1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Геотектоника
  4. № 3, 2021

Геотектоника, 2021, № 3, стр. 3-30

Очаг сильного землетрясения как геологический объект

Е. А. Рогожин 1, *, А. Н. Овсюченко 1, А. С. Ларьков 1

1 Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН
123995 Москва, ул. Б. Грузинская, д. 10, Россия

* E-mail: eurog1947@yandex.ru

Поступила в редакцию 29.06.2020
После доработки 23.12.2020
Принята к публикации 28.01.2021

Полный текст (PDF)

Аннотация

Рассмотрены результаты исследования современных сильных землетрясений – Рачинского 1991 г., Олюторского 2006, Алтайского 2003 г. и Тувинских 2011–2012 гг., изученных по единому методическому плану. Необходимость таких исследований диктуется постоянно возрастающими требованиями к точности прогноза опасных природных воздействий. Анализ сейсмотектонических условий расположения очагов сильных землетрясений позволил выявить породившие их геологические структуры и составить представление о морфотектонических критериях выявления потенциальных очагов в других регионах. Современные землетрясения продолжили развитие разномасштабных тектонических структур, напрямую выраженных в современном рельефе. Эти активизированные структуры образуют закономерные сочетания в морфоструктурах разного масштаба. Смещения, возникающие при современных землетрясениях, продолжают развитие морфоструктур, прослеживаемых на протяжении среднего плейстоцена–голоцена. Размер и количество морфоструктур, вовлеченных в сейсмическую активизацию, напрямую связаны с магнитудой события и отражают конкретный иерархический уровень сейсмогенеза. В целях оценки сейсмической опасности важно, что наличие или отсутствие четко выраженных активных разломов на поверхности, прямо не отражает уровень сейсмической опасности.

Ключевые слова: сейсмотектоника, очаг землетрясения, Рачинское землетрясение, Олюторское землетрясение, Алтайское землетрясение, Тувинские землетрясения, оценка сейсмической опасности

ВВЕДЕНИЕ

Наряду с вулканизмом, сильные землетрясения – самые яркие образцы для понимания того, как протекают многие геологические процессы в настоящем, происходили в прошлом и могут развиваться в будущем. Сейсмогенез – неотъемлемая часть современных тектонических процессов, поэтому представления о тектонической позиции очагов сильных землетрясений используются для разработки и верификации геодинамических и сейсмотектонических моделей. Данные об эффектах современных сильных землетрясений лежат в основе оценки сейсмической опасности. По мере лавинообразного нарастания сложности и уязвимости развиваемой человечеством инфраструктуры, с каждым годом растут и требования к точности прогноза опасных природных воздействий. Так или иначе, прогнозные модели строятся на основе результатов исследований аналогов современности или недавнего прошлого.

Наша статья представляет обзор исследований очагов современных сильных землетрясений как геологического объекта. Рассмотренные события выделяются тем, что они были изучены авторами по единому методическому плану. Рассмотрены и результаты других научных коллективов, в особенности – сейсмологические, геофизические и дистанционные, дополняющие представления о строении очагов и динамике сейсмотектонических процессов. Также естественно, что в рамках статьи в таком обзоре невозможно рассмотреть все изученные локальные объекты и полученные результаты. Поэтому в стороне остались макросейсмические, инженерно-геологические и некоторые другие аспекты, а основное внимание уделено тектоническим проявлениям сильных землетрясений.

ЗАДАЧИ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Землетрясение представляет собой практически мгновенный акт деформации, приводящий к резкому снятию накопленных напряжений, а сейсмический очаг – это поверхность динамически развивающегося разрыва, переводящего внешние тектонические напряжения в деформации отдельными импульсами, разделенными периодами относительного покоя. Эта парадигма, заложенная в основу большинства современных моделей сейсмического прогноза, оформилась с началом разноплановых полевых исследований очагов сильных землетрясений в Северном Тянь-Шане 1887 и 1911 г. [3, 10], Японии 1891 г. [80], Ассаме (Индия) 1897 г. [83], на Аляске 1899 г. [91], в Северной Монголии 1905 г. [12] и Калифорнии 1906 г. [77]. По результатам изучения Калифорнийского землетрясения 1906 г. была сформулирована модель упругой отдачи [85], которая объясняет возникновение сейсмотектонических подвижек отсутствием смещений по плоскости разлома при непрерывном движении его крыльев на некотором удалении от него.

Сейсмотектоническим следствием этих представлений стало однозначное увязывание очагов землетрясений со смещениями по активным разломам под воздействием внешних сил. С развитием тектоники плит появилась условная, но широко используемая классификация сейсмических очагов на межплитные и внутриплитные очаги [90]. С позиций геомеханики был сформулирован принцип энергонасыщенности геологической среды, согласно которому тектонические силы могут возбуждаться в тех же объемах земной коры, на которые они воздействуют [47]. С позиций системного подхода отчетливо оформилась концепция геодинамики иерархически соподчиненных геосфер [16]. Идея многочисленности уровней тектогенеза, контролируемых несколькими уровнями тектонических напряжений – глобальным, межрегиональным, региональным и локальным – применима и к сейсмогенезу, что делает актуальным ее приложение в исследованиях современных землетрясений.

Новый этап исследований сейсмических очагов начат с изучения катастрофического Гоби-Алтайского землетрясения 1957 г. (М = 8.3). Работы, проведенные в 1957–58 гг. под руководством В.П. Солоненко и Н.А. Флоренсова (ИЗК СО РАН, г. Иркутск, Россия), вышли далеко за рамки изучения последствий этого события и превратились в крупное научное исследование сейсмичности как природного феномена [14]. По итогам исследования Гоби-Алтайского землетрясения был разработан палеосейсмогеологический метод, направленный на выявление следов землетрясений древности (палеосейсмодислокаций) и оценку их основных параметров [59 , 64]. Метод основан на обнаруженнных в очаге Гоби-Алтайского землетрясения геоморфологических и стратиграфических следах сейсмических активизаций в голоцене, отсутствующих в других известных источниках.

Эти идеи были плодотворно восприняты многими исследователями, и с тех пор начаты палеосейсмогеологические исследования во всех основных сейсмоактивных поясах, что привело к появлению отдельного научного направления – палеосейсмологии и сейсмотектоники, – с глубоко проработанными методическими приемами [81]. Широкое развитие получил метод тренчинга в изучении тектонически обусловленной структуры молодых отложений в горных выработках [74, 79 , 88]. Использование геоморфологических методов в таких исследованиях привело к разработке эффективного методического подхода – структурно-геоморфологического анализа или тектонической геоморфологии [65, 73]. Изучение современных землетрясений в этих направлениях имеет первостепенное значение, поскольку они базируются не столько на теории, сколько на поисках современных аналогий.

Таким оборазом, условия возникновения сильных землетрясений нашли количественное выражение в виде конкретных морфологических параметров активных разломов – длины, величины смещений и их характера [68, 92, 93], которые можно замерить по деформациям молодых отложений и форм рельефа, а с использованием методов абсолютного датирования – оценить их возраст. В последние десятилетия очень большое внимание уделяется палеосеймическому изучению истории смещений по активным разломам за длительные промежутки времени для установления сейсмического деформационного цикла, сегментации разломов с выявлением индивидуальных очагов и определению их сейсмического потенциала [81]. В частности, такой подход реализуется и постоянно совершенствуется при определении вероятностных критериев для прогноза землетрясений в Калифорнии, где расположено множество сегментов разлома Сан-Андреас с различными параметрами долговременного сейсмического режима [70].

Отдельная, крайне важная для оценки сейсмической опасности проблема, решаемая с использованием методов палеосейсмологии, тектоники и геоморфологии, – повторяемость сильных землетрясений. Современные сейсмо-тектонические методы основываются на экстраполяции графиков повторяемости в область землетрясений больших энергий и исходят из стационарности сейсмического режима на протяжении нескольких тысяч лет. Вместе с тем, в центральной части Альпийско-Гималайского подвижного пояса было показано, что сейсмический режим испытывает длиннопериодные вариации с промежутками между максимумами выделения сейсмической энергии в 1300 и 1800 лет в изученных разломных зонах [63]. Чем больше число выявленных палеоземлетрясений, тем сложнее оказывается модель повторяемости, включающая в таких случаях модели долговременного группирования сейсмических событий [81]. Исследования длинных палеосейсмических записей показывают, что вероятность землетрясения может зависеть от сейсмической истории в течение нескольких предыдущих циклов, а используемый временнóй интервал может не захватить долгосрочные тенденции в сейсмичности [87]. Для этого чрезвычайно важно изучение долговременной сейсмической летописи в очагах современных землетрясений, так как в таком случае мы имеем, как минимум, одно достоверное событие.

Широкое использование геофизических методов при изучении современных землетрясений дало возможность составить представление о разнообразной, уникальной в каждом конкретном случае, конфигурации очаговых зон на глубине [1, 49, 69]. В глубинных сейсмотомографических моделях очаги предстают низкоростными, разрушенными включениями в земной коре [2]. В настоящее время бурно развиваются дистанционные наблюдения за очагами сильных землетрясений методами космо- и аэрофотосъемки, спутниковых съемок вариаций геофизических полей, GPS, ГЛОНАСС и ГНСС – глобальных навигационных спутниковых систем, спутниковых съемок радарами с синтезированной апертурой (РСА – интерферометрия, или InSAR). Эти методы используются для построения моделей смещений земной поверхности, определения размеров и положения в пространстве плоскости подвижки, ее сегментации на суб-очаги и других подобных задач [35, 36, 62, 67, 72, 82]. В последние годы лавинообразно возрастает роль спутниковой и, в особенности, аэро-фотосъемки поверхности для картирования косейсмических и постсейсмических деформаций, как в масштабе отдельных сейсморазрывов, так и эпицентральных зон [75, 78].

Примеры сопоставления всех имеющихся геолого-геофизических данных об очагах современных землетрясений с детальным и более общим геологическим и глубинным строением района возникновения каждого конкретного землетрясения и ведущими тенденциями тектонического развития данной территории позволили сделать ряд важных выводов [49]. Очаги сильных и сильнейших землетрясений представляют собой устойчивые структуры в геологической среде. Умеренные по силе сейсмические события М < 6.0 характеризуются сравнительно простым строением очага, который может быть представлен в виде единой плоскости подвижки. Более сильные землетрясения с магнитудами 6.0 и более демонстрируют приуроченность очагов к местам сочленения или пересечения крупных разломов. Наиболее сложна структура очаговых зон серий сильнейших землетрясений с М > 7.0. Проявления этих сейсмических событий на поверхности и на глубине свидетельствуют о распространении очагов отдельных землетрясений вдоль границ крупных сейсмогенных блоков, а также наклонных и субгоризонтальных тектонических, геологических и геофизических разделов, ограничивающих эти блоки снизу. С расширением набора изученных землетрясений и арсенала используемых методов, сложное строение очагов становится все более очевидным [8, 11, 67, 76, 78, 86].

Рассматриваемые ниже землетрясения произошли в Альпийско-Гималайском, Центрально-Азиатском и Тихоокеанском подвижных поясах, т.е. характеризуют все основные сейсмотектонические обстановки на территории России, за исключением Арктико-Азиатского пояса (рис. 1).

Рис. 1.

Положение Рачинского, Олюторского Алтайского и Тувинских сильных землетрясений на фоне подвижных (сейсмоактивных) поясов. Обозначены (звездочки красным) другие, хорошо изученные сильные сейсмические события современности: Спитакское 1988 г.; Зайсанское 1990; Суусамырское 1992 г.; Шикотанское 1994 г.; Нефтегорское 1995 г.; Кроноцкое 1997 г.; Симуширские 2006/2007 гг. Положение эпицентров землетрясений приведено по данным [57], с 2012 г. дополнено данными ФИЦ ЕГС РАН [94].

Рачинское землетрясение 1991 года

Рачинское землетрясение произошло 29 апреля 1991 г. на южном склоне Большого Кавказа, в Грузии и Южной Осетии. Магнитуда землетрясения по разным оценкам – М = 7.1 (оперативное определение ЕССН СССР), Мs = 6.9 (ISC), Мw = = 7.0 (CMT) [1]. Очаг землетрясения был неглубокий, тем не менее, прямые проявления выхода очага на поверхность обнаружены не были. Интенсивность в населенных пунктах обширной эпицентральной зоны – в среднем 8 баллов по шкале MSK-64. Поле афтершоков имело дисперсный характер, большую ширину (20–30 км) и длину 80–90 км. В этой же области возникли многочисленные вторичные остаточные нарушения поверхности – горные обвалы, оползни, каменные лавины, срывы, трещины отседания склонов и т.п. (рис. 2). Поля сгущения афтершоков и остаточных нарушений на поверхности обрисовали очаг землетрясения, представляющий собой пологий надвиг на глубине 5–10 км [50]. Согласно модели, полученной путем инверсии объемных волн, очаг имеет сложное строение, в нем были выделены три суб-очага, – два очага полого падают в северном направлении под углом 28°–42°, третий очаг отразил растяжение в тылу надвиговой пластины [11].

Рис. 2.

Тектоническая схема и геологический разрез района очага Рачинского землетрясения 1991 года. (а) – тектоническая схема, (по данным [42, 50], с изменениями и дополнениями); (б) – разрез по линии А–А'. На (а): 1 – эпицентры субочагов Рача-Джавского землетрясения и их механизмы, по [11]; 2 – эпицентр афтершока 15.06.1991 и его механизм по данным CMT, по [94]; 3 – контуры поля сгущения афтершоков, по [1]; 4 – основные взбросо-надвиги Кахетино-Лечхумская разломной зоны: 1 – Уцерско-Павлеурский; 2 – Поцхвревский; 5 – разломы неясной кинематики; 6 – четвертичные осадки Тирифоно-Мухранской впадины; 7 – эоценовые отложения Гагро-Джавской зоны и олигоцен-плиоценовые осадки Рача-Лечхумского прогиба и Тирифоно-Мухранской впадины. На (б): 1 – доальпийский фундамент: а – дзирульского типа и кристаллического ядра, б – сванетского типа; 2–5 – альпийский геосинклинальный чехол: 2 – терригенные песчано-глинистые толщи лейаса и ааленского яруса средней юры, 3 – вулканогенная формация байосского яруса средней юры, 4 – карбонатные толщи верхней юры и мела в фациях: а – абхазских, б – флишевых, 5 – молассовые образования эоцена–миоцена; 6 – важнейшие стратиграфические границы; 7 – разломы; 8 – участки с повышенной плотностью дислокаций рельефа; 9 – контуры облака гипоцентров афтершоков; 10 – область наибольшей концентрации гипоцентров афтершоков; 11 – единичные гипоцентры афтершоков за пределами “облака”

Особенность Рачинского землетрясения – аномально низкая интенсивность воздействия в эпицентральной области при высокой магнитуде и малой глубине очага [7]. В эпицентральной зоне основные разрушения и жертвы были вызваны вторичными нарушениями. Практически на всех подготовленных (подрезанных, подмытых) склонах здесь возникли разнообразные обвалы, оползни и отседания склонов. Наиболее грандиозными стали каменные и грязекаменные лавины. Они представляют собой результат перемещения дезинтегрированных обломочных масс на значительное расстояние, гораздо дальше, чем в случае, если бы их перемещение было вызвано только силами гравитации. Печально известна каменная лавина, возникшая при Хаитском землетрясении 1949 г. с М = 7.5 в Южном Тянь-Шане. Здесь, каменный поток со скоростью около 100 км/ч устремился вниз по долине Дарихауз, пересек р. Ярхыч, поднялся на 15-метровую террасу и растекся по ней, преодолев около 7 км и уничтожив крупный кишлак Хаит почти со всем его населением [40]. При Рачинском землетрясении каменный обвал превратился в каменную лавину, которая прошла в горизонтальном направлении более километра вниз по долине р. Хохиетисцкали и вынеслась в более крупную долину р. Гебура, полностью уничтожив при этом селение Хохети и 50 его жителей (рис. 3, а). Отдельный рукав лавины был взброшен на противоположный борт долины р. Хохиетисцкали на высоту более 100 м.

Рис. 3.

Общий вид каменной лавины в долине р. Хохетисцкали. (а) – трещины на вершине хр. Хихата; (б) – эпицентральная область Рачинского землетрясения 1991 г.

Отсутствие ярко выраженных первичных тектонических сейсмодислокаций Рачинского землетрясения при высокой магнитуде и малой глубине очага, а также большие поперечные размеры поля афтершоков и широкое распространение вторичных, сейсмогравитационных нарушений, адекватно объясняется пологим наклоном (к северу) основной плоскости сместителя в очаге на глубине 5–10 км. Пологим наклоном основного разрыва в очаге Рачинского землетрясения также объясняется и аномально низкая интенсивность воздействия (балльность) при высокой магнитуде и малой глубине очага. На поверхности проекция выхода очага маркируется линейным тектоническим перекосом вдоль рассеянного фронта надвига и площадным поднятием в его верхнем крыле. Сравнительно редкие нарушения поверхности – сейсмогенные трещины, напрямую не связанные с гравитационными явлениями, возникли на гребне хребта Хихата (южная ветвь Рачинского хребта). Деформации представляют собой систему субпараллельных, иногда эшелонированных, трещин растяжения запад–северо-западной ориентировки, общей протяженностью 1.5 км (см. рис. 3, б). Возможно, что трещины обнаруженные на южной окраине плато Хихата, представляют собой косвенные признаки выхода очага на поверхность в виде взбросо-надвига с поднятым северным крылом протяженностью более 10 км [6].

Очаг Рачинского землетрясения реализовал моментальное надвигание складчатого комплекса мезозойских пород южного склона Большого Кавказа на фундамент Закавказского срединного массива, отразив тенденцию, прослеженную на протяжении всего новейшего этапа и ответственную за формирование современного тектонического устройства региона. Подобные смещения происходят здесь уже несколько миллионов лет, а основные тектонические элементы региона находят прямое отражение в современном рельефе, представляя собой активные морфоструктуры. Сейсмическая активизация не закончилась в 1991 г., – позже, в пределах очаговой зоны 1991 г., произошли землетрясения 6.02.2006 с Ms = 5.1 и 7.09.2009 с Ms = 6.1 и большое количество слабых толчков.

После Рачинского землетрясения 1991 г. в эпицентральной области была размещена временнáя локальная сеть из пяти станций GPS, которая вела регистрацию горизонтальных движений поверхности на южном склоне Большого Кавказа и на Закавказской плите на протяжении четырех лет [48]. В очаговой зоне землетрясения зарегистрировано сокращение земной поверхности со скоростью около 1 см/год. При этом северное, кавказское крыло разлома характеризовалось существенно большей скоростью горизонтальных движений.

В последние годы скорость смещений снизилась почти вдвое, быстрые движения южного крыла мегантиклинория в южных румбах исчезли [34]. В то же время, резкое снижение скоростей в зоне Кахетино-Лечхумского разлома по сути дела отвечает тенденции, зафиксированной после Рачинского землетрясения. При этом прогнозированное ранее исследователями существенное снижение скорости горизонтальных движений по окончании афтершокового процесса полностью подтвердилось [48].

В 2009–2010 гг. в эпицентральной зоне были проведены палеосейсмологические исследования [42]. Изученные следы древних землетрясений представлены в основном оползнями, обвалами и каменными лавинами, иногда достигающими грандиозных масштабов. Для определения возраста радиоуглеродным методом в тыловых швах оползней и на участках подпруживания речных долин было пройдено несколько десятков шурфов и расчисток. Полученные калиброванные датировки разделены на несколько основных типов (рис. 4). Они различаются между собой, прежде всего, по мере приближéнности их возраста ко времени палеоземлетрясения.

Рис. 4.

Соотношение радиоуглеродных датировок палео-сейсмодислокаций в очаговой зоне Рачинского землетрясения для голоцена. Приведены как наиболее вероятные: калиброванные даты и периоды реконструируемых сейсмических активизаций (светло-серый); интервалы сильных землетрясений (темно-серый) с учетом погрешности радиоуглеродного метода и времени образования гумусового горизонта почвы.

Датировки, полученные в эпицентральной зоне Рачинского землетрясения, укладываются в четыре основных интервала. Три из них относятся к голоцену. Два последних выглядят как сейсмические активизации продолжительностью до 2300 лет и произошли в среднем и позднем голоцене. Раннеголоценовое событие (около 9000 лет назад) выделяется очень не уверенно и не принимается в расчет. В голоцене уверенно выделяется лишь одно событие, подобное Рачинскому землетрясению 1991 г., и произошло оно примерно 1100–1600 лет назад.

Олюторское землетрясение 2006 года

Олюторское землетрясение с Мw = 7.6 (Мs = = 7.8) произошло 21 апреля 2006 г. (21 апреля 2006 г. в 21 ч 24 мин местного времени (20 апреля в 23 ч. 24 мин по Гринвичу) на территории Корякского автономного округа и прилегающих районов Камчатской и Магаданской областей) на окраине Тихоокеанского подвижного пояса, реализующего львиную долю сейсмической активности Земли. Очаги абсолютного большинства событий расположены в акватории и изучены не так детально, как Олюторское землетрясение, очаг которого вышел на поверхность в горных цепях Корякского нагорья. Землетрясение вызвало в поселках Тиличики, Корф, Хаилино сотрясения с интенсивностью I = 8–9 баллов.

Первичное аэровизуальное обследование эпицентральной области и полевые сейсмотектонические исследования на ключевых участках позволили выявить и закартировать первичные и вторичные нарушения в масштабе 1 : 200 000 для всей эпицентральной зоны [53]. Позже, с появлением детальных космических снимков, было уточнено строение юго-западного сегмента системы нарушений [46, 56]. Использование детальных (разрешение 0.6–1 м) космических снимков позволило составить уточненную карту сейсморазрывов для всей эпицентральной зоны, где суммированы данные по направленности и величине смещений по сейсморазрывам (рис. 5).

Рис. 5.

Карта сейсмотектонических разрывов в очаге Олюторского землетрясения 2006 года (составлена по результатам полевых исследований [45, 46, 53] и дистанционным данным). Показаны (звездочки): эпицентры основного толчка и сильнейших (Ms ≥ 5.0) афтершоков, по [29]. Показаны (сокращения) преобладающие средние максимальные амплитуды смещений по разрывам (в метрах): п.с. – правый сдвиг; л.с. – левый сдвиг; н. – надвиг (горизонтальная компонента сжатия); в. – вертикальная компонента. Сегменты выхода очага на поверхность: ЮЗ – юго-западный; Ц – центральный; СВ – северо-восточный. 1 – сдвиги; 2 – взбросо-сдвиги (вершины треугольников направлены в сторону поднятого крыла); 3 – сглаженная плотность пространственного распределения афтершоков, по [27]

Сейсмический очаг вышел на поверхность в виде сложной системы сейсморазрывов общей длиной около 140 км (рис. 6). Выявлено три основных сегмента выхода очага на поверхность с различной внутренней структурой, морфотектонической позицией, кинематикой и величиной смещений – юго-западный, центральный и северо-восточный сегменты.

Рис. 6.

Сейсморазрывы в очаге Олюторского землетрясения 2006 г. (а), (б) – северо-восточный сегмент: (а) – взбросо-сдвиг, (б) – правосторонний сдвиг; (в) – центральный сегмент (правосдвиговое смещение вездеходной дороги); (г) – юго-западный сегмент (сейсмотектонический ров в пределах левосдвигового разрыва); (д) – юго-западный сегмент (план участка левосдвигового разрыва).

Юго-западный сегмент представляет собой сложную систему разрывов из нескольких ветвей с различным типом смещений (рис. 7). В южной части возник левый сдвиг запад–северо-западного простирания, представленный эшелонированной системой зияющих трещин растяжения (рвов), подставляющихся валами сжатия (см. рис. 6, г, д). Ширина зоны сейсморазрыва меняется от первых метров на склонах хребта до нескольких сотен метров в заболоченной котловине (см. рис. 6, г, д). На обращенных к р. Вывенка склонах хребтов Яхтынын и Мэминэй возникли взбросовые уступы с подчиненной правосдвиговой компонентой. Более короткий взброс возник и на противоположном склоне хребта Мэминей, обращенном к долине р. Авьеваям, где оказалась активизированной небольшая горная гряда. На противоположном (северо-западном) склоне этой гряды возник раздвиг с правосдвиговой компонентой.

Рис. 7.

Карта юго-западного и центрального сегментов сейсмотектонических нарушений в очаге Олюторского землетрясения 2006 г. 1 – сдвиги; 2 – взбросо-сдвиги (вершины треугольников направлены в сторону поднятого крыла); 3 – сглаженная плотность пространственного распределения афтершоков, по [27]

Центральный сегмент представлен эшелонированной системой отдельных правых сдвигов с незначительной взбросовой составляющей (см. рис. 6, в). Длина сегмента – около 40 км. В строении сегмента основную роль играют трещины растяжения (сейсмо-рвы), длиной в десятки метров при ширине в первые метры, сопрягающиеся между собой валами сжатия высотой в первые метры. В северо-восточной части сегмента постепенно появляется вертикальная компонента. Здесь разрыв приурочен к тектоническому уступу, существовавшему до Олюторского землетрясения 2006 г. Разрыв сопровождается широкой зоной вторичных трещин с выбросами песка, возникшими в процессе разжижения грунтов.

Северо-восточный сегмент практически повсеместно приурочен к крутому тектоническому уступу, обрамляющему долину р. Вывенка (см. рис. 6, а, б). Длина сегмента – около 75 км. Доминирующей является взбросо-надвиговая составляющая с амплитудой вертикального поднятия юго-восточного крыла до 3 м. В целом, конфигурация северо-восточного сегмента сейсморазрыва свидетельствует о пологом падении плоскости сместителя на юго-восток под углом 20°–30°.

В общем виде, сейсморазрывы образовали структурный ансамбль из двух основных взаимосвязанных структур – фронтального взбросо-надвига и тылового сдвига. Такое сочетание структур типично для условий транспрессии [89], однако в случае Олюторского землетрясения на поверхности отсутствуют связующие звенья, объединяющие разрывы в единую структуру.

Поле афтершоков, на которые приходится 16% от общей выделившейся сейсмической энергии, также образовало три надстраивающих друг друга сегмента общей длиной более 200 км [27] (см. рис. 5). Афтершоковый процесс охватил не только горные гряды, вдоль которых возникли сейсморазрывы. Центральный и юго-западный сегменты поля афтершоков проникли далеко в Вывенскую впадину до склонов Ветвейского хребта. В северо-восточном сегменте наблюдается преимущественно взбросовый тип подвижки, в то время как в механизмах юго-западного сегмента преобладают сдвиги. Основное облако афтершоков располагается вдоль наклонной поверхности, падающей на юго-восток, причем крутизна ее падения растет с северо-востока на юго-запад.

Механизм главного толчка по данным КФ ГС РАН (г. Петропавловск-Камчатский, Россия) [29] определен как правый сдвиг с небольшой взбросовой компонентой вдоль плоскости северо-восточного простирания. Однако такое решение не соответствует длиннопериодным оценкам тензора сейсмического момента по данным CMT, где преобладает взбросовая компонента (рис. 8). Возможно, отличие механизма, построенного по первым вступлениям, от результирующего тензора сейсмического момента свидетельствует о том, что движение в очаге началось в юго-западном направлении как чистый правосторонний сдвиг и лишь через несколько секунд трансформировалось во взброс, захвативший северо-восточную часть очага [27].

Рис. 8.

Обзорная сейсмотектоническая схема Корякского нагорья (с использованием данных [5, 23, 29]). Показаны: активные разломы (тонкая красная линия); сейсморазрыв Олюторского землетрясения 2006 г. (жирная красная линия); контур области концентрации афтершоков Олюторского землетрясения 2006 г. (белая линия); эпицентр и афтершоки землетрясения 2020 г. (красные кружки), по данным ФИЦ ЕГС РАН [94]; предшествующая сейсмичность (розовые кружки), по данным СКЗ ОСР-2012 и ФИЦ ЕГС РАН [57, 94]. Обозначена: Х-В – Хатырско-Вывенская зона активных разломов. Механизмы очагов приведены по данным КФ ЕГС РАН [27, 29].

Инструментальное положение эпицентра 21 апреля 2006 г. близко к таковому для Хаилинского землетрясения 8 марта 1991 г. с Мs = 7.0. Движение в очаге Хаилинского землетрясения представлено взбросом, обе нодальные плоскости ориентированы в северо-восточном направлении. Взброшенным предполагается северо-западное крыло сейсмогенерирующего разлома, не вышедшего на поверхность [25]. В начале 2020 г. в центральной, наиболее возвышенной части Корякского нагорья произошло землетрясение с Мs = 6.6. По данным ФИЦ ЕГС РАН (г. Москва, Россия) механизм этого события представлен сдвигом для плоскости северо-восточной ориентировки, соответствующей простиранию Хатырско-Вывенской зоны разломов [94].

Результаты изучения сейсморазрыва Олюторского землетрясения позволяют составить четкие представления о кинематике смещений по Хатырско-Вывенской зоне активных разломов, протягивающейся вдоль осевой линии Корякского нагорья [23, 58]. Эта зона разломов в целом настолько велика и значительна, что может считаться северо-западной границей Беринговоморской микроплиты, как это предлагали А.В. Ландер с соавт. [25]. Она отчетливо выражена в рельефе и дешифрируется на космических снимках в виде извилистых взбросо-надвиговых уступов или присдвиговых рвов на границах впадин и речных долин с горными хребтами (см. рис. 8). По данным GPS-наблюдений скорость современных правосдвиговых смещений вдоль этой зоны составляет 15 мм/год [28].

Через очаговую зону Олюторского землетрясения как до, так и после него, сделано глубинное электромагнитное зондирование [38]. По этим данным сегментам сейсморазрыва соответствуют обособленные зоны высокой проводимости в литосфере шириной около 10 км, имеющие субвертикальное падение до глубин порядка 70 км. По мнению авторов [38], они могут быть связаны с повышенной трещиноватостью пород и насыщенностью их минерализованными растворами. Заслуживает пристального внимания, что после землетрясения уменьшилась аномалия повышенной электропроводности в литосфере, связываемая с глубинным разломом, выраженным на дневной поверхности центральным сегментом сейсмотектонического разрыва. При этом возросла по размерам и глубине аномальная зона высокой проводимости в литосфере в зоне глубинного разлома, находящего отражение на дневной поверхности в виде северо-восточного сегмента сейсмотектонического разрыва.

По данным РСА–интерферометрии (Multi-Temporal InSAR) предложена модель очага, согласно которой основные смещения произошли к северо-западу от юго-западного и центрального сегментов сейсморазрыва в Вывенской впадине, там, где располагаются две области максимальной плотности афтершоков [36]. Область основных сглаженных смещений величиной до 3.8 м протягивается в пределах Вывенской впадины до Вывенско-Ватынского тектонического шва. Авторы этой модели сделали вывод, что основные смещения произошли вдоль надвига, падающего на юго-восток и не вышедшего на дневную поверхность. При этом была использована гипотеза, согласно которой основные смещения произошли по надвигу юго-восточного падения, расположенному северо-западнее выхода сейсморазрывов на поверхность и не вышедшему на дневную поверхность [26]. Локализация смещений в наиболее широкой части Вывенской впадины имеет четкую морфоструктурную приуроченность. Это позволяет полагать, что значительная часть смещений имела площадной характер.

Рассмотренные модели показывают чрезвычайно сложное, противоречивое в интерпретациях, строение очага Олюторского землетрясения. Кинематика поверхностных сейсморазрывов, а также инструментальные и расчетные данные о распределении афтершоков, их механизмах и смещениях на поверхности говорят о том, что в северо-восточной и юго-западной частях очаговой зоны происходили подвижки разного типа. Образованный структурный ансамбль имеет незаконченный вид. Помимо линейных сейсмотектонических деформаций, проявились и площадные, охватившие Вывенскую впадину. Здесь зарегистрированы максимальность плотность афтершоков [27] и смещение поверхности в северо-западном направлении на величину до 3.8 м [36].

Подобные площадные деформации, к примеру, были детально изучены в эпицентральной зоне близкого по силе к Олюторскому, Муйского землетрясения 1957 г. с М = 7.6. Во время землетрясения хребет Удокан поднялся в среднем на 1–1.5 м, сдвинулся к северо-востоку на 1–1.2 м и по взбросо-сдвигу надвинулся на Намаракитскую впадину [60]. Впадина же сдвинулась к юго-западу и опустилась минимум на 5–6 м, в результате чего произошло подтопление с образованием нового озера, существующего до сих пор. Сейсморазрыв Муйского землетрясения также образовал три эшелонированных сегмента общей длиной 20–30 км, с амплитудой вертикального смещения до 3.3 м [24]. При этом в одном структурном поле практически мгновенно образовались структуры сжатия и растяжения, сбросы и взбросы, разнонаправленные сдвиги, складки кручения и вихревые структуры [60]. При сопоставимых магнитуде и величине смещения, длина сейсморазрыва Олюторского землетрясения многократно превышает длину сейсморазрыва Муйского землетрясения.

Сейсморазрывы Олюторского землетрясения четко вписались в долговременные тенденции развития разномасштабных морфоструктур, продолжив горизонтальное сокращение с опусканием Вывенской впадины и подрастание отдельных горных гряд с их горизонтальными перемещениями (рис. 9). Вывенская впадина выполнена эоцен-среднемиоценовыми флишоидными осадками, плиоцен–четвертичными континентальными отложениями и частично перекрыта плиоцен-четвертичными базальтами. История геологического развития впадины начинается в среднем палеогене, после завершения коллизионно-аккреционного этапа в развитии Корякского нагорья, когда оформился крупнейший тектонический шов – Вывенско-Ватынский надвиг [9]. Последующие среднемиоценовые и плиоцен–четвертичные деформации пространственно смещены в сторону Берингова моря. Плиоцен–четвертичные структуры обрамляют Вывенскую впадину с юго-востока, где протягивается дугообразная цепь приразломных горных гряд, испытавших плиоцен–четвертичное поднятие в первые сотни метров.

Рис. 9.

Тектоническая схема района эпицентральной зоны Олюторского землетрясения 2006 г. и прилегающих территорий (по данным [55], с дополнениями). Показан (красная линия): сейсморазрыв Олюторского землетрясения 2006 г. 1–2 – отложения: 1 – аллювиально-озерные (Q4), 2 – ледниковые (Q3); 3–7 – Олюторская складчатая система: 3 – вулканиты средне-основного состава Апукско-Вывенского вулканического пояса (N2–Q1), 4 – терригенная, угленосная моласса Ильпино-Пахачинской зоны (N3-1), 5 – флишоидная формация Ильпино-Пахачинской (Pg2–N2-1) и Ветловской зон (Pg1–Pg2), 6 – кремнисто-вулканогенная формация Карагинско-Говенской зоны (Pg), 7 – флишоидный комплекс Карагинско-Говенской и Вывенско-Ватынской зон (К–Pg1); 8–9 – Корякско-Чукотская складчатая система: 8 – кремнисто-вулканогенный комплекс Укэлаятской зоны (К), 9 – офиолитовый комплекс Таловско-Пекульнейской зоны (Т–К1); 10 – крупнейшие мел–эоценовые надвиги: 1 – Вывенско-Ватынский, 2 – Ветловский; 11 – разломы различной кинематики

Во фронтальной части этой низкогорной цепи при землетрясении 2006 г. возникли взбросо-надвиги, продолжающие надвигание на северо-восточном фланге Вывенской впадины, где она испытывает плавное сужение и постепенно замыкается. На этом участке преобладания горизонтального сокращения очаг Олюторского землетрясения 2006 г. максимально сближается с эоценовым Вывенско-Ватынским надвигом. Правые сдвиги центрального сегмента возникли в тыловой части цепи приразломных горных гряд, где расположено понижение, занятое обширными бассейнами рек Авьеваям и Тыльоваям. На окончании этого сдвига возник юго-западный сегмент, где наблюдается несколько разрывов различной ориентировки – левый сдвиг, правые взбросо-сдвиги и раздвиг с правосдвиговой компонентой. Данный структурный ансамбль характерен для замыкания крупного сдвига с рассеиванием горизонтальных смещений по серии расходящихся веером разрывов.

Анализ сведений о землетрясениях, имеющихся для последних 80–100 лет, показывает, что сейсмические события 2006 и 1991 гг. уникальны для известной сейсмической истории региона, где до этого происходили только редкие слабые землетрясения. В то же время они возникли не в том месте, где длительно существует сейсмическая брешь. В настоящее время Олюторское землетрясение 2006 г. представляется высшей точкой сейсмической активизации, охватившей Корякское нагорье с середины 1980-х годов [27]. В начале 2020 г. сейсмическая активность переместилась вдоль Хатырско-Вывенской зоны на северо-восток, где в центральной, наиболее возвышенной части Корякского нагорья произошло землетрясение Мs = 6.6.

Образование сейсморазрыва при Олюторском землетрясении в 2006 г. – явление не случайное и является звеном в долгой сейсмической истории очаговой зоны, прежде неоднократно порождавшей сильные сейсмические события. Палеоземлетрясения зафиксированы в многочисленных деформированных формах рельефа и различных древних сейсмотектонических структурах, которые обнаружены в разрезах, вскрытых современными сейсморазрывами [55, 56]. Проведенное палеосейсмо-геологическое исследование сейсморазрывов Олюторского землетрясения показало, что реконструированные древние подвижки, аналогичные современной (2006 г.), имеют приблизительные временны́е рамки (рис. 10):

Рис. 10.

Соотношение радиоуглеродных датировок палеосейсмодислокаций в очаговой зоне Олюторского землетрясения. 1 – радиоуглеродный возраст погребенных палеопочв и номера образцов; 2 – радиоуглеродный возраст нижней части современного почвенного профиля; 3 – интервал калиброванного возраста; 4 – реконструируемые сильные сейсмические события

7000–6000 лет назад,

5700–5100 лет назад,

3700–3500 лет назад,

2500–2000 лет назад

1000–600 лет назад.

Согласно собранным данным, период повторяемости между сейсмическими событиями, включая Олюторское землетрясение 2006 г., составляет в среднем ~1200 лет.

Алтайское (Чуйское) землетрясение 2003 года

Землетрясение с Мs = 7.3 (Мw = 7.2) произошло 27 сентября 2003 г. в 18 ч 33 мин местного времени в Алтае-Саянском сегменте Центрально-Азиатского подвижного пояса и стало сильнейшим инструментально зарегистрированным землетрясением в Горном Алтае. Эпицентральная зона землетрясения была своевременно изучена осенью 2003 г., а также в летнее время в 2004 и 2005 гг. [52].

Очаг землетрясения 2003 г. вышел на поверхность в виде разветвленной системы сейсморазрывов (рис. 11, рис. 12). Деформация поверхности по главной ветви северо-западной ориентировки – магистральному разрыву длиной около 70 км – представляла собой правосторонний сдвиг с амплитудой горизонтальных смещений до 2 м. Вертикальная составляющая сейсмогенной подвижки проявилась в основном на окончаниях магистрального разрыва и по амплитуде была значительно меньше горизонтальной – максимум 0.7 м. На одних участках вертикальная составляющая сейсмогенной подвижки носила сбросовый, а на других учасиках имела взбросовый характер. В Курайской впадине возникли две отдельные ветви сейсморазрыва, которые оконтурили антиклинальную гряду к северо-западу от пос. Курай. Разрывы этой системы представлены преимущественно взбросами с величиной смещения 20–40 см.

Рис. 11.

Карта сейсмотектонических разрывов в очаге Алтайского землетрясения 2003 г. Показаны (звездочки): эпицентры основного толчка и афтершоков с Ms ≥ 3.0 с наиболее характерными механизмами очагов, по [19, 30]. Обозначены (сокращения): преобладающие амплитуды смещений по разрывам (в метрах): с. – правый сдвиг; л.с. – левый сдвиг; в. – вертикальная. 1 – сдвиги; 2 – взбросо-сдвиги (вершины треугольников направлены в сторону поднятого крыла); 3 – сбросы; 4 – разломы, обновленные мелкоамплитудными смещениями; 5 – контур области концентрации афтершоков, по [19]

Рис. 12.

Сейсморазрывы в очаге Алтайского землетрясения 2003 г. (а) – сброс на ограничении присдвигового опущенного участка присдвиговой впадины на водоразделе рек Талтура–Кускуннур; (б) – правый сдвиг дороги на водоразделе рек Талтура–Чаган; (в) – широкая эшелонированная зона рвов и валов в четвертичных ледниковых отложениях (на заднем плане) и узкий эшелонированный разрыв коренных палеозойских сланцев (на переднем плане) на водоразделе рек Елангаш и Ирбисту.

Кроме магистрального разрыва на поверхности возникло несколько менее протяженных оперяющих дизъюнктивных нарушений с менее значительными смещениями. Все эти активизированные нарушения приурочены к более древним линейным деформациям молодых отложений и форм рельефа – уступам или ложбинам со следами голоценовых сейсмотектонических подвижек. Вдоль них выделяются зоны сгущения вторичных сейсмодислокаций (разжижений грунта, обвалов, осыпей, гравитационных трещин и др.), образованных как землетрясением 2003 г., так и древними сейсмическими событиями.

Центральный сегмент магистрального сейсморазрыва с максимальными смещениями возник вдоль границы Чаган-Узунского блокового поднятия, разделяющего Чуйскую и Курайскую впадины, с Северо-Чуйским хребтом. Впадины оформились с позднего палеогена [17]. В позднепалеоген-неогеновое время они представляли собой единый бассейн, в котором накапливались озерные отложения. Начало современной тектонической активизации в раннем плиоцене зафиксировано накоплением грубообломочных отложений буроцветной серии. К этому же времени относится и формирование Чаган-Узунского блока, что привело к обособлению Чуйской и Курайской депрессий, где осадконакопление сменилось на ледниково-озерное и аллювиальное.

Распределение афтершоков позволило выявить активизацию Чаган-Узунского блока, оконтуренного эпицентрами слабых последующих толчков [3, 19]. В первый день активизации сейсмичность группировалась вокруг этой структуры, что позволило предположить проворот Чаган-Узунского блока в момент основного толчка или сразу после него, с надвиганием блока на Курайскую впадину [19]. Это явление (вращение блока против часовой стрелки), очевидно, имело устойчивый характер в плиоцен–четвертичное время и отражено в образовании передовых приразломных поднятий северо-восточного простирания на границе Чаган-Узунского блока с Курайской впадиной. Голоценовые разрывы, демонстрирующие взбрасывание в сторону Курайского хребта, изучены в зоне Курайского разлома на участке сближения Чаган-Узунского блока с Курайским хребтом [18].

Западнее и восточнее Чаган-Узунского блока зона Курайского разлома разветвляется на взбросо-надвиги с преобладающим северным падением, отражая взбрасывание Курайского хребта на впадины (рис. 13). В осевой части хребта протягивается Кубадринский правый сдвиг, образующий с Курайским взбросо-надвигом транспрессионную тектонопару, сходную с очагом Олюторского землетрясения. Вдоль фронтального взбросового уступа в подножии Курайского хребта после землетрясения 2003 г. были обнаружены свежие трещины без существенных смещений, свидетельствующие о пассивной активизации разлома. Четко выраженное разломное ограничение имеет и южная окраина Курайской впадины, где в 2003 г. был активизирован голоценовый взброс. Южная окраина Чуйской впадины представлена Южно-Чуйским правым сдвигом, в связи с чем не имеет выразительного вертикального ограничения. Голоценовые разрывы здесь представлены эшелонированной системой линейных заплывших рвов, продолжающих очаг 2003 г. и распространяющихся значительно дальше. В 2003 г. очаг землетрясения охватил не всю зону активного разлома, который был выявлен только после этого события. По всей видимости, ранее в той же очаговой зоне происходили более сильные землетрясения.

Рис. 13.

Обзорная сейсмотектоническая схема района Алтайского землетрясения 2003 г. Разломы: ЮЧ – Южно-Чуйский; Ку – Курайский; К – Кубадринский; Ча – Чайбеккольский. 1 – сейсмотектонические разрывы в очаге Алтайского землетрясения 2003 г.; 2–4 – основные активные разломы, по [17, 18, 41, 54]; 2 – сдвиги, 3 – взбросо-сдвиги (треугольники направлены в сторону поднятого крыла), 4 – разломы по структурно-геоморфологическим и дистанционным данным; 5 – контуры максимального сгущения эпицентров роевой сейсмической активизации 2007–2016 гг., по [20]

Эпицентры афтершоков также оказались рассеянными по территории Чуйской и Курайской впадин, свидетельствуя о вовлечении их в сейсмотектонический процесс. Этот процесс развивался на глубине в среднем 3–20 км, не глубже 30 км [3]. Судя по распределению гипоцентров афтершоков, магистральный разрыв имеет форму пропеллера. При почти вертикальном падении в северо-западной части разрыв имеет крутой наклон в юго-западном направлении, а в центральной и юго-восточной частях – в северо-восточном [3]. Исходя из решений фокальных механизмов, для замыканий сейсморазрыва характерны афтершоки с существенной вертикальной компонентой смещений [19]. В центральной части очаговой зоны повторные толчки имели фокальные механизмы, сходные с механизмом главного толчка (правый сдвиг).

Развернутая в 2000 г. сеть GPS-станций позволила выявить характерные особенности поля смещения в период подготовки землетрясения 2003 г. и после него. Отличительной особенностью современных движений земной поверхности Горного Алтая являются смещения в субмеридиональном, северном направлении, нарушаемые в зонах активных разломов. На профиле, построенном от Тибета до Новосибирска, в районе очага готовящегося сейсмического события отмечено резкое падение значения скорости, что может фиксировать накопление деформации в очаге будущего землетрясения [15].

Графический анализ данных GPS-сети методом конечных элементов позволил наглядно представить поле деформаций перед землетрясением [32]. Анализ тензоров деформации показал закручивание центральной части GРS-полигона и относительное смещение южной части на северо-восток (рис. 14). Вращение по часовой стрелке охватило почти весь Горный Алтай. Косейсмические деформации были локализованы на значительно меньшем участке в виде правосдвиговой подвижки в очаге землетрясения 2003 г. до 2 м. В 15 км от линии разрыва смещения достигают 350 мм, а далее уменьшаются до 25 мм в 90 км [61]. Косейсмические смещения для станций сети в дальней зоне (более 100 км) не превышают 10 мм. Эти данные, как и результаты полевого картирования, соответствуют картине косейсмических смещений по данным РСА–интерферометрии [35, 72, 82]. Таким образом, активные тектонические структуры в окружении очага 2003 г. проявили себя относительно пассивно, а поле деформаций после землетрясения стало значительно более однородным.

Рис. 14.

Поле современных движений по данным GPS-наблюдений до и после Алтайского землетрясения 2003 года. (а) – схема Алтайского геодинамического полигона и поле горизонтальных движений до землетрясения 2003 г., по [32]; (б) – исследуемый район постсейсмических деформаций и поле горизонтальных смещений после Алтайского землетрясения 2003 г., по [33].

Принципиальной чертой структурообразования в очаговой зоне Алтайского землетрясения 2003 г. является вовлечение в сейсмический процесс как прогибающихся, так и воздымающихся морфоструктур в сдвиговом поле деформаций. Магистральный сейсморазрыв, возникший при Алтайском землетрясении, вписывается в современный сейсмотектонический план Монголо-Сибирского региона, продолжая активные разломы Большого Алтая, расположенные на территории Западной Монголии и Северо-Западного Китая (рис. 15). Морфоструктуры региона, заключенные между крупнейшими сдвигами, испытывают вращение, вдавливание, выжимание или проседание. По величине резко преобладают горизонтальные смещения по сдвигам и вращения блоков на всех масштабных уровнях. В этом поле деформаций разломы северо-западного и северо-северо-западного простираний получили преобладающую правосдвиговую составляющую смещений, а субширотные – левосдвиговую или взбросо-надвигoвую. Преимущественно левые сдвиги проявлены вдоль разломов северо-восточной ориентировки. Субмеридиональные морфоструктуры демонстрируют признаки растяжения.

Рис. 15.

Обзорная сейсмотектоническая схема Алтае-Саянского нагорья. Механизмы очагов, по [84]. 1–2 – основные активные разломы, по [5, 37, 66]: 1 – сдвиги, 2 – взбросо-сдвиги (вершины треугольников направлены в сторону поднятого крыла); 3 – государственная граница

Перед землетрясением 2003 г. выявлена обширная пространственно-временнáя область сейсмического затишья продолжительностью около 40 лет и радиусом ∼120 км от инструментального эпицентра этого землетрясения [31]. Непосредственно в эпицентральной зоне землетрясения 2003 г. известны два умеренных по силе сейсмических толчка:

14 сентября 1923 г. с Мs = 6.0;

20 сентября 1960 г. с Мs = 5.1.

Ближайшим к очагу 2003 г. сильным землетрясением было Урег-Нурское 1970 г. с Мs = 7.0. Оно произошло приблизительно в 260 км к востоку от эпицентра землетрясения 2003 г. (см. рис. 15). Очаг землетрясения приурочен к тектоническому узлу в районе сочленения двух крупнейших активных разломов (Шапшальского и Цаган-Шибэтинского), но не был связан ни с одной из этих магистральных структур [66].

В процессе палеосейсмогеологических исследований, проведенных до и после Алтайского землетрясения 2003 г., было выяснено, что различные нарушения рельефа (сейсморазрывы, разжижения грунта, обвалы, каменные лавины, оползни и вызванные ими подпрудные озера), возникали неоднократно в короткие интервалы времени, иногда практически синхронно, в разных частях исследованного района Горного Алтая [51, 54]. Многочисленные следы неоднократного обновления в древности обнаружены и датированы в пределах сейсморазрыва 2003 г. а также в Курайской впадине (Центрально-Курайская гряда) и в зоне Кубадринского разлома. Сильные сейсмические события с М = 7–8 датированы радиоуглеродным методом примерно 230–300, 1100, 1800, 2500, 3100, 4000, 4500, и 8000 лет назад. Период повторяемости составил, таким образом, около 500–900 лет. Полученную периодичность нарушает отсутствие датировок сейсмодислокаций в интервале 8–5 тыс. лет назад, что можно объяснить как неполнотой собранных данных, так и длительным сейсмическим затишьем.

Ввиду существенной неопределенности результатов радиоуглеродного датирования большое значение имеют независимые данные о возрасте вторичных сейсмодислокаций, полученные в том числе с применением дендрохронологического метода [71]. Новые исследования показали хорошую сходимость с ранее установленными периодами сейсмических активизаций и позволили уточнить дату последнего события – 1532 г. н.э., которая вписывается в общую повторяемость сильных землетрясений для последних 5000 лет. В пределах Курайской зоны разломов датированы разломные уступы, образовавшиеся в очаговых зонах сильных палеоземлетрясений (Mw = = 6.7–7.5) с возрастом около 6.3–6.5, 5.7–5.8, 3.2 и 1.3 тыс. лет [18].

Эти и другие датировки показывают, что сильные землетрясения в рассматриваемом районе Горного Алтая происходят в виде сближенных по времени сейсмических активизаций, охватывающих несколько сейсмогенерирующих структур, что позволяет предположить высокую вероятность нового сильного землетрясения в недалеком будущем. В этом отношении весьма поучительна мощнейшая сейсмическая активизация охватившая горные цепи Северного Тянь-Шаня, где в конце XIX–начале XX вв. произошло пять сильных землетрясений [22]:

– Беловодское 1885 г., М = 6.9;

– Верненское 1887 г., М = 7.3;

– Чиликское 1889 г., М = 8.3;

– Кеминское 1911 г., М = 8.2;

– Кемино-Чуйское 1938 г., М = 6.9.

После Алтайского землетрясения 2003 г., на фоне постепенно затухающего афтершокового процесса, сейсмическая активность сместилась на северо-запад, в район Айгулакского хребта, где в 2012 г. произошло ощутимое землетрясение с ML = 6 (см. рис. 13). Начиная с 2007 г. здесь сформировалась область роевой сейсмической активности, схожая по своим размерам и ориентировке с афтершоковой зоной землетрясения 2003 г. [20].

Тувинские землетрясения 2011–2012 гг.

Землетрясения 2011–2012 гг. стали сильнейшими в Туве за инструментальный период наблюдений и вызвали большой интерес со стороны специалистов как ярчайшие проявления современной тектонической жизни Алтае-Саянской горной страны. Они произошли зимой 2011–2012 гг. на востоке Тувы в горных цепях хр. Академика Обручева. По данным ФИЦ ЕГС РАН (г. Москва, Россия) [94], первое событие, произошедшее 27 декабря 2011 г., имело Ms = 6.7. После непродолжительного афтершокового процесса, 26 февраля 2012 г., т.е. почти ровно два месяца спустя, неожиданно произошло второе землетрясение с Мs = 6.8. Положение гипоцентров было сравнительно неглубоким [21]:

h = 17 км для первого землетрясения 27.12.2011,

h = 10 км для второго землетрясения 26.02.2012.

Авторами выполнено детальное сейсмотектоническое изучение очаговой зоны землетрясений непосредственно сразу после второго события и в летние сезоны 2012–2014 гг. [43]. Обнаруженные сейсморазрывы (рис. 16, рис. 17) секут на своем пути все формы рельефа, демонстрируя четкие структурные рисунки, свойственные всем тектоническим деформациям.

Рис. 16.

Сейсморазрыв первого Тувинского землетрясения 27 декабря 2011. (а) – “рыскающий” сдвиговый разрыв в долине ручья; (б) – сдвиговый разрыв на склоне водораздела; (в) – сбросо-сдвиг на западном ограничении седловины-грабена.

Рис. 17.

Сейсморазрыв второго Тувинского землетрясения 26 февраля 2012 года. (а) – взбросо-надвиг, пересекающий долину руч. Верхний Кара-Хем в районе северного окончания выхода очага на поверхность, показан (в нижнем правом углу) поперечный разрез; (б) – правый сдвиг в долине руч. Верхний Кара-Хем; (в) – левый сдвиг долине руч. Верхний Кара-Хем (показаны разные ракурсы); (г) – взбросо-надвиг на седловине между долинами руч. Верхний Кара-Хем и руч. Нижний Кара-Хем, показан (в нижнем правом углу) поперечный разрез.

Сейсморазрыв 1-го землетрясения устроен относительно просто и представлен правым сдвигом с величиной смещений до 60 см по плоскости север–северо-западного простирания (рис. 18). Длина сейсморазрыва составила примерно 1.6 км. Однако, учитывая короткие трещины растяжения в приводораздельной части хребта, вписывающиеся в общий структурный ансамбль, длина системы нарушений составляет 3.1 км. При втором землетрясении общее простирание плоскости смещения отклонилось к субширотному направлению. При этом возникли отдельные системы разрывов практически всех кинематических типов. Они связаны между собой постепенными переходами, в целом образуя очень сложный взбросо-сдвиговый структурный ансамбль общей длиной немногим менее 4 км, при этом максимальная величина:

Рис. 18.

Карты сейсмотектонических разрывов в очагах Тувинских землетрясений. (а) – Тувинское землетрясение 2011 года; (б) – Тувинское землетрясение 2012 года. Обозначены (сокращения): амплитуды смещений по разрывам в сантиметрах: п.с. – правый сдвиг; л.с. – левый сдвиг; н. – надвиг (горизонтальная компонента сжатия); в. – вертикальная. 1 – сдвиги; 2 – взбросо-сдвиги (вершины треугольников направлены в сторону поднятого крыла); 3 – флексуры (бергштрихи направлены в сторону опущенного крыла); 4 – приразломные антиклинальные валы (бергштрихи направлены в сторону поднятого крыла сопутствующих взбросо-надвигов); 5 – подтопленные опущенные участки

– горизонтальное сокращение по взбросо-надвигам – до 1 м,

– смещение в вертикальной плоскости – до 80 см,

– величина правого сдвига – до 50 см.

Сейсморазрывы приурочены к разнообразным более древним морфоструктурам (валам-поднятиям, крутым бортам седловин-грабенов, спрямленным долинам водотоков и др.) и разделяют участки с резко различными геоморфологическими условиями. Смещения по разрывам продолжили тенденции развития этих морфоструктур, прослеживаемые на протяжении среднего плейстоцена–голоцена. Направленность развития морфоструктур заключена в сжатии и горизонтальном сокращении земной поверхности с сопоставимой правосдвиговой компонентой смещений. Для Карахемской впадины, вдоль осевой части которой вытянут разрыв второго землетрясения, получены скорости позднеплейстоцен-голоценового горизонтального сокращения – 1.1–2.2 мм/год [44]. Характерно, что сейсморазрыв 2012 г. расположен в северо-западной самой узкой половине впадины, где сжатие наиболее интенсивно. Таким образом, сейсморазрывы четко вписались в пределы уже существовавших морфоструктур, обнаружив совпадение по размерам и тенденциям долговременного развития.

Основной особенностью сейсморазрывов является их небольшая длина относительно магнитуды событий при сосредоточении разрывов с различной кинематикой на небольших пространствах (рис. 19). Небольшая длина разрыва является отличительной чертой землетрясений в условиях сжатия. В отличие от сбросов и сдвигов, взбросо-надвиги не имеют протяженных флангов с небольшими смещениями; напротив, подвижка резко уменьшается и разрывы быстро затухают. Другой особенностью взбросо-надвиговых сейсморазрывов является рассредоточение смещения в виде обширного растрескивания и пологого коробления земной поверхности, образования флексур и приразломных антиклинальных валов. Сейсморазрыв первого землетрясения продемонстрировал типичные черты сдвигового разрыва.

Рис. 19.

Карта района северного окончания сейсмотектонических разрывов в очаге Тувинского землетрясения 2012 года. Обозначены амплитуды (в сантиметрах) смещений по разрывам: п.с. – правый сдвиг; л.с. – левый сдвиг; н. – надвиг (горизонтальная компонента сжатия); в. – вертикальная. 1 – сдвиги; 2 – взбросо-сдвиги (треугольники направлены в сторону поднятого крыла); 3 – валы сжатия; 4 – направления горизонтальных смещений по разрывам; 5 – взбросовый уступ в зоне активного Час-Тайгинского разлома; 6 – источники, образовавшиеся после землетрясения; 7 – условные горизонтали рельефа

Характер смещений по сейсморазрывам хорошо коррелирует с решениями механизмов (см. рис. 15), положение сейсморазрывов соответствует координатам эпицентров по инструментальным данным (рис. 20). На южном фланге очаговой зоны поле афтершоков образовало две ветви, вытянутые вдоль сегментов протяженной зоны Каа-Хемской зоны активных разломов. Она представляет собой крупнейшую зону смятия, шириной 15–20 км. Зона имеет сложнейшую геологическую историю и играла структурообразующую роль на протяжении всех тектоно-магматических активизаций с конца докембрия. Ранее сейсмический потенциал Каа-Хемского разлома был оценен как М = 6.6–7.0 [4].

Рис. 20.

Обзорная карта Каа-Хемской зоны активных разломов в районе Тувинских землетрясений 2011–2012 гг. Сегменты Каа-Хемской зоны разломов: Х – Хоптинский; ЧТ – Час-Тайгинский; О – Осерцовский; Шу – Шуйский; Ч – Чайминский; У – Ужепский; УШ – Усть-Шивейский; Ши – Шивейский. 1 – сейсмотектонические разрывы в очагах Тувинских землетрясений; 2–3 – активные разломы: 2 – прослеженные на местности и изученные в канавах и шурфах; 3 – изученные по дистанционным данным; 4 – изолинии сгущения эпицентров афтершоков в количестве толчков на 1 км2, по [21]

В районе эпицентров землетрясений 2011–2012 гг. общее простирание Каа-Хемской системы нарушений постепенно меняется с субмеридионального на субширотное. Взаимоотношения сейсморазрывов между собой позволяют заключить, что в рассматриваемом районе активные разломы разного простирания образуют сложный дизъюнктивный узел, хотя очаги землетрясений 2011 и 2012 гг. были линейными и приуроченными к отдельным ветвям этого узла. Он расположен на стыке гораздо более протяженных сегментов Каахемской системы активных разломов разного простирания.

Район очагов землетрясений 2011–2012 гг. был практически асейсмичен не менее 50 лет [21]. Однако, результаты палеосейсмологических исследований показали, что в относительно недалеком прошлом здесь происходили такие же и более сильные землетрясения, которые приводили к образованию сейсморазрывов в тех же местах. Радиоуглеродное датирование следов древних землетрясений дало возможность оценить их повторяемость [44]. Для очага 1-го Тувинского землетрясения 2011 г. получен возраст трех палеоземлетрясений 3000–3500, 1500–1900 и 300–500 лет назад. По силе предпоследнее событие было сходно с землетрясением 2011 г. (М = 6.7). Два предыдущих события (3000–3500 и 1500–1900 лет назад) были сильнее. Для очага второго Тувинского землетрясения 2012 г. получены датировки двух предыдущих подвижек, произошедших за последние 900 лет, – примерно 800–700 и 600–500 лет назад. По своим параметрам предыдущие подвижки были практически аналогичны современной. Можно полагать, что были схожи и параметры землетрясений — магнитуда (М = 6.8) и интенсивность сотрясений в эпицентре (9 баллов).

В подножии хр. Час-Тайга (по одноименному разлому) изучены следы землетрясения, которое возможно произошло во время последней сейсмической активизации, датированной по следам землетрясений вдоль обоих сейсморазрывов 2011–2012 гг. – 600–300 лет назад. Можно полагать, что сила землетрясения в Час-Тайгинском очаге составила не менее М = 7.0. Для Хоптинского разрыва получен приблизительный возраст последней подвижки – 1500–2000 лет назад при землетрясении с Mw = 7.0–7.2. Полученные данные свидетельствуют о том, что относительно слабые события, подобные Тувинским 2011–2012 гг., за последнее тысячелетие повторялись раз в 300–500 лет, тогда как катастрофические землетрясения с M = 7.0–7.2 и более, происходят примерно один раз в тысячу лет.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Геологические исследования очагов сильных землетрясений современности показали, что в большинстве случаев выходы очагов на поверхность образуют зону сейсморазрывов. Ее размер в ширину может достигать нескольких сотен метров и даже километров, в зависимости от геолого-геоморфологических условий и силы землетрясения. При этом разрывы могут появляться на поверхности на разных участках зоны разлома, т.е. менять свое положение от одного землетрясения к другому. Суммарное смещение в очаге в приповерхностных условиях может рассеиваться в виде множества разрывов и связных деформаций, однако все они образуют характерные структурные рисунки, свойственные тектоническим деформациям.

Сейсморазрывы приурочены к определенным геологическим структурам и формам рельефа, сформированным предыдущими сейсмическими подвижками, но не всегда совпадают в деталях, образуя определенную область, которая может иметь определенные тенденции в долговременной направленности миграции выходов очага на поверхность. Эти древние события находят отражение не только в смещениях молодых отложений и форм рельефа, но и в развитии вторичных нарушений.

Выход очага сильного землетрясения на поверхность происходит далеко не всегда. С одной стороны, это определяется силой землетрясения, – чем выше магнитуда (величина, отражающая энергию землетрясения), тем больше вероятность появления сейсморазрыва. С другой стороны, выход очага сильного землетрясения на поверхность определяется кинематикой подвижки в очаге и его глубиной. Важную роль играют конкретные тектонические условия очаговой зоны. Чем глубже расположен очаг и чем сложнее его структурный ансамбль, тем меньше вероятность появления сейсморазрыва на поверхности. Реализация смещения вдоль многих поверхностей также способствует более компактному положению очага на поверхности.

В целях оценки сейсмической опасности важно, что наличие или отсутствие ярко выраженных активных разломов на поверхности далеко не всегда прямо отражает уровень сейсмической опасности, примером чему являются сильные землетрясения без образования ярко выраженных сейсмотектонических разрывов или частичного выхода очага к поверхности. Кроме того, выход очага на поверхность может быть представлен складками и флексурами, т.е. деформациями изгиба, или завуалирован гравитационно-сейсмотектоническими структурами.

Анализ сейсмотектонических условий очагов сильных землетрясений современности позволяет составить представление о морфотектонических критериях выявления потенциальных очагов в других местах. Современные сейсморазрывы образуют закономерные сочетания, вписанные в разномасштабные морфоструктуры, прямо выраженные в современном рельефе. Смещения при современных землетрясениях продолжают тенденции развития морфоструктур, прослеживаемые на протяжении плейстоцена–голоцена. Простое сравнение очаговых зон Муйского (1957 г., М = 7.6, суммарная длина разрыва 20–30 км при трех сегментах) и Олюторского (2006 г., Мs = 7.8, суммарная длина разрыва 140 км при трех сегментах) землетрясений показывает, что сила землетрясения (измеряемая магнитудой) может быть напрямую связана не столько с длиной сейсморазрыва (как это принято в современных исследованиях сейсмической опасности), сколько с количеством вовлеченных в очаг морфоструктур. Размер морфоструктур, вовлеченных в сейсмическую активизацию, напрямую отражает точный иерархический уровень сейсмогенеза.

ВЫВОДЫ

1. Сейсмические очаги изученных землетрясений размещаются в зонах крупных активных разломов. С нарастанием магнитуды они становятся все более протяженными и сложными в структурном отношении. Рассмотренные случаи показывают, что очаг каждого сильного землетрясения имеет свои индивидуальные отличительные черты, что сильно осложняет решение задач оценки сейсмической опасности и прогноза землетрясений.

2. Результаты палео-сейсмологического изучения сейсмических разрывов в траншеях показали, что возникновение сильных землетрясений в этих же очагах происходило и ранее, причем период повторяемости сильнейших сейсмических событий составляет от нескольких сотен до первых тысяч лет.

3. Проведенный анализ данных по строению очаговых зон сильных землетрясений на поверхности и в их недрах, а также периодов их исторической активности подтверждает глубинное строение крупных сейсмоактивных разломов и их неоднократные активизации в геологическом прошлом.

Благодарности. Авторы выражают искреннюю признательность рецензентам за полезные комментарии, которые позволили улучшить статью, и редакции за тщательную подготовку статьи.

Финансирование. Исследование выполнено при финансовой поддержке РФФИ в рамках научного проекта № 19-15-50 263 и государственного задания ИФЗ РАН.

Список литературы

  1. Арефьев С.С. Эпицентральные сейсмологические исследования. – М.: Академкнига, 2003. 375 с.

  2. Арефьев С.С., Рогожин Е.А., Аптекман Ж.Я., Быкова В.В., Дорбат К. Глубинная структура и томографические модели очаговых зон сильных землетрясений // Физика Земли. 2006. № 10. С. 65–80.

  3. Арефьев С.С., Аптекман Ж.Я., Быкова И.В., Матвеев И.В., Михин А.Г., Молотков С.Г., Плетнев К.Г., Погребченко В.В. Очаг и афтершоки Алтайского (Чуйского) землетрясения 2003 г. // Физика Земли. 2006. № 2. С. 85–96.

  4. Аржанников С.Г. Сейсмотектоника Восточно-Тувинского нагорья. – Автореф. дис. … к. г.-м. н., Иркутск: ИЗК СО РАН, 1998. 16 с.

  5. Бачманов Д.М., Кожурин А.И., Трифонов В.Г. База данных активных разломов Евразии // Геодинамика и тектонофизика. 2017. Т. 8. № 4. С. 711–736.

  6. Белоусов Т.П. Рачинское землетрясение 1991 г. и его проявление в рельефе Большого Кавказа. – М.: Светоч Плюс, 2009. 208 с.

  7. Богачкин Б.М., Борисов Б.А., Рогожин Е.А. Рачинское землетрясение 29 апреля 1991 г.: Результаты геологического обследования // Физика Земли. 1992. № 8. С. 12–24.

  8. Богачкин Б.М., Корженков А.М., Мамыров Э., Нечаев Ю.В., Омуралиев М., Петросян А.Е., Плетнев К.Г., Рогожин Е.А., Чаримов Т.А. Структура очага Сусамырского землетрясения 1992 года на основе анализа его геологических и сейсмологических проявлений // Изв. РАН. Физика Земли. 1997. № 11. С. 3–18.

  9. Богданов Н.А., Тильман С.М., Чехович В.Д. Позднемеловая-кайнозойская история Корякско-Камчатского региона и Командорской котловины Берингова моря. – В кн.: Геология западной части Беринговоморья. – М.: Наука, 1990. С. 131–149.

  10. Богданович К.И., Карк И.М., Корольков Б.Я., Мушкетов Д.И. Землетрясение в северных цепях Тянь-Шаня 22 декабря 1910 г. (4 января 1911 г.). – СПб.: Геолком, 1914. 270 с. (Тр. Геолком. 1914. Вып. 89).

  11. Вакарчук Р.Н., Татевосян Р.Э., Аптекман Ж.Я., Быкова В.В. Рачинское землетрясение 1991 г. на Кавказе: многоактная модель очага с компенсационным типом движения // Физика Земли. 2013. № 5. С. 58–64.

  12. Вознесенский А.В. Доклад о поездке в Монголию для исследования очагов землетрясений 9-го и 23-го июля 1905 года // Изв. Постоянной центральной сейсм. комис. 1906. Т. II. Вып. 3. С. 83–92.

  13. Гамбурцев Г.А. К методике сейсмического районирования. – В кн.: Научное наследие. Малоизвестные работы и материалы из архива. – М.: Наука, 2007. С. 148–155.

  14. Гоби-Алтайское землетрясение. – Н.А. Флоренсов, В.П. Солоненко (ред.). – М.: Изд-во АН СССР, 1963. 391 с.

  15. Гольдин С.В., Тимофеев В.Ю., Ардюков Д.Г. Поля смещений земной поверхности в зоне Чуйского землетрясения, Горный Алтай // ДАН. 2005. Т. 405. № 6. С. 804–809.

  16. Гончаров М.А. Количественные соотношения геодинамических систем и геодинамических циклов разного ранга // Геотектоника. 2006. № 2. С. 3–23.

  17. Девяткин Е.В. Кайнозойские отложения и неотектоника Юго-Восточного Алтая. – М.: Наука, 1965. 244 с.

  18. Деев Е.В. Зоны концентрации древних и исторических землетрясений Горного Алтая. // Физика Земли. 2019. № 3. С. 71–96.

  19. Еманов А.Ф., Еманов А.А., Лескова Е.В., Колесников Ю.И., Фатеев А.В., Филина А.Г. Чуйское землетрясение 27 сентября 2003 года с Мs = 7.3, Кр = 17 (Горный Алтай). – В кн.: Землетрясения Северной Евразии в 2003 г. – Обнинск: ГС РАН, 2009. С. 326–343.

  20. Еманов А.Ф., Еманов А.А., Лескова Е.В., Фатеев А.В. Об изменении сейсмического режима в Чуйско-Курайской зоне Горного Алтая в 1963–2016 гг. // Интерэкспо Гео-Сибирь. 2017. Т. 2. № 3. С. 41–45.

  21. Еманов А.Ф., Еманов А.А., Фатеев А.В., Подкорытова В.Г., Гилёва Н.А., Массальский О.К. Афтершоки Тувинского-I землетрясения 27 декабря 2011 г. с ML = 6.7 и Тувинского-II – 26 февраля 2012 г. с ML = 6.8 (Республика Тува). – В кн.: Землетрясения Северной Евразии в 2012 г. – Обнинск: ЕГС РАН, 2018. С. 302–312.

  22. Кальметьева З.А., Миколайчук А.В., Молдобеков Б.Д., Мелешко А.В., Жантаев М.М., Зубович А.В. Атлас землетрясений Кыргызстана. – Бишкек: ЦАИИЗ, 2009. 73 с.

  23. Кожурин А.И. Активная геодинамика северо-западного сектора Тихоокеанского тектонического пояса (по данным изучения активных разломов). – Автореф. дис. … д. г.-м. н. – М.: ГИН РАН, 2013. 46 с.

  24. Курушин Р.А., Мельникова В.И. Деструкция земной коры при Муйском землетрясении 1957 г. (MLH = = 7.6) // ДАН. 2008. Т. 421. № 5. С. 675–678.

  25. Ландер А.В., Букчин Б.Г., Дрознин Д.В., Кирюшин А.В. Тектоническая позиция и очаговые параметры Хаилинского (Корякского) землетрясения 8 марта 1991 года: существует ли плита Берингия? // Вычислительная сейсмология. 1994. Вып. 26. С. 103–122.

  26. Ландер А.В., Пинегина Т.К. Парадоксы очага Олюторского землетрясения 2006 г. – глубинная структура и динамика. – В кн.: Проблемы комплексного геофизического мониторинга Дальнего Востока России. – В.Н. Чебров (ред.). – Петропавловск-Камчатский: КФ ГС РАН, 2010. С. 131–135.

  27. Ландер А.В., Левина В.И., Иванова Е.И. Сейсмическая история Корякского нагорья и афтершоковый процесс Олюторского землетрясения 20(21) апреля 2006 г. Мw = 7.6 // Вулканология и сейсмология. 2010. № 2. С. 16–30.

  28. Левин В.Е., Бахтиаров В.Ф., Павлов В.М., Титков Н.Н., Сероветников С.С. Геодинамические исследования Олюторского землетрясения 20(21).04.2006 г. по данным Камчатской GPS-сети // Вулканология и сейсмология. 2010. № 3. С. 50–59.

  29. Левина В.И., Ландер А.В., Иванова Е.И., Митюшкина С.В., Титков Н.Н. Олюторское землетрясение 20 апреля 2006 г. с Mw = 7.6, Iо = 9–10 (Корякское нагорье). – В кн.: Землетрясения Северной Евразии, 2006 г. – Обнинск: ГС РАН, 2012. С. 314–329.

  30. Лескова Е.В., Еманов А.А. Иерархические свойства поля тектонических напряжений в очаговой области Чуйского землетрясения 2003 г. // Геология и геофизика. 2013. Т. 54. № 1. С. 113–123.

  31. Лутиков А.И., Донцова Г.Ю., Юнга С.Л. Сейсмологический анализ Алтайского землетрясения 2003 г. – В кн.: Сильное землетрясение на Алтае 27 сентября 2004 г.: Материалы предварительного изучения. – М.: ИФЗ РАН, 2004. С. 38–49.

  32. Мазуров Б.Т. Поля деформаций Горного Алтая перед Чуйским землетрясением // Геодезия и картография. 2007а. № 3. С. 48–50.

  33. Мазуров Б.Т. Компьютерная визуализация полей постсейсмических смещений и деформаций // Геодезия и картография. 2007б. № 4. С. 51–53.

  34. Милюков В.К., Миронов А.П., Овсюченко А.Н., Рогожин Е.А., Горбатиков А.В., Дробышев В.Н., Хубаев Х.М., Николаев А.В. Скорости современных горизонтальных движений в центральном секторе Большого Кавказа по данным GPS-наблюдений и их связь с тектоникой и глубинным строением земной коры // ДАН. 2018. Т. 481. № 3. С. 291–295.

  35. Михайлов В.О., Назарян А.Н., Смирнов В.Б., Диаман М., Шапиро Н.М., Киселева Е.А., Тихоцкий С.А., Поляков С.А., Смольянинова Е.И., Тимошкина Е.П. Совместная интерпретация данных дифференциальной спутниковой интерферометрии и GPS на примере Алтайского (Чуйского) землетрясения 27.09.2003 г. // Изв. РАН. Сер. Физика Земли. 2010. № 2. С. 3–16.

  36. Михайлов В.О., Киселева Е.А., Арора К., Тимошкина Е.П., Смирнов В.Б., Чадда Р., Пономарев А.В., Шринагеш Д. Новые данные об Олюторском землетрясении, полученные с применением спутниковой радарной интерферометрии // Вулканология и сейсмология. 2018. № 3. С. 64–69.

  37. Молнар П., Курушин Р.А., Кочетков В.М., Демьянович М.Г., Борисов Б.А., Ващилов Ю.Я. Деформация и разрывообразование при сильных землетрясениях в Монголо-Сибирском регионе. – В кн.: Глубинное строение и геодинамика Монголо-Сибирского региона. – Новосибирск: Наука, 1995. С.5–55.

  38. Мороз Ю.Ф., Мороз Т.А., Логинов В. А., Нурмухамедов А.Г., Алексеев Д.А. Изменение электропроводности литосферы в районе сильнейшего Олюторского землетрясения в Корякском нагорье // Физика Земли. 2016. № 1. С. 31–46.

  39. Мушкетов И.В. Землетрясение 28 мая 1887 г. в городе Верном // Изв. Русского геогр. общ-ва. 1888. Т. 24. Вып. 2. С. 65–90.

  40. Никонов А.А. Хаитская катастрофа. Взгляд через 60 лет // Природа. 2009. № 11. С. 38–50.

  41. Новиков И.С. Морфотектоника Алтая. – Новосибирск: Гео, 2004. 313 с.

  42. Овсюченко А.Н., Мараханов А.В., Ларьков А.С., Новиков С.С. Позднечетвертичные дислокации и сейсмотектоника очага Рачинского землетрясения (Большой Кавказ) // Геотектоника. 2014. № 6. С. 55–76.

  43. Овсюченко А.Н., Рогожин Е.А., Мараханов А.В., Ларьков А.С., Новиков С.С., Кужугет К.С., Бутанаев Ю.В. Геологические исследования Тувинских землетрясений 2011–2012 гг. // Вопросы инженерной сейсмологии. 2016. Т. 43. № 1. С. 5–29.

  44. Овсюченко А.Н., Бутанаев Ю.В., Мараханов А.В., Ларьков А.С., Новиков С.С., Кужугет К.С. О повторяемости сильных сейсмических событий в районе Тувинских землетрясений 2011–2012 гг. по данным палеосейсмологических исследований // Геология и геофизика. 2017. Т. 58. № 11. С. 1784–1793.

  45. Пинегина Т.К. Сейсмические деформации в эпицентральной зоне Олюторского землетрясения. – В кн.: Олюторское землетрясение (20(21) апреля 2006 г., Корякское нагорье). Первые результаты исследований. – Петропавловск-Камчатский: ГС РАН, 2007. С. 126–169.

  46. Пинегина Т.К., Кожурин А.И. Новые данные о сейсморазрыве Олюторского землетрясения (Mw7.6, 210.04.2006 г., Корякия, Россия) // Вестн. КРАУНЦ. Сер. Науки о Земле. 2010. № 2. С. 44–54.

  47. Пономарев В.С. Энергонасыщенность геологической среды. – М.: Наука, 2008. 379 с. (Тр. ГИН РАН. Вып. 582)

  48. Прилепин М.Т., Баласанян С., Баранова С.М., Гусева Т.В., Мишин А.В., Надария М., Рогожин Е.А., Розенберг Н.К., Сковородкин Ю.П., Хамбургер М., Кинг Р., Рейлингер Р. Изучение кинематики Кавказского региона с использованием GSP технологии // Физика Земли. 1997. № 6. С. 68–75.

  49. Рогожин Е.А. Очерки региональной сейсмотектоники. – М.: ИФЗ РАН, 2012. 340 с.

  50. Рогожин Е.А., Арефьев С.С., Богачкин Б.М., Систернас А., Филип Э. Комплексный анализ геологических и сейсмологических данных и сейсмотектоническое представление об очаге Рачинского землетрясения // Физика Земли. 1993. № 3. С. 70–77.

  51. Рогожин Е.А., Платонова С.Г. Очаговые зоны сильных землетрясений Горного Алтая в голоцене. – М.: ОИФЗ РАН, 2002. 130 с.

  52. Рогожин Е.А., Овсюченко А.Н., Мараханов А.В., Ушанова Е.А. Тектоническая позиция и геологические проявления Алтайского землетрясения 2003 г. // Геотектоника. 2007. № 2. С. 3–23.

  53. Рогожин Е.А., Овсюченко А.Н., Мараханов А.В., Пинегина Т.К. Олюторское землетрясение в Корякии 20(21) апреля 2006 г.: результаты геологического и макросейсмического изучения эпицентральной области. – В кн.: Олюторское землетрясение (20 (21) апреля 2006 г., Корякское нагорье). Первые результаты исследований. – Петропавловск-Камчатский: ГС РАН, 2007. С. 170–206.

  54. Рогожин Е.А., Овсюченко А.Н., Мараханов А.В. Сильнейшие землетрясения на юге Горного Алтая в голоцене // Физика Земли. 2008. № 6. С. 31–51.

  55. Рогожин Е.А., Овсюченко А.Н., Мараханов А.В., Новиков С.С. Тектоническая позиция и геологические проявления Олюторского землетрясения 2006 г. в Корякии // Геотектоника. 2009. № 6. С. 3–23.

  56. Рогожин Е.А., Новиков С.С., Родина С.Н. Палеоземлетрясения и долговременный сейсмический режим Корякского нагорья // Геофизические исследования. 2010. Т. 11. № 4. С. 35–43.

  57. СКЗ ОСР-2012. Специализированный каталог землетрясений Северной Евразии для общего сейсмического районирования территории Российской Федерации. – В.И. Уломов (ред.). – М.: ИГИИС, 2012.

  58. Смирнов В.Н. Северо-Восток Евразии. – В кн.: Новейшая тектоники, геодинамика и сейсмичность Северной Евразии. – А.Ф. Грачев (ред.). – М.: ОИФЗ РАН, 2000. С. 120–133.

  59. Солоненко В.П. Определение эпицентральных зон землетрясений по геологическим признакам // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1962. № 11. С. 58–74.

  60. Солоненко В.П. Живая тектоника в плейстосейстовой области Муйского землетрясения // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1965. № 4. С. 58–70.

  61. Тимофеев В.Ю., Аpдюков Д.Г., Кале Э., Дучков А.Д., Запpеева Е.А., Казанцев C.А., Pуcбек Ф., Бpюникc К. Поля и модели смещений земной поверхности Горного Алтая // Геология и геофизика. 2006. Т. 47. № 8. С. 923–937.

  62. Трифонов В.Г. 30 лет геологических исследований с помощью космических средств: тенденции, достижения, перспективы // Исследования Земли из космоса. 2010. № 1. С. 27–39.

  63. Трифонов В.Г. Цикличность позднеголоценовой сейсмичности в Альпийско-Гималайском поясе // Геотектоника. 2013. № 6. С. 3–17.

  64. Флоренсов Н.А. О неотектонике и сейсмичности Монголо-Байкальской горной области // Геология и геофизика. 1960. № 1. С. 74–90.

  65. Флоренсов Н.А. Очерки структурной геоморфологии. – М.: Наука, 1978. 283 с.

  66. Хилько С.Д., Курушин Р.А., Кочетков В.М., Мишарина Л.А., Мельникова В.И., Гилева Н.А., Ласточкин С.В., Балжиннням И., Монхоо Д. Землетрясения и основы сейсмического районирования Монголии. – В.П. Солоненко, Н.А. Флоренсов (ред.). – М.: Наука, 1985. 244с.

  67. Чебров Д.В., Кугаенко Ю.А., Ландер А.В., Абубакиров И.Р., Гусев А.А., Дрознина С.Я., Митюшкина С.В., Ототюк Д.А., Павлов В.М., Титков Н.Н. Ближне-Алеутское землетрясение 17.07.2017 с Mw = 7.8. I. Протяженный разрыв вдоль Командорского блока Алеутской островной дуги по данным наблюдений на Камчатке // Физика Земли. 2019. № 4. С. 48–71.

  68. Чипизубов А.В. Выделение одноактныx и одновозpаcтныx палеоcейcмодиcлокаций и опpеделение по иx маcштабам магнитуд палеоземлетpяcений // Геология и геофизика, 1998. № 3. С. 386–398.

  69. Шебалин Н.В. Очаги сильных землетрясений на территории СССР. – М.: Наука, 1974. 53 с.

  70. Aagaard B.T., Blair J.L., Boatwright J., Garcia S.H., Harris R.A., Michael A.J., Schwartz D.P., DiLeo J.S. Earthquake outlook for the San Francisco Bay region 2014–2043 (ver. 1.1, August 2016) // U.S. Geol. Surv. Fact Sheet 2016–3020, 2016.

  71. Agatova A., Nepop R. Dating strong prehistoric earthquakes and estimating their recurrence interval applying radiocarbon analysis and dendroseismological approach – case study from SE Altai (Russia) // Int. J. Geohazard. Environ. 2016. № 3. P. 131–149.

  72. Barbot S., Hamiel Y., Fialko Y. Space geodetic investigation of the coseismic and postseismic deformation due to the 2003 Mw = 7.2 Altai earthquake: Implications for the local lithospheric rheology // J. Geophys. Res. 2008. Vol. 113. B03403.

  73. Burbank D.W., Anderson R.S. Tectonic Geomorphology. – Blackwell Publ., Oxford, 2001, 274 p.

  74. Clark M.M., Gianz A., Rubin M. Holocene activity of the Coyote Creek fault as recorded in sediments of Lake Cahuilla, In: The Borrego Mountain earthquake of April 9, 1968, – USGS Profes. Pap. no. 787. 1972. P. 112–130.

  75. DeLong S.B., Lienkaemper J.J., Pickering A.J., Avdievitch N.N. Rates and patterns of surface deformation from laser scanning following the South Napa earthquake, California // Geosphere. 2015. Vol. 11. № 6. P. 2015–2030.

  76. Fletcher J.M., Teran O.J., Rockwell T.K., et al. Assembly of a large earthquake from a complex fault system: Surface rupture kinematics of the 4 April 2010 El Mayor–Cucapah (Mexico) Mw 7.2 earthquake // Geosphere. 2014. Vol. 10. № 4. P. 797–827.

  77. Gilbert G.K. The earthquake as natural phenomena, In: The San Francisco earthquake and fire of April 18, 1906, and their effects on structures and structural materials // USGS. Bull. 1907. Vol. 324. P. 1–13.

  78. Hamling I.J., Hreinsdóttir S., Clark K., et al. Complex multifault rupture during the 2016 Mw 7.8 Kaikōura earthquake, New Zealand // Science. 2017. Vol. 356. Is. 6334. eaam7194.

  79. Hatheway A.W., Leighton F.B. Trenching as an exploratory method, In: Geology in the sitting of nuclear power plants. – GSA Rev. Engineer. Geol. 1979. Vol. IV. P. 169–196.

  80. Koto B. On the causes of the Great Earthquakes in Central Japan, 1891 // J. Imper. Univ. Japan. 1893. № 5. P. 296–353.

  81. McCalpin, J.P. (ed.). Paleoseismology. – San Diego: Academ. Press, 2009 2nd edn., 802 pp.

  82. Nissen E., Emmerson B., Funning G.J., Mistrukov A., Parsons B., Robinson D.P., Rogozhin E., Wright T.J. Combining InSAR and seismology to study the 2003 Siberian Altai earthquakes – dextral strike-slip and anticlockwise rotations in the northern India-Eurasia collision zone // Geophys. J. Int. 2007. Vol. 169. P. 216–232.

  83. Oldham R.D. Report on the Great Earthquake of 12 June 1897 // Mem. Geol. Soc. India. 1899. Vol. 29. 379 pp.

  84. Radziminovich N.A., Bayar G., Miroshnichenko A.I., Demberel S., Ulziibat M., Ganzorig D., Lukhnev A.V. Focal mechanisms of earthquakes and stress field of the crust in Mongolia and its surroundings // Geodynam. Tectonophys. 2016. Vol. 7. № 1. P. 23–38.

  85. Reid H. F. The mechanism of the earthquake, In: The California Earthquake of April 18, 1906, Rep. State Earthquake Investigat. Commis, (Washington, Carnegie Inst., 1910. Vol. 2), 192 p.

  86. Saint Fleur N., Feuillet N., Grandin R., Jacques E., Weil-Accardo J., Klinger Y. Seismotectonics of southern Haiti: A new faulting model for the 12 January 2010 M = 7.0 earthquake // Geophys. Res. Lett. 2015. Vol. 42. P. 10 273–10 281.

  87. Salditch L., Stein S., Neely J., Spencer B., Brooks E.M., Agnon A., Liu M. Earthquake supercycles and long-term fault memory // Tectonophysics. 2020. Vol. 774. 228289

  88. Sieh K.E. Prehistoric large earthquakes produced by slip on the San Andreas fault at Pallet Creek, California // J. Geophys. Res. 1978. № 83. P. 3907–3939.

  89. Sylvester A.G. Strike-slip faults // Geol. Soc. Amer. Bull. 1988. V. 100. P. 1666–1703.

  90. Sykes L.R. Intraplate seismicity, reactivation of preexisting zones of weakness, alkaline magmatism, and other tectonism postdating continental fragmentation // Rev. Geophys. Space Phys. 1978. Vol. 16. № 4. P. 621–688.

  91. Tarr R.S., Martin L. Earthquakes at Jakutat Bay, Alaska in September, 1899 // U.S. Geol. Surv. Profes. Pap. Vol. 69, (Governm. Print. Office, Washington, 1912), 135 p.

  92. Thingbaijam K.K.S, Martin Mai P, Goda K. New empirical earthquake source-scaling laws // Bull. Seism. Soc. Am. 2017. Vol. 107. № 5. P. 2225–2246.

  93. Wells D.L., Coppersmith K.J. New empirical relationships among magnitude, rupture length rupture width, rupture area, and surface displacement // Bull. Seism. Soc. Am. 1994. Vol. 84. № 4. P. 974–1002.

  94. http://www.ceme.gsras.ru (Accessed date June 26, 2020).

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска содержание выпуска

Геотектоника

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал