3.5. Древние землетрясения Горного Алтая

Высокая палеосейсмичность Горного Алтая подтверждается многочисленными макросейсмодислокациями, сохранившимися в рельефе. Так в Горном Алтае закартировано несколько десятков крупных обвалов, осыпей, оползней и оползне-обвалов, а объемы обрушенных осадков составляют в среднем 10-50 млн. м³, достигая 100-200 млн. м³ (Рогожин и др., 1996; Рогожин, Платонова, 2002; Деев и др., 2006). Подобные тела (рис. 17) выделяются в долинах большинства крупных рек и их притоков (Чуи, Катуни, Аргута, Джазатера, Чулышмана, Башкауса, Аккалахи, Кадрина, Сумульты, Шавлы, Чульчи, Кыги и т.д.), а также в обрамлении межгорных котловин (Чуйской, Курайской и др.). По оценкам (Бутвиловский, 1993; Рогожин и др., 1996), к их формированию могли привести сейсмические события с магнитудами до 7.5 и интенсивностью на поверхности до 9 баллов.

Рис. 17. А – голоценовый сейсмический оползень на южном склоне Курайского хребта (приустьевая часть р. Янтерек); Б - Сукорский оползень-обвал в левом борту р. Чуя, напротив р. Куэхтанар; В - “черепицеобразная” поверхность, отражающая блоковое строение сейсмогенного палеооползня в правом борту р. Талдура; Г – тело крупного сейсмогенного обвала в правом борту р. Чуя (760 км Чуйского тракта). Фотографии из архива Е.В.Деева.

В последние годы, изучение разрезов четвертичных отложений различного генезиса в Горном Алтае позволило выделить в них на фоне деформационных текстур иного генезиса (гляциогенных, криогенных, подводно-оплывневых, седиментационных и т.д.) морфологически различные сейсмогенные деформации (Деев и др., 2009). Они образуют маломощные (от первых сантиметров до 0,5–1 м), часто достаточно выдержанные по простиранию пакеты, которые подстилаются и перекрываются недеформированными слоями, образуя с ними согласную последовательность. Авторами указанной работы выделены изоклинальные, дисгармоничные, миникоробачатые, веерообразные, циклоидные складки, шаровые, пламевидные, облаковидные, грибовидные внедрения одного осадка в другой, а также “микровулканы” (рис. 18). Кроме того, выявлены разномасштабные флексуры и разрывы, чаще всего образующие закономерные системы, осадочные дайки. Наконец, в качестве самостоятельного типа сейсмогенных образований рассматривать грубообломочные слои и линзы мощностью от первых сантиметров до метра, фиксируемые в некоторых разрезах среди озерных параллельно слоистых алевритов и песков.

Рис. 18. Примеры сейсмогенных деформаций из неоплейстоценовых отложений Горного Алтая: А – миникоробчатые складки; Б, В – пламеневидные текстуры; Г – жерла микровулканов; Д – разрывные нарушения; Е – осадочная дайка. Фотографии из архива Е.В.Деева.

Глава 4. Современные методы и средства исследования землетрясений горного алтая

В основе изучения современной и палеосейсмичности Горного Алтая лежит комплексный анализ данных геоморфологических, неотектонических и геолого-структурных исследований, их сопоставления с результатами сейсмических наблюдений, электромагнитного мониторинга, полевого картирования сейсмодислокаций.

При выявлении современной блоковой структуры земной коры территории используются приемы неотектонического и геоморфологического анализа, компьютерного моделирования рельефа (с использованием возможностей ГИС) на базе его цифровых моделей. На признаки разломов указывают градиентные зоны в рельефе (тектоногенные уступы), характер гидросети. При выявлении сейсмогенерирующих разломов используются базы данных о распределении эпицентров инструментально зарегистрированных землетрясений.

Сейсмологические наблюдения и мониторинг ведутся с использованием стационарной региональной сети сейсмостанций, а также сети временных полевых сейсмостанций, при помощи сейсморазведочной аппаратуры (рис.19).

А	Б
В
Рис.19. Сейсморазведочная аппаратура (http://images.yandex.ru): А – сейсмограф; Б - антенна "АШП-2" приемник электромагнитных колебаний; В – скважинная аппаратура ССК-4

Алтайский сейсмологический полигон организован Алтае-Саянским филиалом Геофизической службы СО РАН и Институтом геофизики СО РАН в 2001 году. Алтайский сейсмологический полигон состоит из обсерваторий, станций, наблюдательных сетей, баз для размещения полевых отрядов. Фактически охватывается большая часть территории Горного Алтая. Основными сейсмоактивными структурами, в пределах которых развернулись наблюдательные сети, являются: Чуйско-Курайская зона, западное обрамление Тувинской котловины (Шапшальский хребет), оз. Телецкое.

Центром полигона является Чуйско-Курайская зона, где две небольшие впадины (Курайская и Чуйская) окружены системой горных хребтов и разделены Чаган-Узунским блоком. В настоящее время в данной зоне продолжается интенсивный афтершоковый процесс Чуйского землетрясения 27.10.2003 (М=7.3), являющегося крупнейшим землетрясением Алтае-Саянской области за время существования региональной сети станций. Наибольшая плотность сети станций имеется именно в этой зоне. В периферические области полигона сеть станций разряжается. На восточной окраине полигона находится Шапшальский хребёт, так же являющийся предметом исследований. Он характеризуется повышенной сейсмичностью по событиям малых и средних энергий. Кроме того, в этой зоне давно не наблюдались крупные землетрясения. Третьим объектом является район оз. Телецкое. Зона привлекает уникальностью геологического образования и ведущиеся здесь геофизические исследования могут существенно помочь в изучении тектонической модели развития региона.

На территории Алтайского сейсмологического полигона существует локальная сеть сейсмологических станций (15 цифровых станций) с 2002 года. Ранее на данной территории работало три станции. Начиная с 2002 года, в летние периоды разворачивались сети временных станций (рис.20), ориентированные на детальное изучение сейсмического процесса в Чуйско-Курайской зоне (http://www.gs.nsc.ru).

Рис.20. Система наблюдений при работах с временной сетью сейсмологических станций, 2008 г. (www.ipgg.nsc.ru).

Также проводится изучение динамики изменения различных геофизических полей (электромагнитного, гравитационного, теплового) в пределах сейсмоактивных разломов. В гидрологических скважинах ведется мониторинг за динамикой подземных вод и изменением их химического состава.

При полевых исследованиях разномасштабных палеосейсмодислокаций используются методы структурной геологии и геологического картирования, активных на современном этапе структур. В сейсмоактивных регионах следы крупных землетрясений сохраняются в рельефе в виде макросейсмодислокаций: оползней, обвалов, уступов, протяженных рвов. Вопросам использования этих форм рельефа при оценках кинематики, интенсивности, магнитуд и положений очаговых зон палеоземлетрясений посвящена достаточно обширная литература. Однако подобного рода сейсмодислокации уничтожаются денудацией, как правило, в течение нескольких тысяч лет, что ограничивает их использование для палеосейсмологического анализа. Поэтому для реконструкции более древних сейсмических событий существенное значение в последнее время приобрели микросейсмодислокации, которые «консервируются» в осадочных толщах, и для их обозначения в геологический обиход введен термин «сейсмиты» (seismites). Изучение разнотипных поверхностных деформаций, в том числе связанных с процессами разжижения и флюидизации грунтов, в очаговой зоне Чуйского землетрясения 2003 г. в Юго-Восточном Алтае, с одной стороны, подтвердило обоснованность выделения здесь древних сейсмогенных форм рельефа, а с другой — побудило исследователей заняться поисками сейсмитов в полифациальных кайнозойских осадочных комплексах этой территории (Деев и др., 2009) (Рис.21).

Рис. 21. Положение изученных разрезов (1—9) (Деев и др., 2009).

1 — Кызыл-Чинский (50°03′19.2″ с.ш., 88°17′03.9″ в.д., глубина (Н) = 1845 м);

2 — Чаган-Узунский (50°03′39.0″ с.ш., 88°20′55.5″ в. д., Н = 1767 м);

3 — Чаганский (49°56′48.1″ с.ш., 88°06′32.5″ в.д., Н = 1992 м);

4 — Менкский (50°16′47.4″ с.ш., 87°40′13.5″ в.д., Н = 1428 м);

5 — Усть-Чуйский (50°23′58.6″ с.ш., 86°40′18.7″ в.д., Н = 768 м);

6 — Малоинской (50°26′53.6″ с.ш., 86°40′23.3″ в.д., Н = 778 м);

7 — Яломанский (50°29′51.1″ с.ш., 86°35′28.3″ в.д., Н = 755 м);

8 — Малояломанский (50°28′55.0″ с.ш., 86°34′35.8″ в. д., Н = 745 м);

9 — Катунский (50°30′23.6″ с.ш., 86°34′08.2″ в.д., Н = 735 м).

Также в ходе полевых исследований эпицентральных зон доисторических землетрясений применяется метод изучения сейсмодислокаций в траншеях. Этот метод приобрел большую популярность при палеосейсмологических исследованиях в России и во многих странах мира, начиная с 80-х годов прошлого столетия, под названием метода “тренчинг”. При описании осадочных комплексов, вскрытых траншеями, котлованами, карьерами, а также находящихся в естественном обнажении и содержащих в своей структуре сейсмогенные деформации применяются современные приемы детального расчленения и послойного описания разрезов, выявления структурных и текстурных признаков осадков разного генезиса.

При изучении разрывных дислокации обращается внимание на микропетрографические признаки (гипергенную минерализацию, развитие окислительной среды, изменение малоустойчивых минералов), процессы автометаморфизма, окисления, растворения и цементации, признаки обновления, являющиеся следствием новейших и современных приразломных движений.

Геоморфологический метод применяется при полевом крупномасштабном картировании элементов рельефа с целью выявления как первичных, так и вторичных сейсмогенных структур, с использованием топокарт масштаба 1:25 000, 1:200 000 и аэрофотоснимков масштаба 1:50 000. При этом картируется положение и морфология цирков отрыва оползней и обвалов, выявляется форма тел обвальных масс в плане; оцениваются объемы и амплитуда горизонтального перемещения масс горных пород при породивших их землетрясениях; определяются взаимоотношение с другими формами рельефа (поймами, террасами рек и т.д.). Горизонтальные смещения при первичных деформациях фиксируются по смещению участков долин и коленообразных изгибов долин рек и ручьев; вертикальные – по смещениям поверхностей выравнивания, террасовых уступов речного и озёрного происхождения, отложений кайнозойского комплекса.

Относительное время образования крупных сейсмогенных деформаций определяется по их взаимоотношению с элементами рельефа. Для определения абсолютного возраста сейсмогенных деформаций по методу ¹⁴С проводится отбор образцов палеопочв, костей животных, углей, древесных щепок.