Cейсмотектонические деформации в окрестности сильных землетрясений Алтая

Сейсмотектонические деформации в окрестности сильных землетрясений Алтая

, О.А. Кучай

Институт нефтегазовой геологии и геофизики СО РАН, Новосибирск, 630090, Россия

Для двух сильнейших землетрясений, Бусингольского (27 декабря 1991 г., М = 6.5) и Алтайского (27 сентября 2003 г., М = = 7.3), Алтае-Саянской области рассчитаны сейсмотектонические деформации по данным механизмов очагов афтершоков и более слабых землетрясений, зарегистрированных до возникновения этих двух событий. На картах широтной, меридиональной и вертикальной компонент деформаций эпицентры Алтайского и Бусингольского землетрясений локализуются вблизи линии нулевой деформации, разделяющей области с положительными и отрицательными значениями. При деформировании земной коры афтершоковым процессом Алтайского землетрясения сохраняется положение этой условной границы при изменении типа деформирования в обеих частях афтершоковой зоны. Поля широтной, меридиональной и вертикальной компонент сейсмотектонических деформаций за счет афтершокового процесса Бусингольского землетрясения однородны.

C.B. Гольдин

Seismotectonic strains in the vicinity of severe Altai earthquakes

|S.V Goldinj and O.A. Kuchai

Institute of Petroleum Geology and Geophysics SB RAS, Novosibirsk, 63GG9G, Russia

For the two severest Busingol (December 27, 1991, М = 6.5) and Altai (September 27, 2GG3, М = 7.3) earthquakes of the Altai-Sayan region we calculate seismotectonic strains using the data on the focal mechanisms of aftershocks and minor earthquakes registered prior to the two above events. On the maps of the latitudinal, meridional and vertical components of the strains the Altai and Busingol earthquake foci are localized near the zero strain line that divides regions with positive and negative values. At crustal deformation by the Altai earthquake aftershocks the position of this arbitrary boundary is preserved whereas the deformation type in the both parts of the aftershock zone changes. The fields of the latitudinal, meridional and vertical components of the seismotectonic deformation at the cost of the Busingol earthquake aftershocks are uniform.

1. Введение

В геодинамическом отношении Горный Алтай и вся Алтае-Саянская область находятся в зоне регионального субмеридионального сжатия, обусловленного Индо-Ев-роазийской коллизией. Факт регионального сжатия отмечался рядом исследователей и четко проявляется на карте сейсмотектонических деформаций Алтае-Саянской области [1]. Детальный анализ этой карты показывает, что все крупнейшие землетрясения в Алтае-Саянской области происходят в зонах контрастных деформаций. Этот факт отмечен для Бусингольского (27 декабря 1991 г., М = 6.5, Ф = 50.1°, X = 98.13°) и Алтайского (Чуйского) (27 сентября 2003 г., М = 7.3, ф = 50.04°, X = 88.07°) землетрясений. В данной работе рассматриваются сейсмотектонические деформации земной коры, рассчитанные по данным меха-

низмов очагов более слабых землетрясений, произошедших в окрестности этих двух сильнейших землетрясений.

2. Характеристика используемого материала

Для территории Алтае-Саянской области механизмы очагов землетрясений определяют на основе наблюдений за знаками первых вступлений в продольных волнах. С 1992 года все построения решений механизмов очагов землетрясений в Алтае-Саянской области осуществляются по программе С.Л. Юнги, позволяющей учитывать знак первого вступления. Экспериментальными данными для них служат записи землетрясений на сейсмических станциях Алтае-Саянской сейсмологической экспедиции, экспедиции при Институте земной коры СО РАН, казахской сети станций, Национального ядерного центра Республики

© Гольдин C.B., Кучай O.A., 2GG8

Казахстан, данные сейсмических станций Монголии, а также материалы о знаках смещений продольных волн, публикуемые в «Сейсмологических бюллетенях». Для построения решения механизмов очагов афтершоков Алтайского землетрясения дополнительно использованы данные китайских станций. Надежно найдены параметры механизмов очагов землетрясений с М > 4.5, для определения которых использованы данные от 25 до 80 пунктов наблюдения. Менее надежно строятся решения для более слабых событий с М< 4.4 по 15-20 знакам первых вступлений. В качестве исходного материала для расчета сейсмотектонических деформаций афтершоковой последовательности Алтайского землетрясения использованы данные о 48 повторных толчках с М = 4.4-6.9 (ф = 49.8°-50.45°, X = = 87.4°-88.45°), произошедших в период с 27 сентября 2003 г. по август 2004 г., для Бусингольского землетрясения — данные об афтершоках за трехлетний период.

Прежде чем анализировать сейсмотектонические деформации, рассмотрим положение эпицентров Бусинголь-ского и Алтайского землетрясений.

Бусингольское землетрясение зарегистрировано в зоне палеосейсмогенных структур субмеридионального простирания, где в области палеоземлетрясения обнаружена сбросовая подвижка [2]. Зоны затишья перед этим землетрясением не наблюдалось. Механизм очага Бусингольского землетрясения сдвиговый. Вероятная плоскость разрыва северо-восточного-юго-западного простирания совпадает с линией наибольшей плотности афтершоков и с простиранием Сангиленского разлома. Нодальные плоскости в очагах афтершоков имеют различную пространственную ориентацию по отношению к сместителю геологического разлома и к плоскости разрыва Бусингольского землетрясения. Это свидетельствует о том, что афтершоки происходят не в плоскости главного события, а в некотором объеме.

Алтайское землетрясение произошло на юго-востоке Горного Алтая. Эпицентр располагался вблизи горной перемычки между Чуйской и Курайской впадинами. Рассматривая непосредственно зону Алтайского землетрясения, можно сказать, что во второй половине 20 века для этой территории характерна низкая сейсмическая активность, поэтому выделять зоны затишья весьма проблематично и можно принять редкость событий за затишье. Однако удалось определить зону затишья для разного уровня сейсмичности, методом ближайшего соседа соединив эпицентры землетрясений с К > 10.0 и К > 11.0 на разных временных интервалах. Выделились зоны затишья перед Алтайским землетрясением на уровне 11 класса (М = 4.0) и на уровне 10 класса (М = 3.5), которые начали формироваться в разные временны е периоды к югу от будущего эпицентра главного события. Затишье на уровне 11 энергетического класса начало проявляться в период 19711980 гг., на уровне 10 класса — в период 1991-2000 гг.

Механизм очага Алтайского землетрясения также сдвиговый, ориентация осей тензора сейсмического момента соответствует существующей региональной системе напряжений [1], где близгоризонтальные оси сжатия и рас-

тяжения ориентированы субмеридионально и субширот-но соответственно. По данным [3] сформировалась протяженная система первичных сейсмодислокаций негравитационного характера, отражающая выход очага на дневную поверхность. Правосдвиговый характер остаточных деформаций наблюдается для северо-восточного сейсморазрыва протяженностью 60 км. Зона общей вытянутости афтершоков совпадает с простиранием северо-запад-юго-восток плоскости разрыва в очаге, с положением нодаль-ной плоскости механизма очага и с простиранием разломов на исследуемой территории.

Расчет сейсмотектонических деформаций по данным

о механизмах очагов землетрясений производится в соответствии с представлениями [4-6]. Тензор сейсмотектонических деформаций равен сумме тензоров сейсмических моментов всех землетрясений, возникших в единице объема за определенный промежуток времени:

1 N Ем =—1

цу1 п=1

где ц — модуль упругости на сдвиг; V — объем осреднения; МОп) — величина сейсмического момента п-го землетрясения; ОМ — компоненты единичного направляющего тензора сейсмического момента п-го землетрясения в географической системе координат, выраженные через параметры механизма очага. Величина МОпП служит весовым коэффициентом.

При массовых определениях МО вычисляется по энергетическому классу (или магнитуде) землетрясения [7]. Компоненты Ет тензоров деформаций, полученные в географической системе координат, пересчитываются в главные компоненты тензоров деформаций элементарных объемов осреднения V. Площадки осреднения при расчете сейсмотектонических деформаций до главных событий брались равными 0.5°х0.5° с шагом 0.25° при мощности сейсмоактивного слоя в 30 км. Непосредственно для афтер-шоковых процессов площадки осреднения соответствовали 0.2°х0.2° с шагом 0.1° при той же мощности слоя.

Ориентация главных осей сейсмотектонических деформаций за 20 лет до Бусингольского землетрясения такова, что объемы земной коры, расположенные к западу от эпицентра, характеризуются близгоризонтальными субме-ридиональными осями укорочения, к востоку — близгори-зонтальными северо-восточными. Простирание осей удлинения меняется от северо-западных к западу от эпицентра до субширотных на востоке. Таким образом, Бусингольское землетрясение реализуется в зоне смены простирания близгоризонтальных осей удлинения и укорочения. Соответственно на картах широтной Ех, меридиональной Еу и вертикальной Е2 компонент деформаций эпицентр этого землетрясения располагается в пределах границы изменения характера напряженного состояния (рис. 1).

Анализ сейсмотектонических деформаций за счет аф-тершокового процесса показывает, что плоскость разрыва Бусингольского землетрясения лежит в области однородных деформаций. Вместе с тем на восточном конце разрыва в поле деформаций вертикальной компоненты знак деформации меняется на противоположный. Аналогичную

.1__________I___________I__________I__________1_

- 52- Еу Ш ш -52- 1 1 1 1 г1 Е 0

51- ш  51- 1

- 50- и 1 1 1— -50- ш

52.75

51.50

50.50

49.50

5тг ч\/ | -0'%СГ>3Ч У> г г  А V $

. N Л / > ч.

1  № ч ь < ✓ л к

95.0 96.0 97.0 98.0 99.0 100.0 101.0

51.3

Рис. 1. Карты-схемы широтной (а, д), меридиональной (б, е) и вертикальной (в, ж) компонент деформаций: по механизмам очагов землетрясений за 20 лет до Бусингольского землетрясения 27.12.1991 г. (а-в); по механизмам очагов афтершоковой последовательности Бусингольского землетрясения (д-ж): 7 — положительные значения деформаций, 8 — отрицательные значения деформаций, 9 — положение предполагаемой плоскости разрыва, полученной по механизму очага главного землетрясения, 10 — простирание Сангиленского разлома по Г.А.Чернову, 11 — эпицентр Бусингольского землетрясения. Ориентация главных осей деформаций по данным механизмов очагов землетрясений перед Бусин-гольским землетрясением (г). Деформации укорочения (удлинения): 6 (9) — близгоризонтальные, 7 (10) — близвертикальные, 8 (11) — под углами 30°-60° к горизонту

картину мы наблюдали на примере Суусамырского землетрясения [8], после которого на концах разрыва происходила переориентация осей напряжений в очагах афтершоков. В работе [9] рассмотрены модельные и теоретические аспекты строения поля напряжений в окрестности сдвигового разрыва с трением и приводятся данные, что вблизи концов разрыва происходит существенное изменение касательных и нормальных напряжений. Показано, что при исходных сжимающих напряжениях вблизи концов разрыва в процессе развития землетрясения возникают области с растягивающими напряжениями.

Ориентация главных осей сейсмотектонических деформаций за 30 лет до сильного Алтайского землетрясения такова, что области с близгоризонтальными осями удлинения северо-восточного направления и близверти-кальными укорочениями расположены к западу от очага. К востоку от главного события находится зона с близгори-зонтальными осями сжатия и растяжения соответственно северо-восточного и северо-западного направлений (рис. 2). Следовательно, Алтайское землетрясение произошло в зоне контакта деформаций с разнонаправленным положением максимальных осей удлинения и укорочения. Данные космической геодезии подтверждают этот вывод

[10]. О сложном характере поля напряжений в рассматриваемом районе свидетельствуют материалы палеостресса, полученные в полевых условиях [11]. Меняющиеся ориентации траекторий укорочений и удлинений объемов земной коры можно объяснить сочетанием разнонаправленных нарушений. Поля широтной, меридиональной и вертикальной компонент деформаций также свидетельствуют о мелкоблоковой структуре района (рис. 2) и о том, что Алтайское землетрясение произошло в зоне контакта смены типа деформаций.

Обратимся теперь к сейсмотектоническим деформациям, возникшим за счет афтершокового процесса Алтайского землетрясения. Объемы земной коры, расположенные западнее области Алтайского землетрясения, испытывают вертикальное укорочение и меридиональное удлинение за счет повторных толчков и вертикальное удлинение и меридиональное укорочение до сильного события. К востоку от эпицентра наблюдается относительное вертикальное укорочение и меридиональное удлинение за счет афтер-шоков, при относительном вертикальном удлинении и меридиональном укорочении до Алтайского землетрясения. Ориентация главных осей сейсмотектонических деформаций также указывает на изменение поля напряжений

Рис. 2. Карты-схемы широтной (а, д), меридиональной (б, е) и вертикальной (в, ж) компонент тензора сейсмотектонических деформаций земной коры и ориентация главных осей деформаций (г, з): (а-г) — за тридцать лет до Алтайского землетрясения 27.09.2003 г. по данным механизмов очагов землетрясений, (д-з) — в очаговой области Алтайского землетрясения по данным механизмов очагов афтершоков: области положительных значений деформаций (1), области отрицательных значений деформаций (2), разломы (3), сейсморазрыв, вышедший на поверхность при Алтайском землетрясении (4), эпицентр Алтайского землетрясения (5); деформации укорочения (удлинения): 6 (9) — близгоризонтальные, 7 (10) — близвертикальные, 8 (11) — под углами 30°-60° к горизонту

в эпицентральной области после Алтайского землетрясения (рис. 2).

3. Методика

Согласно основным положениям физической мезо-механики [12], развитие разрушения (на любом масштабном уровне) происходит по схеме: первичный концентратор напряжения ^ релаксационный стесненный сдвиг ^ стесненный поворот ^ формирование деформации изгиба-кручения ^ последующий релаксационный сдвиг. Разрыв по магистральной трещине является финальным релаксационным сдвигом. При этом важную роль играют жесткие домены, способные к повороту как целое. При перенесении концепции, возникшей при анализе огромного числа экспериментов с малыми образцами, на сейсмологическую ситуацию необходимо понимать, что полного подобия здесь нет. В опытах с образцами напряжение прикладывается извне. При деформировании литосферы источники напряжений находятся внутри Земли, во всяком случае, значительно глубже приповерхностного слоя. Поэтому тот тезис, что разрушение начинается с поверхности, вряд ли можно переносить на сейсмологию. Зато тезис о важном значении интерфейсов (контактов сред с разной реологией) применим непосредственно. Концентраторы напряжения на интерфейсах обусловлены разной деформируемостью сред по обе стороны контакта. Условие непрерывности смещений «заставляет» среды деформироваться на контакте одинаково, что и вызывает сильные напряжения. Не менее важную роль играет контакт более пластичной нижней и более хрупкой верхней коры, поскольку есть основание предположить, что в нижней коре концентрируется больший уровень энергии. В указанной двухэтажной структуре жесткие домены, корни которых достигают нижней коры, должны играть особо важную роль в качестве агентов передачи энергии пластического течения в верхнюю кору. Развитое пластическое течение на локальных фрагментах почти всегда может рассматриваться как течение Куэтта. Если в области пластической деформации, развивающейся по типу горизонтального правостороннего течения Куэтта, расположен соразмерный по масштабу жесткий блок, то он в данном случае будет вращаться по часовой стрелке.

Естественно, что изучение кручения по деформации земной поверхности затруднительно (если не исключено). Но изучение слабо закрученного изгиба в принципе возможно, хотя и оно представляет тяжелую задачу в смысле применения каких-либо количественных оценок. Во-первых, концепция В.Е. Панина [12] относительно трансформации поворота жесткого домена в изгибную деформацию в его окрестности не сопровождается уравнениями, во-вторых, изгибная деформация (и соответствующие изгибные напряжения) есть относительно локальное осложнение на фоне общей деформации сдвига, в-третьих, известные теории изгиба имеют дело с идеальными объектами (балками, пластинами), ограниченными свободными границами, тогда как в нашем случае имеет место стесненный изгиб в ограниченной области неоднородной сплошной среды.

Поэтому самое большое, на что мы можем рассчитывать, — это ориентация на некоторые общие факты, известные из теории упругого изгиба [13]. Предположим, что некая область среды, которую можно сопоставить с толстой балкой, изгибается парой сил, находящихся в плоскости P: п = 0 локальной системы координат (4, n, Z). Важнейшей характеристикой изгибаемых объектов является наличие нейтральной поверхности (нейтрального слоя) Г, в которой хотя бы главная продольная деформация обращается в нуль. Главной продольной деформацией в точке Мсчитается деформация вдоль направления l, параллельного той касательной к Г, которая лежит в плоскости Р. В классической теории Сен-Венана на поверхности Г в нуль обращаются все компоненты тензора деформации. Нейтральная поверхность является границей между положительными и отрицательными значениями деформации £/. Пусть у есть сечение нейтральной поверхности плоскостью Р (линия изгиба). Кривизна K этой линии пропорциональна упругой энергии изгибной деформации. Поместим начало координат (4, n, Z) в ту точку линии изгиба, в которой абсолютная величина ее кривизны максимальна (точка апекса). Ось Z направлена параллельно направлению

l в точке апекса. Если ось 4 направить в сторону отрицательных деформаций г1 < 0 (т.е. в область сжатия), то, записав линию изгиба в виде функции 4 = f (Z), получим, что K = d2 f/dZ 2 > 0. Наиболее существенным для нас фактом из теории изгиба является отрицательность гауссовой кривизны нейтральной поверхности в точке S. Это означает, что в окрестности точки апекса поверхность Г имеет форму седла. Ее сечение в поперечной плоскости Z = 0 имеет отрицательную кривизну -K/m, где m — модуль поперечной жесткости балки. Этот модуль, как правило, велик (на два-три порядка больше 1). При отсутствии кручения вектор grad £[ направлен ортогонально нейтральной поверхности. В точке апекса он имеет направление, противоположное оси 4. Так же направлены градиенты и других продольных деформаций, но они в m раз меньше и, стало быть, являются очень малыми, практически неизмеряемыми, величинами. В случае балок величина grad постоянна на оси 4, поэтому максимальная деформация растяжения достигается на свободной границе, откуда и начинается трещина отрыва. В сплошной среде grad £[ неизбежно должен убывать при увеличении 4. Максимум деформации е; достигается на некотором (вряд ли большом) расстоянии от нейтральной поверхности. Разумным (хотя и приближенным) является предположение, что наличие слабого кручения заключается в деформации кручения нейтральной поверхности вокруг некоторой оси, имеющей, вообще говоря, произвольную ориентацию относительно осей координатной системы (4, n, Z). Простейший вариант состоит в том, что ось кручения совпадает с осью 4.

Как уже отмечалось, имеются две возможности относительно механизма влияния изгибной деформации на формирование главного разрыва. Первая состоит в том, что благодаря упругому повороту жесткого блока поле сдвиговой деформации в некоторой ограниченной области

полностью трансформируется в изгибную деформацию. Дополнительное кручение возникает в том случае, когда поворот жесткого домена цилиндрической формы неравномерен вдоль оси цилиндра. Изгибные деформации инициируют возникновение трещины отрыва в пределах сейс-могенного разлома (либо в полосе локализованной деформации), которая, в свою очередь, вызывает неустойчивость по всему сейсмогенному разлому. Предполагается, что нуклеация землетрясения возникает на некотором расстоянии (^) от ортогонального (или почти ортогонального) пересечения нейтральной поверхности с сейсмогенным разломом. Вторая возможность состоит в том, что изгибная деформация есть локальное осложнение общего поля сдвиговой деформации. Возникающее напряжение растяжения (при трансверсальном пересечении нейтральной поверхности и сейсмогенного разлома) снижает нормальное напряжение сжатия на разломе, что увеличивает отношение т/и ускоряет разрыв в рамках критерия Кулона-Мора.

Предполагается, что область изгибной деформации хотя и является частью очаговой области, измеряемой по облаку афтершоков, но соразмерна с последней. Грубо говоря, если размер очаговой области определяется как 100x60 км2, то характерный размер области изгиба равен примерно 40-50 км. Выявление деформационных аномалий такого размера — задача не простая, но в принципе решаемая.

При отсутствии количественной теории выявление изгиба-кручения в деформируемой сплошной среде сводится к обнаружению нейтральной поверхности (нейтрального слоя), геометрия которой более или менее соответствует данному выше описанию. Если деформации изучаются в горизонтальной плоскости Рн, то сечение последней нейтральной поверхностью есть нейтральная линия (которую мы обозначим символом X), в окрестности которой одна из главных компонент деформации (она совпадает с ) меняет знак и имеет значительный градиент, а две других в окрестности X имеют значения на 2-3 порядка меньшие, чем £;. Взаимное расположение нейтральной линии X и проекции гипоцентра на Рн, а также связь направления изгибной деформации I и касательной к линии X зависят от ориентации локальной системы координат (4, П, 0 и оси кручения, а также от положения точки апекса относительно плоскости Рн (выше или ниже). Можно ориентироваться на следующие простые ситуации чистого изгиба.

1) Пусть оси 4 и £ направлены горизонтально (горизонтальный изгиб) и точка апекса лежит в плоскости Рн. Тогда нейтральная линия X огибает область отрицательных значений главной изгибной деформации, ее кривизна максимальна и совпадает с К. Ориентация I главной изгиб-ной деформации совпадает с направлением касательной к X. Гипоцентр (который в рассматриваемой модели совпадает с точкой нуклеации) располагается в области растяжения главной изгибной деформации на некотором, относительно малом расстоянии d (нормальная позиция). Плоскость (начального) разрыва вертикальна и ортогональна касательной к X. При удалении точки апекса от плоскости

Рн (вверх или вниз) проекция гипоцентра на Рн приближается к линии X, кривизна которой уменьшается, и даже может войти в область отрицательной главной изгибной деформации (тем более, если ось 4 составляет некоторый угол с плоскостью Рн). Данную позицию гипоцентра будем назвать субнормальной.

2) Пусть ось 4 направлена вертикально вниз, ось £ по-прежнему горизонтальна (вертикальный, направленный вниз изгиб), точка апекса расположена ниже плоскости Рн (последнее предположение относится ко всем оставшимся ситуациям). Основное отличие от предыщущей ситуации состоит в том, что имеются две удаленные друг от друга симметричные линии X с существенно меньшей кривизной, а гипоцентр располагается между ними. Направление главной изгибной деформации по-прежнему параллельно касательной к X и плоскость начального разрыва по-прежнему вертикальна и ортогональна к X. При наличии угла между осью 4 и Рн одна из линий X удаляется (в пределе уходит в бесконечность). Гипоцентр становится ближе к оставшейся нейтральной линии X.

3) Ситуация радикально изменяется, если ось 4 направлена вертикально вверх. Теперь нейтральные линии имеют очень малую кривизну порядка К/т и огибают область положительных значений главной изгибной деформации, направление которой ортогонально нейтральным линиям. Проекция гипоцентра находится между двумя нейтральными линиями в области отрицательных деформаций (хотя фактически гипоцентр всегда находится в области растяжения). Плоскость начального разрыва параллельна нейтральным линиям.

4) В случае изгиба, расположенного в горизонтальной плоскости (ось 4 горизонтальна, ось £ вертикальна), имеется одна нейтральная линия с кривизной порядка К/т, огибающая область отрицательных значений главной изгибной деформации. Плоскость главного разрыва горизонтальна, а направление главной изгибной деформации ортогонально нейтральной линии.

4. Обсуждение результатов

Перейдем к анализу сейсмотектонических деформаций, рассчитанных по механизмам событий, произошедших до Бусингольского и Алтайского землетрясений.

На рис. 3 приведены сейсмотектонические деформации в окрестности Бусингольского и Алтайского землетрясений в более крупном масштабе. На всех компонентах деформаций (с шагом 10-1) изолинии проводились только там, где скачок деформации достигал значения 10-9.

В случае Бусингольского землетрясения скачки деформаций, наблюдаемые на картах широтной и меридиональной компонент, небольшие (8.0-8.5) • 10-9. На карте у-ком-поненты эпицентр расположен очень близко к изолинии є уу = 0 со стороны достаточно сильного сжатия, а на карте х-компоненты — со стороны достаточно сильного растяжения. И получается, что области удлинения и укорочения поменялись местами.

В реальной ситуации, когда всем землетрясениям присваивается одна и та же глубина, картина остается более

51.0° -

50.5° -1

50.0° -

49.5°

.5° 87.5°

1

н-----------1---------г~

88.5° 89.5°

Рис. 3. Детальные карты-схемы широтной (а, г), меридиональной (б, д) и вертикальной (в, е) компонент деформаций по механизмам очагов землетрясений за 20 лет до Бусингольского землетрясения (а-в) и за 30 лет до Алтайского землетрясения (г-е): области положительных (1) и отрицательных(2) значений деформаций, • — эпицентры Бусингольского и Алтайского землетрясений

или менее определенной только для горизонтального изгиба и сильно наклоненных (направленных вверх или вниз) изгибов. В остальных случаях остается один надежный критерий: близость гипоцентров к нулевым изоповерхностям по всем компонентам деформации. Основное направление изгиба для Бусингольского землетрясения близко к широтному (скорее северо-запад-запад, чем северо-восток-восток). Во всех случаях разрыв ориентирован трансверсально к соответствующей изолинии.

Как это видно из рис. 3, эпицентр Алтайского землетрясения на всех компонентах располагается в поле малых деформаций: 10-10-10-12 вблизи границы перемены знака. Только для компоненты в^ деформация удлинения достигает значения 1.4-10-8. При этом эпицентр фактически совпадает с изолинией в= 0 и, таким образом, находится в субнормальной позиции. Значительные деформации (тоже до 1.4 -10-8), но уже в области сжатия, наблюдаются по £-компоненте. При этом эпицентр находится в нормальной

позиции относительно возможного положения изолинии в ^ = 0. Деформации в очень малы.

Поскольку трещина при изгибе появляется благодаря сильному растяжению (а не сжатию), то естественно считать, что основное направление изгиба для Алтайского землетрясения близко к меридиональному, при этом оно скорее север-северо-восток, чем север-северо-запад. Нелишне вспомнить, что эпицентр практически находится на меридиональной линии, к западу от которой региональное сжатие ориентировано на север-северо-запад, а к востоку — на север-северо-восток. Думается, что это совпадение не случайно.

Можно считать, что полученные результаты являются серьезным доводом в пользу важной роли, которую играют изгибные деформации при землетрясениях вообще и в реализации Алтайского землетрясения в частности.

Наиболее активным блоком и по геодезическим, и по сейсмологическим данным при подготовке землетрясения

Рис. 4. Схематическая модель Алтайского землетрясения: R — сейс-могенный разлом в верхней части коры, А — более жесткая часть верхней коры (Курайская и Чуйская впадины), В — более мягкая (фактически, пластическая) часть верхней коры, С—жесткий (более жесткий, чем А) блок (Чаган-Узунское нагорье), D — нижняя (вязкопластическая) кора

был Чагано-Узунский приподнятый блок, у юго-восточного подножья которого располагался эпицентр землетрясения. В силу того что в приподнятой поверхности блока найдены современные отложения, такие же, как в Курайской и Чуйской впадинах, можно предположить, что этот блок активно поднимался в самое новейшее время, т.е. заведомо является тектонически-активным [14].

Повторная нивелировка вдоль Чуйского тракта, который на участке Чибит - Кош-Агач проходит в 20 - 50 км к северу от сейсмогенного разлома, показывает, что в период 1939-1978 гг. эта местность опускалась со средней скоростью 3-5 мм/год, при этом наибольшее опускание происходило на участке, примыкающем к северо-восточной части Чаган-Узунского нагорья (горной перемычки между впадинами) [15]. В период 1978-1994 гг., напротив, наблюдалось интенсивное воздымание дневной поверхности, причем наиболее интенсивным оно являлось на отмеченном выше участке вблизи п. Чаган-Узун — до 8 мм/год (устное сообщение В.Г. Колмогорова). Судя по характерным временам смены деформационного режима опускание и вздымание дневной поверхности связано с подготовкой землетрясения. В период 2000-2003 гг. почти все станции продолжали регистрировать очень маленькое вертикальное смещение вверх, которое было интенсивным в период между нивелировками 1978 и 1994 гг. Исключение составляют п. Чаган-Узун, где за год до главного события началось интенсивное опускание (6 мм за год), которое продолжилось и после землетрясения (4 см за полгода), и п. Укок, в котором опускание в период 2000-2003 гг. сменилось смещением вверх [10].

Можно предположить, что высокая скорость поднятия вблизи северо-восточной кромки Чаган-Узунского блока была связана как с небольшим продвижением блока на юго-восток, так и с поворотом его по часовой стрелке (вызвавшим деформацию сжатия и, как следствие, поднятие поверхности). Когда в течение одного года перед землетрясением, по данным GPS, п. Чаган-Узун понизился на 6 мм, это можно интерпретировать как деформацию растя-

а'.______________________________________________________________________________________________.сГ

R

+/+/+

Ь' с'

Рис. 5. Изгибная деформация. Первый знак в выражении вида ±/±/± указывает направление вертикального движения дневной поверхности на первых двух стадиях, второй знак — за год до разрыва, третий знак — постсейсмическое движение

жения, появившуююся в результате вращения Чаган-Узунского блока против часовой стрелки на самой последней стадии подготовки землетрясения. Именно такое вращение с учетом реальной формы Чаган-Узунского нагорья создает возможность снизить горизонтальное сжатие в окрестности будущего гипоцентра, облегчив тем самым реализацию разрыва. Предполагается, что процесс развивается по четырем стадиям (рис. 4). Первая стадия: блок А испытывает чисто упругие деформации, блок С закручивается по часовой стрелке с увеличением упругого вращательного момента. Формируется концентратор напряжений. В блоке В имеют место либо чисто упругие деформации, либо упругие с небольшой пластической составляющей. Вторая: развитие приповерхностной зоны дилатансии в блоке А (или А+В), также как и развитие квазипластического течения в блоке В. Третья: блок С начинает «отыгрывать» назад, медленно поворачиваясь по часовой стрелке, начинается формирование изгибной деформации (рис. 5, где точками показано чисто гипотетическое положение нейтральной поверхности). Четвертая стадия: происходит разрыв.

5. Выводы

По полученным данным начало вспарывания Алтайского и Бусингольского землетрясений произошло вблизи изолинии нулевой деформации и отражено на картах широтной, меридиональной и вертикальной компонент сейсмотектонических деформаций. Изолинии нулевой деформации разделяют области с положительными и отрицательными значениями сейсмотектонических деформаций, что свидетельствует в пользу криволинейной нейтральной деформационной поверхности, проявляющейся в виде горизонтального изгиба перед Алтайским и Бусингольским землетряс ениями.

При деформировании земной коры афтершоковым процессом Алтайского землетрясения сохраняется положение этой условной границы при изменении типа деформирования в обеих частях афтершоковой зоны.

Мы полагаем, что полученные результаты являются серьезным доводом в пользу важной роли, которую играют изгибные деформации при землетрясениях. В силу того

что при изучении разрушения на образцах роль изгибной деформации современными исследователями также оценивается высоко, приведенные результаты могут служить и свидетельством самоподобия пластической деформации на разных масштабных уровнях.

Работа была выполнена в рамках Программы 16 РАН (проект 3) и при поддержке РФФИ (проект № 07-0500986).

Литература

1. Голъдин С.В., Кучай О.А. Сейсмотектонические деформации Алтае-

Саянской сейсмоактивной области и элементы коллизионно-блочной геодинамики // Геология и геофизика. - 2007. - Т. 48. - №2 7. -

С. 692-723.

2. Хилъко С.Д., Курушин Р.А., Кочетков В.М., Мишарина Л.А., Мелъ-

никова В.И., Гилева Н.А., Ласточкин С.В., Балжинням И., Мон-хооД. Землетрясения и основы сейсмического районирования Монголии. - М.: Наука, 1985. - 223 с.

3. Рогожин Е.А., Овсюченко А.Н., МарахановА.В. и др. Тектоническая

позиция и геологические проявления Алтайского землетрясения 2003 г. // Сильное землетрясение на Алтае 27 сентября 2003 г. -М.: ИФЗ РАН, 2004. - 112 с.

4. Костров Б.В. Механика очага тектонического землетрясения. -М.: Наука, 1975. - 174 с.

5. Ризниченко Ю.В. Расчет скорости деформаций при сейсмическом течении горных масс // Изв. АН СССР. Физика Земли. - 1977. -№ 11. - С. 34-47.

6. Юнга С.Л. О механизме деформирования сейсмоактивного объема

земной коры // Изв. АН СССР. Физика Земли. - 1979. - № 10. -С. 14-23.

7. Ризниченко Ю.В. Проблемы сейсмологии. Избранные труды. - М.:

Наука, 1985. - 408 с.

8. Кучай О.А., Муралиев А.М., Абдрахматов К.Е., Делъво Д., Дуч-ков А.Д. Суусамырское землетрясение 1992 г. и поле деформаций афтершоковой последовательности // Геология и геофизика. -2002. - Т. 43. - № 11. - С. 1038-1048.

9. Осокина Д.Н., Цветкова Н.Ю. Изучение локального поля напряжений и прогноз вторичных нарушений в окрестностях тектонических разрывов и в очагах землетрясений с учетом третьего главного напряжения // Поля напряжений и деформаций в литосфере / Под ред. А.С. Григорьева, Д.Н. Осокиной. - М.: Наука, 1979. - С. 163184.

10. Голъдин С.В., Тимофеев В.Ю., Ардюков Д.Г. Поля деформаций земной поверхности в зоне Чуйского землетрясения, Горный Алтай // Доклады Академии наук. - 2005. - Т. 405. - № 6. - С. 804809.

11. Делъво Д., Высоцкий Е.М., Клерке Ж., Кузъмин А., Маттон К., Селегей В.В., Тениссен К., Фернандес-Алонсо М. Свидетельства активной тектоники Телецкого озера (Горный Алтай) // Геология и геофизика. - 1995. - Т. 36. - № 10. - С. 109-122.

12. Панин В.Е., Елсукова Т.Ф., Панин А.В., Кузина О.Ю., Кузнецов П.В. Мезоскопические структурные уровни деформации в поверхностных слоях и характер усталостного разрушения поликристаллов при знакопеременном изгибе. Часть I. Мезоскопическая субструктура // Физ. мезомех. - 2004. - Т. 7. - № 2. - С. 5-17.

13. ГеккелерИВ. Статика упругого тела. - М.: КомКнига, 2005. - 288 с.

14. Буслов М.М., Зыгкин В.С., Новиков И.С., Делъво Д. Структурные и геодинамические особенности формирования Чуйской межгор-ной впадины Горного Алтая в кайнозое // Геология и геофизика. -1999. - Т. 40. - № 12. - С. 1720-1736.

15. Колмогорова П.П., Колмогоров В.Г. Современные вертикальные движения Алтае-Саянской области и их связь с новейшими движениями и сейсмичностью // Геология и геофизика. - 2002. - Т. 43. -№ 6. - С. 567-578.

Поступила в редакцию 15.11.2007 г.