу пестроцветная глинисто-песчаная пачка отнесена к среднему-верхнему эоцену, что согласуется с палинологическими данными [5]. Верхняя красноцветная толща конгломерато-брекчий может относиться к верхам эоцена, или, нижнему олигоцену [3, 5].

В центральной части впадины скважинами вскрыты песчано-глинистые отложения, которые на основе анализа споропыльцевого спектра также могут быть отнесены к эоцену [5]. Общая мощность отложений палеогена Убсунурской впадины составляет не менее 200 м, скважинами подошва отложений не вскрыта [5].

Миоценовые отложения Убсунурской впадины развиты почти повсеместно. Они представлены озерными песками и глинами, а мощность их достигает 600–800 м в наиболее погруженных областях [8]. Хорошо изученные разрезы неогена находятся на севере котловины, в оврагах Козий, Заячий и в долине реки Холу.

Первоначальное описание этих разрезов было проведено Л.Д. Шарыгиной [25], которая выделяла неогеновые отложения в “озерный” горизонт, а внутри него – глинисто-алевритовую и глинисто-мергельную толщи. На основе комплексов малакофауны глинисто-алевритовая толща разделена на две части [18]. В дальнейшем возраст отложений был уточнен на основе находок крупных и мелких млекопитающих [6‒9, 18].

Нижняя часть глинисто-алевритовой толщи отнесена к среднему-верхнему миоцену, верхняя часть данной толщи отнесена к верхнему миоцену–нижнему плиоцену. Глинисто-мергельная толща также отнесена к верхнему миоцену–плиоцену. Общая мощность отложений этого возраста, объединенных в хольскую серию, составляет >200 м.

Предпринятая нами ревизия фаунистических комплексов, собранных ранее, и полученные новые фаунистические и магнитостратиграфические данные позволяют ограничить верхний возрастной предел хольской серии верхним миоценом.

Четвертичные образования представлены неоплейстоценовыми аллювиальными и аллювиально-пролювиальными образованиями нижнего и верхнего звеньев неоплейстоцена, которые слагают предгорный шлейф хребта Танну-Ола, а также предгорную равнину Убсунурской впадины. В долинах крупных рек встречаются небольшие останцы террас, аллювий которых датирован поздним неоплейстоценом–голоценом [5].

Южно-Таннуольский разлом

Южно-Таннуольский разлом, обнаруживающий явные признаки сейсмической активности, как в позднем плейстоцене, так и в голоцене, косо сечет границу впадины и горного сооружения (см. рис. 4).

На западе разлом имеет северо-восточное простирание, пространственно совпадает с фронтом гор и является структурной границей хребта и впадины.

Восточнее, в районе выхода реки Хату-Гол на предгорную равнину, граница впадины и разлом перестают пространственнно совпадать. Граница впадины скрыта под маломощным шлейфом пролювиально-аллювиальных отложений и простирается на восток в субширотном направлении к озеру Амдайгын-Холь и нижнему течению реки Холу, где маркируется деформациями комплекса изученных новейших отложений.

Южно-Таннуольский разлом ограничивает с юга область распространения невысоких гряд холмов, возвышающихся на фоне равнины, полого наклоненной на юг в сторону озера Убсу-Нур. Разлом отсекает эту холмистую территорию с севера и в районе пересечения реки Ирбитей приобретает субширотное простирание. Здесь разлом проникает вглубь хребта Танну-Ола, ограничивая отторженый участок горного сооружения Тонну-Ола, немного приподнятый на фоне общего понижения рельефа на юг (см. рис. 4, рис. 5).

Рис. 5.

Геоморфологические профили а‒а', б‒б', в‒в', г‒г'. Положение профилей ‒ см. рис. 4.

Восточное окончание разлома разветвляется. Наиболее хорошо оформленная в рельефе ветвь изгибается на юго-восток в районе коленообразного изгиба реки Деспен на запад, где река приобретает субширотное направление, совпадающее с положением зоны разлома. Данная ветвь ограничивает отторженый участок горного массива хребта Танну-Ола в его восточной части, далее погружается под четвертичные пролювиально-аллювиальные накопления и теряется в предгорной равнине, не проявляя признаков современной активности и подходя к границе Убсунурской впадины почти под прямым углом.

Северная ветвь трассируется тектоническим уступом и подпруженными долинами постоянных и временны́х водотоков и протягивается на расстояние до 14-ти км от пересечения разлома с рекой Биче-Серлиг на восток‒северо-восток. Четкость геоморфологического выражения постепенно ослабевает до полного исчезновения.

Общая протяженность Южно-Таннуольского разлома составляет 90 км. Разрывное нарушение формирует сложно устроенную зону с многочисленными оперяющими дизъюнктивными структурами и разветвлениями. В рельефе хребта Танну-Ола данная зона выражается относительно узкой долиной, которая плавно изгибается, четкообразно расширяется и сужается, закономерно создавая структуры сжатия и растяжения, приуроченные к правым и левым изгибам плоскости разлома соответственно. Также наблюдается правое кулисное подставление сегментов разлома, характерное для нарушений с левосдвиговой компонентой. Ширина долины варьирует от первых десятков до сотен метров, в отдельных участках ‒ до километра и более. Днище долины, зачастую имеющее холмистый рельеф, асимметрично. Днище долины погружается на север, а борта на отдельных участках отделены переуглубленными, спрямленными долинами временны́х водотоков.

Рассмотрим один из наиболее ярких примеров изгибания плоскости разлома в районе горы Харган-Шибир, где правый поворот разлома инициирует его расщепление на несколько ветвей с выжиманием заключенных между ними блоков по типу дуплексов сжатия, структуры “цветка”, ограниченной надвигами, что характерно для сдвиговых деформаций (см. рис. 4). Превышение северного блока над прилегающими территориями составляет 120 м, а южного блока, поднятого над предгорным шлейфом, – больше 200 м.

Для Южно-Тануольского разлома характерно правое кулисное подставление сегментов, которые смыкаются между собой короткими разломами северо-западного простирания, зачастую ветвящимися по типу структуры “конского хваста”. Подобные структуры исследованы нами в районе пересечения зоны разлома с реками Холу, Аптара, Улуг-Серлинг, но наиболее характерной является структура “конского хвоста”, расположенная непосредственно к западу от долины р. Улуг-Серлин.

Северный сегмент Южно-Таннуольского разлома протягивается с запада до долины реки Аптара и далее на восток на расстояние 5 км, постепенно приобретая северо-восточное простирание. Данный сегмент маркируется фрагментами плоскодонной долины, коленообразными изгибами рек и временны́х водотоков, свежими тектоническими уступами, но восточнее реки Аптара степень выраженности разлома заметно снижается.

Южный сегмент проявлен восточнее долины реки Аптара, но в западной части прослеживается слабо, а к востоку становится все более выразительным и на пересечении с рекой Улуг-Серлиг становится основным сегментом разлома, кулисно подставляя с юга постепенно вырождающийся северный сегмент.

Северный и южный сегменты соединены сложной структурой юго-восточного простирания протяженностью ~4 км, которая представлена несколькими надвигами, расходящимися из одной точки. Надвиговая природа связующих разломов подчеркивается антецедентным характером долин, пересекающих зажатые между разломами пластины.

Речные долины и овраги, пересекающие зону разлома, формируют характерные s-образные изгибы, а в некоторых случаях (русло реки Холу) можно наблюдать незначительные левосдвиговые смещения с амплитудами от 14 до 46 м.

Правый кулисный ряд сегментов разлома, надвиговые и цветковые структуры, осложняющие правые изгибы зоны разлома, указывают на левосдвиговую компоненту движений по Южно-Таннуольской зоне разломов, хотя амплитуды смещений в горизонтальной плоскости невелики. Левосдвиговая природа этого разлома предполагалась ранее [10]. Вместе с тем, ярко проявлена взбросовая компонента смещений по разлому.

Южное крыло поднято относительно северного, что хорошо видно на поперечных геоморфологических профилях (рис. 5).

Вертикальная составляющая, по-видимому, значительно превосходит горизонтальную составляющую и может достигать нескольких сотен метров. Таким образом, кинематика Южно-Таннуольской зоны разломов соответствует левому взбросо-сдвигу, что отвечает общим геодинамическим характеристикам региона, для которого характерна обстановка субмеридианального сжатия, и субширотные структуры в таких условиях отвечают левым сдвигам или надвигам [1, 2, 10, 23].

Признаками позднеплейстоценовой и голоценовой активности Южно-Таннуольского разлома являются многочисленные подпруженные долины рек и временны́х водотоков, выстроенные вдоль этой зоны, позднечетвертичные перестройки гидросети, s-образные изгибы речных долин, смещения русел, водораздельных линий и другие признаки сейсмичности [13, 19, 24]. Присутствуют хорошо выраженные тектонические уступы, ограничивающие опущенную долину, особенно ярко они проявлены на ее южном поднятом борту (рис. 6).

Рис. 6.

Тектонический уступ в районе р. Деспен (съемка проведена с БПЛА). (а) – цифровая модель рельефа; (б) – фото уступа; (в)‒(г) – профили рельефа.

Одним из примеров свежих сейсмогенных форм современного рельефа может служить хорошо выраженный уступ на южном борту разломной долины, пересекающей реку Деспен. Уступ прослежен примерно на 10 км почти непрерывно. На наиболее выразительном участке обнаружена хорошо оформленная субгоризонтальная площадка шириной до 20‒25 м с крутым уступом высотой 1–2 м в тыловой части. Выше располагается крутой склон в 30°, ниже площадки крутизна склона снижается до 20°. Эти особенности морфологии склона хорошо видны на цифровой модели рельефа и профилях рельефа, построенных на основе аэрофотосъемки с беспилотного летательного аппарата (см. рис. 6). Такая геометрия склона указывает на сейсмогенную природу уступа и площадки и взбросовую подвижку во время сейсмотектонического события [32].

На исследованном нами отрезке Южно-Таннуольского разлома была зачищена стенка кустарного карьера высотой ~2 м (см. рис. 4, положение траншеи К-1). Зачистка ориентирована вкрест простирания тектонического уступа и расположена у его основания. В стенке зачистки вскрыты новейшие делювиально-коллювиальные образования, нарушенные субвертикальной открытой трещиной, заполненной тонко перетертым обломочным материалом, видимо, затянутым в трещину во время сейсмособытия (рис. 7).

Рис. 7.

Траншея К-1 в крест простирания Южно-Таннуольского разлома. (а) – положение траншеи К-1 ‒ см. рис. 4; (б) – профиль рельефа; (г) – фото траншеи.

В нижней части трещина очень узка, не больше 1–2 см, в средней части присутствует раздув до 20 см, выше она снова сужается до нескольких сантиметров. Трещина запечатана современным почвенным слоем, в который она не продолжается, уступа непосредственно над трещиной не обнаружено. Смещения вдоль этого разрыва не наблюдается, что может быть связано со сдвиговой кинематикой подвижки, сформировавшей трещину. Судя по всему, зачисткой не была вскрыта основная плоскость разрывного нарушения, а описанная структура – оперяющая, что может быть причиной отсутствия видимых смещений по ней. Обнаружение этой структуры подкрепляет заключение о сейсмической активности Южно-Таннуольского разлома.

На северном ограничении долины, связанной с Южно-Таннуольским разломом, в долине реки Деспен была пройдена еще одна канава (см. рис. 4, положение траншеи К-2), подтверждающая сейсмоактивность этого разлома. Канава пройдена вкрест простирания уступа высотой ~1 м на окончании поверхности осыпного конуса, перекрывшего 2-ую надпойменную террасу реки Деспен. Источник сноса обломков расположен на небольшой сопочной гряде, сложенной палеозойскими гранитоидами. Гряда выступает на поверхности Деспенской внутригорной впадины и прорезана антецедентными долинами временны́х водотоков и реки Деспен. Уступ трассируется трассируется вдоль северного подножья этой гряды, на молодое поднятие которой указывает поднятие площадки 2-ой надпойменной террасы на 8‒10 м над руслом в поднятом (южном) крыле, тогда как к северу от уступа эта же терраса опущена почти до уровня поймы.

В разрезе траншеи вскрыты две генерации осыпного конуса, представленные двумя толщами (рис. 8).

Рис. 8.

Западная стенка траншеи К-2. Положение траншеи К-2 ‒ см. рис. 4. (а) ‒ фото; (б) ‒ зарисовка. Показано: тектонические разрывы (черные жирные линии); геологические границы (тонкие линии). Обозначены (цифры в кружках) слои разреза: 1 – современный дерн степного бурозема; 2 – дресва, песок с торфом (склоновые отложения); 3 –пылеватый суглинок (лёсс) светло-серый (в сухом состоянии) в верхней части канавы со щебнем (склоновые отложения); 4‒4а – слоистый, плоский щебень: 4 ‒ со следами сортировки и плавным увеличением размерности вверх по разрезу (осыпные отложения), 4а – пареотложенный без следов сортировки с примесью подстилающих песков; 5 – сцементированная дресва, цемент светло-серый, известковистый (осыпные отложения); 6‒8 – осыпные отложения: 6 – щебень, дресва с пылеватым светло-серым заполнителем, 7 ‒ сцементированный щебень, 8 – интенсивно деформированный цементированный щебень; 9 – сильно измененная, сцементированная тектоническая брекчия (эпидот, гранитоиды); 10 – рыхлая тектоническая брекчия (гранитоиды); 11 – горизонтально слоистые, аркозовые пески с дресвой (пойменные отложения с примесью осыпного материала); 12 – дресва с редким щебнем и пылеватым суглинистым заполнителем, обводненная, промерзшая в основании разреза (склоновые отложения); 13 – бурая степная палеопочва.

Верхняя толща сложена слоистым щебнем. Нижняя толща имеет смешанное происхождение и сложена перемытыми в пойменных условиях слоистыми песками с примесью осыпного материала. Полагаем, что эта толща одновозрастна со щебнисто-дресвяными отложениями в южной части канавы. На осыпное происхождение перечисленных слоев указывает грубая окатанность и сортировка обломков с резким преобладанием грубообломочного материала. Рыхлые отложения перекрывают сильно деформированные и интенсивно измененные коренные гранитоиды, по сути, представляющие собой молодую тектоническую брекчию, которая постоянно осыпалась при проходке канавы.

Из коренных пород в разрез рыхлых отложений проникает несколько разрывов. Общая кинематика смещений – сдвиго-взброс, однако вклад каждой компоненты измерить не удалось, поскольку в стенке канавы фиксируются только вертикальные смещения и сдваивания разреза. На существенную сдвиговую компоненту указывают резкие фациальные различия одновозрастных отложений в разных крыльях разрывов в северной части канавы (6‒9 м) и их морфология – “структура цветка”, характерная для сдвигов.

Смещения имели импульсный характер и на это указывают:

‒ разная степень деформированности разновозрастных комплексов рыхлых отложений;

‒ запечатывание разрывов более молодыми отложениями, фиксирующими этапы спокойного осадконакопления, и смещенными более поздними разрывами (см. рис. 8, слои 3, 4, 11);

‒ переотложение рыхлых накоплений в опущенных крыльях некоторых разрывов.

Всего насчитывается четыре этапа сейсмотектонической активизации.

Таким образом, в центральной части области сочленения горного сооружения Тонну-Ола и Убсунурской котловины можно наблюдать две дизъюнктивные структуры, развивающиеся на неотектоническом этапе, но различные по времени и периоду активности, формирующие два парагенезиса такого рода структур.

Северо-Убсунурский разлом является непосредственным ограничением горного сооружения. Этот дизъюнктив имеет взбросо-надвиговую кинематику, но непосредственно на дневную поверхность не выходит. Смещения по этой структуре значительны и в определенной мере обеспечивают воздымание горного сооружения над впадиной.

Основной этап активности разлома приходился на палеоген–плиоцен, после чего движения по разлому в значительной мере затухают, а импульсные подвижки возникают на отдельных его сегментах.

Второй парагенезис структур представлен Южно-Таннуольским разломом, расположенным севернее Северо-Убсунурского разлома и секущим его. Положение Южно-Таннуольского разлома и кинематика левого взбросо-сдвига определяются современным полем тектонических напряжений и закономерно вписываются в рисунок активных разрывных нарушений региона.

Эрзин-Агардагский разлом

Вторым парагенезисом тектонических разрывов, которые проявляют сейсмическую активность в позднем плейстоцене и голоцене и имеют секущее простирание к границам основных неотектонических структур, является Большеозерский (Убсунурский) сегмент Эрзин-Агардагского разлома, даже более выразительный, чем Южно-Таннуольский разлом.

Эрзин-Агардагский разлом представляет собой протяженную сложноустроенную структуру, берущую свое начало на юге Убсунурской впадины, косо ответвляясь от Хангайского разлома, южной границы Убсунурской впадины и ограничивающего ее с юга хребта Хан-Хухэй (см. рис. 1). Этот разлом был прослежен южнее, в Хиргис-Нурскую впадину [2].

В пределах Убсунурской впадины, т.е. Большеозерского (Убсунурского) сегмента, дизъюнктив имеет северо-восточное простирание и прослеживается на 240 км до северо-восточной границы впадины, на правом берегу реки Тес-Хем [2]. Далее разлом проникает вглубь хребтов Остроконечный Танну-Ола и нагорья Сангилен, где несколько раз меняет свое простирание и прослеживается до южного окончания Бусейнгольской впадины [2].

Большеозерский (Убсунурский) сегмент Эрзин-Агардагского разлома состоит из отдельных отрезков, выстраивающихся в единую зону. Считается, что палеосейсмособытия происходили на отдельных участках (сегментах) разлома [2]. Смещения по разлому соответствуют левому взбросо-сдвигу, что отвечает обстановке субмеридианального сжатия и согласуется с представлениями о геодинамической обстановке региона [10, 23, 26, 30, 31 ].

Подробное описание Большеозерского (Убсунурский) сегмента этого разлома и проявленных на нем палеосейсмодислокаций было дано в работе [2], где также была описана канава, пройденная в пределах Хиргиснурской впадины, вскрывшая плоскость разлома. На основе ее интерпретации утверждалась взбросо-сдвиговая кинематика разлома с единовременной вертикальной подвижкой в 50 см при сейсмособытии [2].

Полевые работы, проведенные нами в долине реки Тес-Хем, горы Хайракан в 2020 и 2021 гг. во многом подтверждают полученные исследователями результаты [1, 2]. Левосдвиговые деформации четко прослеживаются по смещениям многочисленных временны́х водотоков, стекающих с возвышенностей, амплитуды варьируют от 5.1 до 7.9 м (рис. 9, б).

Рис. 9.

Эрзин-Агардагский разлом. (а) – положение Североубсунурского сегмента Эрзин-Агардагского разлома на космоснимке; (б) – смещения долин временны́х водотоков (ортофотоплан по материалам съемки, проведенной с БПЛА). 1 – Эрзин-Агардагский разлом на ксмоснимке; 2 – предполагаемая накопленная амплитуда смещения; 3‒4 – Эрзин-Агардагский разлом на материалах аэрофотосъемки: 3 – достоверные сегменты, 4 – предполагаемые; 5 – тальвегм временны́х водотоков; 6 – разовые амплитуды смещений

Отчетливо проявлено смещение северо-западного склона горы Хайракан, расположенной на левом берегу реки Тес-Хем, в зоне ее пересечения с плоскостью Эрзин-Агардагского разлома. Отсеченный фрагмент склона перемещен по линии разлома на юго-запад на 280 м, что может рассматриваться как накопленное горизонтальное смещение (см. рис. 9, а).

В работе С.Г. Аржанникова [2] накопленная амплитуда смещения оценивается в 1.5 км на основе коленообразного изгиба русла реки Тес-Хем. Возможно, такая оценка завышена. Современный Эрзин-Агардагский разлом заложен по древнему разрывному нарушению, которое разделяет блоки разного возраста и вдоль которого выходят на поверхность фрагменты древних офиолитов, оформленных в современном рельефе в виде поднятий (см. рис. 2). Таким образом, такая значительная амплитуда смещения русла реки вдоль разлома может быть обусловлена селективной эрозией.

У юго-западного подножья горы Хайракан, на продолжении тектонического уступа нами была пройдена траншея в крест простирания разлома с целью изучения строения зоны разлома и выявления палеоземлетрясений. Траншея глубиной 1.2 м и длиной 3 м вскрыла сложноустроенную цветковую структуру, характерную для сдвигов. В борту канавы можно предположительно выделить следы трех подвижек по разлому, разных по возрасту (рис. 10).

Рис. 10.

Юго-западная стенка траншеи в крест простирания Юрзин‒Агардагского разлома. (а) – фотоплан; (б) – зарисовка. 1–2 – разрывные нарушения: 1 – достоверные, 2 – предполагаемые; 3‒4 ‒ геологические границы: 3 – пачек, 4 – слоев; 5 – почвенный слой; 6 – делювиальные суглинки; 7 – переслаивание темных суглинков богатых тонким щебнем и светлых алевритов с редкими обломками; 8 – пестроцветные слоистые глинисто песчаные отложения; 9 – монотонная глинистая толща; 10 – заполнение разломных трещин

Наиболее древние смещения располагаются в юго-восточной части траншеи и состоят из нескольких плоскостей юго-восточного падения, с углами до 70°. Одна из плоскостей представляет собой открытую трещину, заполненную рыхлым материалом, которая расширяется вверх по разрезу, достигая мощности в 20 см. Вторая плоскость не формирует заполненной рыхлым материалом трещины. По обеим плоскостям видна вертикальная амплитуда смещения пестроцветной слоистой толщи.

Северо-западные пластины подняты на 5–10 см относительно юго-восточных, сместитель падает под висячее крыло, что создает впечатление сбросовой кинематики, однако наблюдаемая вертикальная амплитуда, скорее всего, является мнимой, связанной со сдвиговыми деформациями и совмещением относительно удаленных объектов сложной геометрии. Геоморфологические данные указывают на взбросовую кинематику разлома и поднятие юго-восточного крыла.

Плоскости юго-восточного падения оперяются рядом дополнительных структур. Субвертикальный разлом, отходящий от трещины в средней части траншеи, завершается уступом в подошве делювиальных суглинков, перекрывающих разрез, однако вглубь этого слоя не прослеживается, также над ним не наблюдается уступ современного рельефа.

Таким образом, сейсмособытие состоялось до формирования делювиальных накоплений и было замаскировано плоскостным смывом. По поверхности пестроцветной слоистой толщи в юго-восточной части траншеи выявляется плоскость разлома северо-западного пологого падения, крутопадающие на северо-запад слабо выдержанные слои светло и темно коричневого цвета упираются в плоскость разлома и, соответственно, ‒ в кровлю пестроцветной пачки.

В центральной части траншеи вскрыты сложно сопоставляемые между собой фрагменты толщи, представленной переслаиванием светлых алевритов с небольшой примесью щебнистого материала и темно-коричневых супесей, богатых щебнем, с очень крутым северо-западным падением слоев. В этой части канавы намечаются вертикальные разломные структуры, неуверенно прослеживаемые в делювиальные суглинки. Виден изгиб слоев, формирующий складку, нарушенный разломом (см. рис. 10). К северо-западу от нее падение остается крутым, но азимут меняется на юго-восточный. Слои не выдержаны, напоминают линзы.

Северо-восточная часть стенки траншеи отсечена от центральной части субвертикальной открытой трещиной, заполненной тонкообломочным затянутым по разлому материалом мощностью до 20 см. Над этой трещиной наблюдается проседание подошвы делювия до 25 см. Плоскости, ограничивающие трещину, прослеживаются в толщу делювиальных суглинков, но не нарушают почвенный слой. В современном рельефе над трещиной располагается уступ высотой в 10 см ‒ это проекция второго сейсмособытия. По-видимому, землетрясение произошло после или во время формирования делювиальных отложений, но до развития современной почвы.

В северо-восточной части стенки вскрывается третья плоскость разрывного нарушения, соответствующая наиболее позднему толчку. Она отличается более пологим падением на юго-восток, близким к углам падения сместителей в юго-восточной части траншеи. Плохо выдержанные слои выше плоскости сместителя падают на юго-восток, под разломом аналогичные слои погружаются на северо-запад. Плоскость разрывного нарушения имеет очертания, свойственные надвигам, в приповерхностной части сместитель становится субвертикальным. Наблюдается смещение подошвы делювиальных отложений и слоя современных почв. Амплитуда смещения составляет 5 см (см. рис. 10).

Полупустынный климат Убсунурской впадины не способствует накоплению органического вещества, поэтому в отложениях, вскрытых траншеей, не было обнаружено слоев, пригодных для проведения радиоуглеродного датирования. Вследствие этого, как и у наших коллег [2], у нас не имелось возможности произвести точное датирование сейсмособытий на Хиргиснурском сегменте Эрзин-Агордагского разлома.

Таким образом, протяженный Эрзин-Агардагский разлом северо-восточного простирания, имеющий древнее заложение, был многократно активизирован в позднеплейстоцен‒голоценовое время на разных сегментах данного разлома. Следы сейсмодислокаций хорошо выражены в рельефе, накопленные и единовременные амплитуды смещений могу быть измерены по изменению положения современных форм рельефа. Многоактность смещений подтверждается историей деформаций, вскрытых траншеей вблизи горы Хайракан. Сложное цветковое строение разлома в траншее отвечает взбросо-сдвиговой кинематике, согласуется с геоморфологическими данными и отражает современную геодинамическую обстановку. Разлом косо сечет северо-восточную границу Убсунурской котловины, которая, не проявляет признаков активизации в голоцене на этом сегменте.