Сейсмичность и сейсмическая опасность территории Казахстана

Нурмагамбетов, Алкуат

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Сейсмичность и сейсмическая опасность территории Казахстана
ВАК РФ 04.00.22, Геофизика

Автореферат диссертации по теме "Сейсмичность и сейсмическая опасность территории Казахстана"

РГ6

од

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ИНСТИТУТ ЗЕМНОЙ КОРЫ

На правах рукописи

УДК 550.34

НУРМАГАМБЕТОВ Алкуат

СЕЙСМИЧНОСТЬ И СЕЙСМИЧЕСКАЯ ОПАСНОСТЬ ТЕРРИТОРИИ КАЗАХСТАНА

Специальность 04.00.22 — Геофизика

ДИССЕРТАЦИЯ

на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук в форме научного доклада

ИРКУТСК, 1993

Работа выполнена в Институте сейсмологии ПАН Республики Казахстан г. Алматы.

Официальные оппоненты: член-корреспондент РАН,

доктор физико-математических наук,

профессор А. В. Николаев

(Институт физики Земли РАН, г. Москва),

доктор геолого-минералогических наук В. А. Потапов

(Институт земной коры СО РАН, г. Иркутск) ,

член-корреспондент АН Узбекистана, доктор геолого-минералогических наук, поофсссор Р. Н. Ибрагимов (Институт сейсмологии АН Республики Узбекистан).

Ведущая организация: Институт сейсмологии АН Республики Кыргызстан (г. Бишкек).

Защита диссертации состоится « » 1993 г. в «_»

часов на заседании специализированного Совета Д. 003.07.01 в Институте земной коры СО РАН по адресу: 664033, Иркутск-33, ул. Лермонтова, 128.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Восточно-Сибирского филиала СО РАН (при Институте земной коры).

Диссертация (научный доклад) разослана «</^7 г"-* 1993 г.

Ученый секретарь специализированного Совета, кандидат геолого-мипералогических наук ГО. В. МЕНЬШАГИН

ОВДАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

. Актуальность исследований. Наиболее густонаселенное, в то« числе и промшленно развитие районы юга и юго-востока Казахстана расположены в сейсмоактивных зонах, где в условиях интенсивного строительства и повышения концентрации населения всестороннее изучение сейсмической опасности является одной из важнейиих народнохозяйственных проблей. Сейсмические процессы здесь обусловлены неотектонической активизацией, способствую^ поддержания высокого сейсмического потенциала территории.

В пределах сейсмоактивного пояса Казахстана, простирающегося от 11рисырдарьинских Ка ьи-Куш в на западе через Северный Тянь-КЬшь до Рудного Алтая на северо-востоке региона, известны крупные сейсмические события, два из которых (Чиликское 1889 г. и Ке-минское 1911 г.) имеют магннтуду более 8. Средняя повторяемость сильных геилетрясений в различит частях пояса существенно различна. Современный уровень сейсмической активности территории весьма высок, что подтверадается данными инструментальных наблюдений и систематически картируемыми результатами их обобщения.

Очередные народнохозяйственные задачи Республики Казахстан требуют значительной детализации оценок сейсмической опасности территории крупных террнториально-проьатенных комплексов и развивающихся городов, расположенных в пределах сейсмоактивного пояса. Ваднейвей составной частью комплексных исследований в этом аспекте являются сейсмологические исследования, на которых базируется ревение задач при всех видах сейсмического районирования.

Цель исследований - оценка сейсмической опасности территории Казахстана на основе научения пространственно-временных закономерностей параметров сейсмичности и новых данных о строении среда Для достижения поставленной цели необходимо было решить следующие основные задачи:

1. Унифицировать макросейсмические и кнструмэнтальиые сейсш-логнческне данные- по территории Казахстана

2. Установить закономерности пространственно-временного распределения сейсмичности и составить комплексную сейсмологическую

- г -

основу карт общего и детального сейсмического районирования.

а Выявить особенности поля поглощения поперечных сейсмических волн и установить их свяаь с параметрами сейсмичности и элементами тектоники.

4. Составить карты сейсмического районирования разной детальности для сейсмоактивных районов Казахстана.

Исходный фактический материал. Работа выполнена на основе опубликованных работ и материалов по оценке сейсмической опасности сейсмоактивного пояса Казахстана и сопредельных территорий, выполненных автором самостоятельно или в соавторстве в Институте сейсмологии HAH PK. В работах, выполненных в соавторстве, автор был либо научным руководителем, либо инициатором и активным исполнителем.

В работе использованы экспериментальные материалы, полученные в Институте сейсмологии HAH PK и Комплексной сейсмологической экспедиции И<Х8 РАЕ С самого начала своей научной деятельности (с 1970 г.) автор непосредственно занимался вопросами региональной сейсмичности и оценки сейсмической опасности в рамках следующей тематики:

1 - Провести систематическое изучение режима сейсмичности Северного Тянь-Шаня и Джунгарии (Алма-Ата,1976); 2 - Составить новый вариант карты сейсмического районирования территории Казахстана в масштабе 1:2500000 (Алма-Ата,1975); 3 - Создать опытные полигоны и на них провести в период 1971-1075 гг. комплекс работ по прогнозу землетрясений (Алма-Ата,1975); 4 - Провести инструментальные наблюдения за сильными движениями в Алма-Атинской сейсмоактивной гоне (Госрегистрации Н 78083489. Алма-Ата, 1980) ; 6 - Комплексные исследования по выявления предвестников землетрясений на Алш-Атийскоы опытном геофизическом полигоне (Госрегистрации N 78039399. Алма-Ата, 1980); б - Комплексные геолого-геофизические всейсмэлогические исследования по выявлению сейсыогенкых зон с цедаю детального сейсмического районирования. в Алда-Атииском сейсмоактивном районе (Госрегистрации N 7803349а Алыа-Ата.1980) ; 7 - Комплексные исследования с цельс сейсмического микрорайонирования г. Алма-Аты (Госрегистрации N 80074267. Алма-Ата, 1980); 8 - Разработать проект станций на территории Казахской ССР для регистрации сильных землетрясений (Госрегитстрацки N 81085554.Алма-Ата, 1982); 9 - разработать оптимальный комплекс сейсмологических, геологических, геодезических.

геофизических исследований для целей детального сейсмического районирования (Госрегистрации N 81085559. Алма-Ата, 1984); 10 - Установить корреляционные связи меиду количественными характеристиками колебаний ?ти, механизмом и энергией землетрясений, строением среды с соответствующими вероятностны«:« оценками (Госрегистрации н 81085569. Алма-Ата, 1984); 11 - Разработать к внедрить унифицированные методы выдачи прогностических данных для полигонов и региональных центров по прогнозу зеигетрясенкй (Госрегистрации N 81085555. Алма-Ата. 1984); 12 - Провести детальное сейсмическое районирование в масштабе 1:500000 территории Алма-Атинского сейсмоактивного района (Гос ре гнет рации (I 81085558. Алма-Ата. 1985); 13 - Разработать рекомендации по вероятностному заданию сейсмических воздействий (Госрегистрации N 81085564. Алма-Ата,1085); 14 - Комплексные научные исследования за возбуддениой сейсмичностью в раЯоне Бартогайского водохранилищ (Госрегистрации N 80074268. Алма-Ата, 1985); 15 - Усовершенствовать штоды выделения зон возникновения окидаемых венлетрясений (зон ВОЗ); составить макеты карт зон ВОЗ для отдельных регионов СССР и систему унифицированных параметров сейсмичности для новой карты оберго сейсмического районирования (ОСР) терретории СССР - d пределах Казахстана ( Госрегистрации Н 0187.004808Й. Ала-Ата, 1090); 16 -Усовершенствовать методику детального сейсмического районирования (ДСР); провести ДСР территории кнтенсивиого народно-хозяйственного освоения Дяакбуло-Чшдантскога проырайоиа в Казахстане (Госре-гистращш М 0187.0048089. Алш-Ата, 1990).

Основные еацищаеыые положения заключаются в еле дуют и.

1. Характер затухания интенсивности сотрясений с расстоянием отражает региональные особенности тектонического строения региона: площадное распределение изосейсмальных сотрясений неодинаково для разных регионов Казахстана; коэффициенты затухания существенно отличается вдоль и вкрест простирания геологических структур, для бладгней н дальней гон, для землетрясений разных иагнитудных групп.

2. Оптимальный комплекс параметров долговременной средней сейсмичности при обцем н детальном сейсмическом районировании представляется в виде серии карт, количественно характеризующих современную сейсмическую активность территории Казахстана, ее отдельных частей и позволяющих выявить основные сейсмоактивные зо-

ны, дать оценку их вероятного сейсмического потенциала и расчи-тать среднюю частой/ повторения событий.

3. Поле поглощения короткопериодных поперечных волн в земной коре и верхней мантии характеризуется горизонтальной неоднородностью, коррелируюарйся с параметрами сейсмичности и других геолого- геофизических полей, что дает возможность использовать эти данные при оценке сейсмической орпасности.

4. Комплекс использованных сейсмологических методов, с учетом результатов сейсмотектонических и геофизических исследований, позволяет провести сейсмическое районирование развой детальности (ОСР,ДСР,СМР) сейсмоактивных районов Казахстана.

Научная новизна исследований заключается в следующем:

1. Разработаны принципы унификации исходных сейсмологических данных и соответствующие им альбом карт изосейст и каталоги землетрясений, па основе которых создана база макросейсютеских и инструментальных данных для территории сейсмоактивного пояса Казахстана.

2. Впервые в сейсмологической практике проведен детальный анализ архивных материалов о последствиях разрушительных Севе-ро-Тяньшавьских землетрясений (1887-1911 гг.), на основа которого составлена единая схема приращения балльности для г. Верного (ныне г. Алматы).

3. Изучены и установлены закономерности затухания интенсивности еемдетрясений с расстоянием для целей ОСР Казахстана, ДСР Алматинского промрайона и СЫР г. Алматы.

4. Исследованы и выявлены значимые различия параметра $ в пространстве на примере Алштинского промрайона. Проведено сопоставление полученной карты параметра / с эпицентрами сильных землетрясений.

6. Впервые на территории Тянь-Шаня и Памира реализован эффективный метод определения поглощения сейсмических волн, основанный на совместном анализе динамических характеристик группы Lg и ее коды. Достоинством метода является относительно высокая точность оценок суммарного поглощения, что обусловливает большую детальность картирования среды по данному параметру, а также возможность изучения коры и верхней мантии в районах, где отсутствуют сейсмические станции.

С. Проведено детальное картирование литосферы территории

Средней Азии и прилегагхцих районов но поглощении сейсмических волн. иснаружжы характернее особенности поля поглощения, паян*} для выделения сейемоопасных зон и для понтанни природы геодинамических приемов. Выявлена связь характеристик г:г:хя поглодеиия с элементами тектоники и сейсмивдостью региона.

7. Обнаружены признаки ярко вырахенной анизотропии поли поглощения в т-которих районах Средней Авии и предлол:на интерпретация таблюдаюаихся эМоктоб. ;

Апробация. Основные результату исследований были представлены и осуждались на межведомственных, всесоняных и международных совещаниях: на Всесоюзном совещании "Результаты исследований по прогнозу земле трясений" {Алма-Ата, 1980); на Всесоюзной сессии !.t>?CC "Геолого-геодезические методы исследований в сейемоопасных зонах" (грунза-Долинка,1081); на Международном симпозиуме "Внутрикоитинентальные горние области: геологические и геофизические аспекты" ( Иркутск,1987); на 27-ом Ц.-ддународном геологическом конгрессе, секции Ов и 09 (Цэсква, 1051); на Всесоюзной со-веоцнин "Новые методы районирования и изучения сильных землет-рясеннй" (Кишинев,1984); на Рабочем, совещании "Современная динамика литоефери подвижное поясов" (Москва, 1988); на Всесоюзной конференции "Математическое моделирование, в геофизике" (Повоои-Оирск,1083); на Научной сессии обвдго собрания Отделении наук о Земле Ail КазОСР (Алма-Ата, 19аЗ); на 13сеоо»юном совещании "Геолого-геофизические исследования в сейсмоопасных зонах СССР" (Зрун-зе-Долшпса, 1989); на Выездной сессии liTC Госстроя СССР (Ад-ма-Ата, 1989); на Советско-Китайском симпозиуме по прогнозу землетрясений ( Пекин.1091); на Казахстанско- Китайском симпозиуме по прогнозу землетрясений (Алма-Ата,1Q92).

Практическое s н а ч е н и о исследований заключается в следуодгм:

1. Унифицированные параметры сейсмичности региона п виде базы макросейсмических данных (альбом карт изосейст и таблица и а растров) и каталогов землетрясений являются научной сейсмологической основой для оценки сейсмической опасности территории сейсмоактивных районов Казахстана.

2. Установленные закономерности затухании интенсивности чем-летрксений с расстоянием, а такжн результаты детального анализа последствий сильнейших землетрясений на территории г. Серного положены в основу комплексной карты сейсмического микрораАенгровц-

ГГ.? I

имя г. Алматы.

3. Комплекс кар*, характеризующий особенности пространственного распределения параметров долговременной средней сейсмичности, являегся сейсмологической основой карт сейсмического районирования разной детальности.

4. Предложенная методика картирования литосферы по поглощению сейсмических волн позволяет более полно использовать информацию, содержащуюся в имевдэмся экспериментальном материале. Выявленные данные о существенной неоднородности поля поглощения имеют значение для решения проблем тектоники,сейсмичности и геодинамики, а также для решения задач сейсмического районирования.

5. Составленные карты сейсмического районирования различного вида дают оценку сейсмической опасности как в масштабе всей республики, так и при проектировании градостроительства, развития населенных пунктов различного назначения на стадиях схем и проектов районной планировки, размещения крупных промышленных и энергетических объектов, а также для определения предварительного объема и направления изыскательских работ, предшествующих состав-лени» проектов развития промузлов и генеральных планов городов.

Реализация результатов исследо-а н и й. Сейсмологические исследования автора реализованы:

- в карте сейсмического районирования территории Казахстана, являющейся составной частью карты СР-78 (СНиП П-7-81);

- в Швом каталоге и альбоме карт изосейст сильных землетрясений территории Казахстана , которые используются для организации наблюдательной сети и при проектировании различных объектов народнохозяйственного назначения;

- во Временной схеме сейсмического районирования Восточно-Казахстанской области и прилегающих территорий в масштабе 1:1000000, одобренной 17.01.1991 г. на Бюро 1ЮССС при Президиуме АН СССР и утвервденной 4.07.1991 г. Госстроем КазССР в качестве нормативного документа при застройке районов, пострадавших от Зайсанского землетрясения 14 июня 1990 года.;

- в Комплексных картах сейсмического микрорайонирования территорий городов Алматы. Жамбыла, Шшканта, Талгара, Сарыагача и ДР. (РСН);

- в Карте детального сейсмического районирования Алматин^кого промрайойа в масаггабе 1:500000, одобренной 28.05.1993 г. Гссзрх-строем РК и рекомендованной для практического использования;

- в Карте сейсмического районирования Еамбыл-Шымкентского промрайона в касштабе 1:1000000, подготовленной для внедрения.

Пуоликации. В аспекте проблем, затрагиваемых диссертацией, оггуС.иковшю 80 работ, из которых при написании данной работы использовано 7 монографий (в соавторстве) и 44 статьи, написанные единолично или в соавторстве и изданные в журналах: Известия All КазССР, сер. геолог.; Вестник АН КазССР; Известия АН СССР, сер. Физика Земли; Доклады АН СССР; Сборниках: Прогноз землетрясений, Сильные землетрясения Средней Азии и Казахстана, Вопросы инженерной сейсмологии. Землетрясения в СССР, Землетрясения Средней Азии и Казахстана и других .

Благодарности. Ш всех этапах работы автор оцуг^л постоянную поддержку со стороны члена-корреспондента АН Армении И. Л. Шрсесова.

Отдельные результаты получены в течение длительной совместной работы с А.Сыдиковым (иакросейсшоса и инструментальная сейсмичность) и КХ Ф. Копничевым (погловдние).

В обсуддении работы принимали активное участие К-Дкануза-ков, Р. Н. Ибрагимов, И Ф. Копничев, В. !i Кочетов, А. Я. Курскеев, IIII Шихайлова, А.Сцдыков, А.ЕТимуи, R И. Шацклов, чьи добро»'ла-тельные советы и полезные замечания' по отдельным проблемам способствовали написанию работа

В обработке материалов и подготовке рукописи неоценимую по-когз> ок аали сотруднюо! лаборатории региональной сейсмичности.

Гч^м им автор выражает самую глубокую признательность.

1. ОЕЕШЕ НЕТОДИЧЕСКИК ВОПРОСЫ СЕПСЫОЛО ГНЧВСККХ ИССЛЕДОВАНИЯ /1-6,8,0,11, 12,14,33,38,40,41,46-49/

Как известно, основу оценки сейсмической опасности конкретной территории составляют сейсмологические {макросейоиичоские и инструментальные) и геолого-структурные < главным образом неотектонические) данные, характеризуюсь? особенности и условия проявления землетрясений. Представляя самостоятельный интерес, указанные направления в целом допольяюг друг друга при регении с-Сфй проблемы - оценки сейсмической опасности отдельных регионов и выдачи конкретных рекомендаций проектным и строительным организациям. В этой цепи изучение региональной сейсмичности и осоСонностей

сейсмического режима занимает особое место и является одним из основных элементов.' К настоящему времени получены данные, помогающие понять ряд закономерностей развития сейсмического процесса и особенности проявления землетрясений. Вместе с тем часть вопросов (пространственно-временное распределение сейсмичности, оценка Кмзх и др.) находится в стадии исследования и требует экспериментальной проверки или статистического подтверждения.

Методика и практика сейсмологических исследований для оценки сейсмической опасности формировались десятилетиями. В настояние время определились и в дальнейшем, вероятно, сохранятся следувдне направления сейсмологических исследований:

1. Изучение особенностей проявления сильных землетрясений.

2. Исследование пространственного распределения параметров долговременной средней сейсмичности.

3. Разработка новых методик оценки сейсмических условий разных зон.

Практика показывает, что проявление сильных землетрясений -это один из основных показателей уровня сейсмичности. Пээтому максимально полное использование всех достоверных сведений о па-■ лео- и исторических сильных землетрясениях имеет особое значение. Однако на территории Казахстана и в прилеганиях районах исследования по палеосейсмодислокациям не получили широкого распространения. Специальных сейсмогеологических исследований по выявлению палеосейсмогенных структур всей рассматриваем^ территории не проводилось, имеются работы лишь по отдельным районам Северного Тянь-Шаня и Джунгарии, результаты которых использовались на стадии детального сейсмического районирования отдельных пром-районов.

В то время как макросейсмические сведения о разрушительных землетрясениях конца XIX и начала XX веков, а также о современных сильных и ощутимых землетрясениях характеризуется большой детальностью и надежностью.

Параметры долговременной средней сейсмичности определяются на основе анализа карт эпицентров землетрясений, графиков повторяемости и карт сейсмической активности. Естественно, что надежность этих данных, в значительной степени, определяет надежность и достоверность всех последующих выводов. Поэтому при сейскч"¿ги-ческих исследованиях на территории Казахстана большое внимание уделяется методам определения координат эпицентров, глубин очагов

- 9 -

и оценке точности этих определений.

Наиболее устойчивым показателем долговременной сейсмичности является сейсмическая активность, определяемая уровнем графики повторяемости К настоящему времени с помощь» этого важнейшего параметра сейсмического режима оценена сейсмичность всей территории Казахстана и его отдельных сейсмоопасных районов.

К числу дополнительных параметров, привлекаемых для выделения сейсмоактивных зон по сейсмологическим данным, следует отнести высвобожденную энергию за определенный период, по распределению которой отдельны«' зоны прослеживаются лучое чем по суммарной высвобожденной энергии. Кроме того, сопоставление положения очагов сильных землетрясений с распределением параметра Í по площади показало, что сильные землетрясения Северного Тянь-Шиля и Джунгарии приурочены к областям пониженных значений параметра J".

В качестве нового элемента в методике оценки сейсмической опасности предлагается картирование территории по поглопетш сейсмических волн. Метод основан на использовании динамических характеристик короткопериодной группы La и сейсмической коды и обладает высокой точностью оценки суммарного поглоцения. Анализ данных и сопоставление с сейсмичностью показали приуроченность очагов землетрясений к границам разнородных по поглосушто участков. При этом, как правило, сильнейвие землетрясения тяготеет к протяженным зонам повышенного погловкния, на границах которых параметр псгло!ц?ния претерпевает резкий скачок.

Ниже, в достаточно разработанном виде, рассмотрены результаты использования сейсмологических методов для сценки сейсмической опасности. Безусловно, выполненные построения и выводы будут уточняться и дополняться по мере поступления новой научной информации, однако, на данном этапе сейсмологическая изученности, они послужат еце одним приближением к реальной оценке степени сейсмической опасности территории Казахстана.

2. ОСОБЕННОСТИ ПРОЯВЛЕНИЯ СИЛЬНЫХ ЗЕЦЛБТКЮЕНИЛ НА ТЕРРИТОРИИ КАЗАХСТАНА

Территория юга и юго-востока Казахстана неоднократно являлась ареной сильных землетрясений, сведения о которых сохранились в летописях и архивах. Это существенный дополнительный материал. позволяющий расширить временной интервал возможного изучения i-i ii

землетрясений для оценки сейсмической опасности. Систематизация и унификация этого фактического материала с привлечением современных данных о проявлении сильных землетрясений имеют первостепенное значение для решения задач сейсмического районирования.

2.1. Палеосейемогеологические данные

Палеосейсмогеологическая изученность территории Казахстана, на основе которой устанавливаются сведения о палеоземлетрясениях, очень неравнозначна. Наиболее представительный материал в ходе специальных крупномасштабных сейсмогеологических исследований собран по Алматиискому сейсмоактивному району (хребты Заилийский и Кунгей Алатау, Кетмень).

Изучение сейсмодислокаций,сопутствующих сильнейоим землетрясениям конца XIX - начала XX веков на Северном Тян-Шне, осуществлялось при их обследовании основоположниками сейсмотектоники И. Е Ыушкетовым ( Верненское 1887 г. ), К. И. Богдановичем ( Кеминское 1911 г. ) и др. Более поздние исследования в этом направления осуществлены О. Е Бажановья.1, Р. Е Болотовым, Е А. Галичем, Е Н. Крестни-ковым, К. Т. Куликовским, А. Е Тимушем, R II Чабдаровим и др., которые не только подтвердили сохранность остаточных деформаций при указанных сильнейших землетрясениях, но и позволили обнаружить еейсмодисло!сация, не описанные ранее и не связанные с известными землетрясениями. По мнению Е А. Галича они, предположительно, связаны с ещэ более значительными катастрофами, происведцими гораздо раньше, чем известные сильнейшие землетрясения, сведения о которых история до нас не донесла •

В хр. Дяунгарского Алатау, по данным R IL Чабдарова и Е А. Галича, также имеет место широкое распространение палеосейсмодисдока-ций. Плотность их распределения находится практически на одном уровне с Северным Тянь-Шанем. Отсутствие крупных событий по сейсмологическим данным и специальных сейсмогеологических исслед-дований не позволяет на сегодняшний день установить принадлежность их к определенному временному этапу и их связь с определенной зоной разломов. Тем не менее,встречающиеся повсеместно в Джунгарии палеосейсмодислокации свидетельствуют о высокой тектонической активности региона в недавнем прошлом (голоценовая да).

В Каратау-Таласском регионе палеосейсмодислокации изучены очень слабо, за исключением выделенных здесь К. Т. Куликовским

сейсмограБитационных остаточных деформаций, которые возможно вызваны подвижками по Северо-Киргизской зоне разломов.

Практически отсутствуют сведения о палеосейсмодислоклциях в Восточном Ка^р/:тане (ТарСагатай, Рудный Алтай), северных и северо-западных окраинах хр. Каратау, в пределах равнинных предгорных впадин.

2.2. Структура макросейсмнчесюэго поля

Цжросейсмические исследования являются важнейшей составной часть») комплекса работ по оценке сейсмической опасности. В ряде случаев репк:ше, полученное макросейсмичесшши методами, шжет оказаться наиболее обоснованна и точным за счет привлечения большого однородного наблюдательного материала.

2.2.1. Региональные макросейсмические исследования /1-5,8,9,11,12,14,15,27,41,43-45/

Шкросейсмиче-ские даннш о сильных и ощутимых землетрясениях Казахстана весьма разнородны по своему содержишь. Причем, полнота и детальность их различна для разных районов. Из-за слабой и неравномерной заселенности территории Республики, а так») в связи с особыми историческими условиями ¡сивити.!, м^осросейсинческно данные простых лет очень скудны по северным, западным и восточным районам сейсмоактивного пояса Казахстана. (¡нкболее достоверные данные им-гиттся но Джунгаро-Северо-Тяныиньсксму региону начиная СО ВТОРОЙ половины XIX века.

йесь име>чшйся материал бил рассортирован по качеству на две группы. первую составили наиболее поли«? и надежны? даннш, на основании которых построены карты изосейст и даны оценки параметров землетрясений.

Вторую группу макросейсмических данных составили в основном далеко исполни, и нередко противоречивые сведения о характере проявления землетрясений. Они шлоинформативны и рассматривались в ячестве дополнительных.

Цзкрссейсмические данные, всаедщие в нерву« группу, пересмотрены с единой точки зрения. Унификации подвергнуты картографи чес1-ая основа, методика обработки и представление результатов. На основании утих данных построен альбом, который включает 22 индивидуальных карты Ниооейст. По величине 1о карты распределены ело-

душим образом: 1о-9 баллов - 3 вт. ,8 баллов - 3 шт. , 7 баллов -6 т., 6 баллов -10 шт.

Характер плошэдного распределения изосейсмальных сотрясений на территории Казахстана достаточно объективно отражают индивидуальные карты изосейст. Для сильнейших Северо-Тяньшаньских землетрясений характерна большая область распространения сотрясений. Изосейсты их , как правило,приближаются к форме разновеликих эллипсов,- которые в зонах максимальных сотрясений наиболее упловрны и ориентированы длинной осью по простиранию основных геологических структур. При этом вытянутость (отноиение полуосей изосейст) меняется от 13 при 11-10 баллов до 1,8-1,7 при И-7-б баллов.

Изосейсты Каратау-Таласского и Джунгарского регионов имеют четко выраженное направление по простиранию основных геологических структур. Однако вытянутость изосейст меньше, чем на Северном Тянь-Шане.

По мэре перемеадзния эпицентров землетрясений к равнинной части сейсмоактивного пояса изосейсты принимают слабо вытянутую форму,нередко несогласующуюся с простиранием поверхностных геологических структур.

Обработка карт изосейст проводилась по общепринятой методике с последующим определением некоторых параметров землетрясений и их очагов. При этом для одновременного графического определения глубины очага землетрясения и средней величины коэффициента затухания автором совместно с А.Сыдыковым разработана макросейсии-ческая палетка Исходными данными являются величины, которые менее подвержены случайным ошибкам - средние радиусы или площади изосейст и их интенсивность (рис. 1). Номограмма используется в практике сейсмологических исследований в учреждениях Средней Азии и Казахстана

Карта сводных изосейст представляет собой суммарную картину распределения на земной поверхности .наблюдавшихся сотрясений и построена по фактическому распределению сотрясений. Изосейсты на ней проведены как огибающие линии каадого балла и дополнены расчетными данными с учетом средних коэффициентов затухания.

Максимальная интенсивность сотрясений (9 и более баллов) наблюдалась на площади 14,0 тыс. кв. км и приурочена к хребтгц Заи-лийский и Кунгей Алатау . 8-балльные сотрясения занимают площадь 45,2 тыс. кв. км и протягиваются вдоль Северо-Тяньшаньской зо-

Pl'C. I. Нош гра!,:!,:.1 O^IOupO.V-OHHOlV "I'.ruЯО'ЮПИЯ

riyaVm: í)4-ir;< h Kott&K'.U'attvA hntyvMva 'fi .

•i-i KM

ни. Значительные площади юга Казахстана (125,7 тыс. кв. км) охвачены 7-балльными сотрясениями.

2. 2.2. Анализ макросейсмических данных по г. Алматы/6,20/

Цель исследований - выявление дифференциации сейсмической интенсивности нз территории г. Алматы в связи с задачами сейсмического микрорайонирования (СЫР).поскольку макросейсмические данные являются единственным критерием достоверности применяемых методов сир.

Сильнейшие землетрясения, происведщие вблизи г. Алматы (10-балльное Верненекое 1887 г. ,10-11-балльное Чиликское 1889 г., 10-11-балльное Кеминское 1911 г.) остаются самыми значительными событиями текущего столетия для г. Алматы как по объему разрушений, так и по масштабу и характеру поверхностных нарушений.

В дополнение к опубликованным материалам И. Е Цутакетова, К. Я Богдановича и др. по этим землетрясениям нами собраны и проанализированы материалы,хранящиеся в Центральном Государственном Архиве Казахстана (ЦГА) и Центральном Государственном Архиве кинофотодокументов и звукозаписей (ЦГКЗ) Казахстана Так, по Еер-ненскому землетрясению собраны данные обследования 1000 домов, по Ке минскому землетрясению - 958 домов и по Чиликскому землетрясению - 491 домов. Особо следует отметить, что удалось точно воссоздать план Верного (ныне Алматы) к моменту землетрясений, восстановить адреса и тип поврежденных и разруганных строений.

Обработка и анализ собранных материалов по единой методике позволили получить объективную картину распределения интенсивности сотрясений в Верном в результате указанных землетрясений. На карте распределения балльности по Кеминскому землетрясению выделены три зоны различной интенсивности (рис.2а): 1- зона (8-8,5 баллов), П-зона (8,5-9 баллов) и Ш-зона (более 9 баллов). В целом наблюдается заметное возрастание степени повреждения зданий от юго-западной и южных окраин города к центру и северо-востоку. Наибольшие повреждения наблюдались в северо-восточной части города (Еольве-Алматинская и Иало-Алыатинская станицы, Татарская слободка).

Картина распределения балльности на территории города при Верненском землетрясении получилась несколько мозаичией. Границы

— И}

тшинтскЛ

ювВВШШШШсЗ, \вй0вя8 шив ивншввкв швея ■ еагайв%_ аиюииа

аааааввви \нввгаи8 ^■••■.¡.•.■■.н

---- ш ев а вй-

ашяоа ЯЯЯП

^лаыд ]

nf.il

зщавдаалвщ.чшгвэвааа ¡ЯВНЯвгавгаазвнившви

игаи I ЕЗбвивввг&ва вшйкош В9ВВВВВВ9ВШВЙШ

ааашашшшшаишшш ашшаЕааашшгагзйаа ш авй шоаишаш ашшша йшнашвайшашвгййшваа овавоввашвнвввовзншипэтвБЗ а00!зав0эш0(3{зшвп)йвшшшао/йа

ооашша осзэЕза ймввсоэаа ЗйдоанЕанва йвшаайяшшш ва(вш»вва(я

ПЗ

шз

ш □

□ I

Лит*

КАЛЛЫ 4 к)

«•« в

гв

Т Л * *' Г '« Т

Рно. .2а. Карта распределения балльности в

г.Верном при Кемшсхон землетрясении 1911г.

СЕПсваоосопгашшпаппши оозаааааоасадодяспоаа

Шасзодоооооосциг оооор псЬоааа. слшасэсзпоа саосопиаоппадмоооспоо оасаоа1/тпаоо[1попиооо[)риа оопгюсагасНиооЛопопо

во888Ы88й18В8Вавроа

оаппоаопсойоатааорпоо юооаЩдрришришщш

Рис. 26. Прярвщсния балльности на территории г.Вирного по ютро-сейсмическпм данным.

между вонами различной балльности нечеткие. Тем не менее, удается наметить основные Закономерности в распределении балльности и разделить всю территорию города , по аналогии с Кеминским землетрясением, на отдельные зоны (1,П,Ш).

Картина распределения балльности по территории города при Чи-ликском землетрясении ( от 6-7 до 8 баллов) более однородна, чем при предыдущих землетрясениях, поэтому однозначно выделить зоны различной балльности по городу практически невозможно. Тем не ise-нее, довольно четко наблюдается усиление интенсивности в северо-восточном направлении.

Таким образом, анализ распределения сейсмического эффекта по характеру разрушений на территории г. Верного при Еераеиском 1887 г. .Чиликском 1889 г. и Каминском 1911 г. землетрясениях позволил выделить зоны различной интенсивности. Их границы, в основном, хороио согласуются. Зоны наибольшие разрушений при всех землетрясениях приурочены к северо-восточной окраине, центральная часть города характеризуется относительно нормальными условиями, а вг-ная и юго-западная части - благоприятными.

Результаты независимой статистической обработки, кмэюцргося . шкросейсмического материала, подтверждают достоверность,полученных вьше выводов, относительно распределения балльности по территории города Все это позволило составить окончательную схему приращения балльности на территории города по ыакросейбмическим данным ( рис. 26), которая использована как макросейсыическая основа комплексной карты сейсмического микрорайоиировання г. Алматы.

2.2.3 Затухание интенсивности землетрясений с расстоянием /2,5,6,10,16,26/

Изучение характера затухания балльности с расстоянием проводилось в разрезе решения трех задач: ОСР, ДСР и СЫР.

В задачах ОСР Казахстана эти данные необходимы для перехода от зон возникновения очагов землетрясений к сотрясениям на поверхности Земли. По сути решалась задача определения региональных коэффициентов в известных уравнениях макросейсмического поля. Следует отштить, что для юга Казахстана при сильных земл-' ясе-киях отчетливо заметен эффект поглощения. В связи с этим коэффициенты определялись для ближней и.дальней зон, а также раздельно с учетом и без учета размеров очагов (табл. 1). Поскольку затуха-

ние интенсивности сотрясений вдоль и вкрест простирания основных геологических структур региона существенно отличается, то определение коэффициентов проводилось раздельно.

Таблица 1 Значения коэффициентов ^ и с

Интервал Ср. (без й<рест Вдоль струк- Вдоль струк- Ср. < с

расстояний. учета раз- струк- туры* без уче- туры (с уче- учетом

км мера очага) туры та раз. очага) том раз. очага разм.)

(Г | С (ГТС (Г с 1Г | С ¿г\'С

До 180 км 3,6 3,3 3.7 3,1 3.3 2,9 3,0 2,2 3,3 2,6

180 км - 6,65 10,0 6.6 10.9 6.6 8.1 6,4 9.7

Для целей ДОР представляет определенный интерес установление пги»на убывания балльности с расстоянием для землетрясений различных магнитудных групп, поскольку сводни; кривые затухании со-веряенно не учитывают эту зависимость. Хотя наличие такой зависимости достаточно очевидно и отмечается В литературе, недостаточность исходных данных не позволяла исследователям изучить ее на примере конкретной территории. В этом отнооекии Алыатииекая сейсмоактивная зона, где в текудам столетии произсаио нескольш сильных землетрясений с мэгнитудой от 4 до В. для которых имеются надежные маадосейсмические данные, является онкольной.

Исходными данными для построения граммов затухания балльности с расстоянием для различных ыагнитуд (раздельно - вдоль и вкрест структур) послужили данные, воиедвде в 1-группу мак-росейсмических данных (ем. раздел 2. 2.1.). Обо'й количество карт изосейст, использованных для построения графиков затухания в зависимости от магиитуды землетрясения, составило 17. Распределены они по мапштудным группам следующим образом.- М - 8 - 2 да.. 6,6 -7,0 - 4 шт. . 6.1 0,6 - С шт. . 5,3-5.8 - 3 СТ., 4,1-5,0 - 4 шт. . 3.0-3,9 - 2 шт.

Кривы** затухания получены путей осреднения данных на сводных графиках по магшггудныы группам от дольно. В случае недостаточности исходных данных средние кривые проводились с учетом осреднение» криной на сводном графике путем экстр.июляиии. Таким обра-:>-11 л

эом, сведенные в один график отдельные кривые составили семейство кривых затухания по различным ыагнитудиым группам (рис.3).Указанные графики могут рассматриваться как реаишые кривые затухания интенсивности сотрясений в зависимости от гипоцентральных расстояний за пределами очаговых зон и лучше отвечает требованиям ЛОР.

Б практике СМР имеет место случай, когда, подразумевая плавное изменение интенсивности землетрясений с расстоянием, исследователи . регламентируют себя некоторой условностью: считать балл неизменным в пределах всей территории. заключенной внутри изосейсты, и при переходе через нее - изменять его на единицу. Для преодоления этих затруднений при обосновании схемы сейсмического микрорайоиирования необходим учет плавного затухания сейсмической интенсивности с расстоянием от возможных вон ВОЗ.

Для детального изучения формы кривой затухания от зон ВОЗ, представляккцих потенциальную опасность для г. Алматы, использованы имеющиеся макросейсмические дашше для района г. Алматы (гарт и изосейст девяти сильных землетрясений). Изменение балльности землетрясений изучалось вкрест геологических структур от хр. Заа-лийского Алатау к долине р. Яки в направлении с юга на север. Это . связано с односторонним расположением зон ВОЗ относительно Алматы и тенденцией развития города.

Кроме того, для построения эталонного графита затухания привлекались материалы инструментальных сейсмометрических наблюдений станции ЦОС "Алма-Ата" и специальных профильных сейсмологических наблюдений через территорию города. В качестве одной из составляющих информация о затухании сейсмической энергии с расстоянием использовала таю&е амплитудная кривая по Каскеленскому профилю ГСЗ, полученная И. К. Пускаревиы и К Я Е^циловш.

Объединение различных групп данных (макросейсмическке и инструментальное) и получение осредненной кривой затухания проводилось о учетом соотношения между макросейсшческой шкалой и инструментальными данными. В результате получена сводная кривая, характеризуюсь убывание интенсивности землетрясений в субмеридн-ональном направлении от участков, представляющих сейсмическую опасность для г. Алматы. Сводный график затухания привязан по уровню (I -9 баллов) к данным Верненского землетрясения и гдужит обойденной характеристикой плавного затухания кнтенсивкост. цщ-них землетрясений Алматикского района в субмеридиональном направлении.

y.f

X/X

\ \W\

íо

3,o

100С

\\\

\ \ V ' \5 Л

\ \

л\\

{О

45 i

й, m

iООО

îbo. .3. Графики затухания антапсивноств сотрясеккй для раздачи» магкигудшж г;.угш (А,-вдоль структзры,Б-вкрест):1- Ucp.=4,5;2- Кер.=5,5; 3- Мер.=6,5; 4-S¿cp.=7,5; S- Мер.=8,1,

Таким образом, сбор, систематизация и анализ ыакросейсми-ческих данных по сильным землетрясениям Казахстана позволили выявить особенности распределения сейсмических сотрясений на поверхности Земли и установить характер затухания интенсивности землетрясений с расстоянием и ыагнитудой землетрясений. Полученные данные позволяют дать объективную картину максимального уровня сейсмической опасности применительно к задачам сейсмического районирования территории. Казахстана разной детальности.

3. ХАРАКТЕРИСТИКА СЕЙСМИЧНОСТИ ТЕРРИТОРИИ КАЗАХСТАНА

К настоящэму времени накоплен обширный фактический материал по сейсмичности юга и юго-востока Казахстана благодаря широкому развитию в южных районах республики сейсмической служба Накопление больного объема данных и совершенствование методов изучения землетрясений позволили провести оСоСигэние имеющихся материалов на качественно новой основе.

Комплекс региональных исследований, охвативших юань» а юго-восточные районы Казахстана, объединял два основных направления: 1) оценка параметров долговременной, средней сейсмичности для обоснования уровня сейсмической опасности территории; 2) изучение пространственно-временных вариаций параметров сейсмичности для прогноза землетрясений. Предлагаемые ниже результаты подводят итоги исследований по первому направлению.

3.1. Эпицентральное поде землетрясений /1-3,5,13,17-19,25,30,31,34,43-45,47-60/

На основе распределения эпицентров землетрясений в пространстве изучается связь сильных н слабых землетрясений на разных энергетических уровнях,проводится сопоставление сейсмологических и геологических данных, выявляются основные закономерности сейсмического процесса и т.д. Надежность этих выводов находится в прямой зависимости от достоверности определения основных параметров землетрясений и оценки их точности. Этому вопросу на разных этапах исследований уделено особое внимание. Проведенная работа по унификации исходных сейсмологических данных позволила по шить однородный представительный материал по сейсмичности территории.

Сильные землетрясения. В основу изучения

сейсмичности Казахстана по сильным землетрясениям положены д:шик> каталога сильных землетряеений с M* t, Р.. В нем содержатся сведен«,! о параметрах землетрясений на территории Казахстана и прилега»мз!х районов иачиг i с древнейших времен по 1W30 г. Сук-стсенным до-иолн^шк-м яплл-гтоя включение в каталог материалов последних лот. унифицированной макросе Д-здической информации и уточненных параметров отдельных землетрясений, воик?дцих в "Новый каталог сильных землетрясений" ( 1977).

Судя по характеру эшшентрального поля, основная сейсмическая деятельность развивается в пределах энергетически мощной СЧве-ро-Тянываньской зоны. Et- восточное продолжение простирается далеко на территорию континентального Китая. По направлению на з;шад она прослеживается до г. ЖамОилз.

Данная зона, как одна из высокосейсмичных областей Средней Азии и Казахстана, подвержена частим и сильным землетрясениям. Особенно активны ее центральная и восточная части. Только за последние немногим Солее 100 лет здесь произошло более ЕО землетрясений с tJ>fi. С|н>дн них сильнейшие Ееловодское 1855 г. ,Б?р-не нагое 1087 г., Чиликское 1889 г.. Кеминское 1911 г., Кекн-но-Чуйокое 1938 г., которые сопровождались сейсмотектоническими деформациями протяженностью до сотни километров. Подобные и. возможно, дал? более сильные сейсмические события, судя по описанным В. Н. КрестникоЕ<ым, il А. Галичем и другим данным, происходили здесь и в голоцене.

Следующая по сейсмическому потенциалу - Джунгарская зона, значительны часть которой расположена в пределах территории КНР. Она динамически связана с расположенной здесь высокоактивной Бо-рохоринской зоной. Данная зона характеризуется многочисленными землетрясениями сродней с или. а крупны» события главным образом приурочены к хр. Dopoxopo.

По характеру проявления сильных землетрясений Джунгарская зона неоднородна. 11л уровне меридиана 80 в. д. она разделена асейсмичным блоком на два участка. На карте хорошо прослеживается группирование (сгув*гние) ышцентК'В на этих двух участках.

Особо следует остановиться на поперечной зоне, протягиваю-Фйся вдоль восточного побережья оз. Иссык-Куль в северо-западном направлении и перееек:ша>'й Севере-Тяньшаньскую зону. Обращает на себя внимание тот Фист, что эпицентры землетрясений, по рхюнред.?-лини». которых выделена данная иоиеи'чиая зона, относятся к

| 1 II

последним 20-30 годам. Там после ряда сильных землетрясений 1951-1660 гг. в районе хр. Хантенгри в близмеридиональном направлении от этого района произошли Сарыкамысское 197'0 г. ,То-гансайское 1075 г., ¡Еаланая-Тюпское 1078 г. землетрясения, а на северном конце этого направления в 1979 г. произошло Баканасское землетрясение. Эгот факт свидетельствует о том,что проявление сейсмичности во многих районах Алматинской сейсмоактивной зоны определяется в значительной степени активной ролью этого сейсмического линеамента.

На западе территории выделяется участок аномального сгущения эпицентров сильных землетрясений в районе Центрального Кызыл-Кума. Сильнейшим событием этой зоны является землетрясение 1929 г. с М-6,4 с значительным числом афгерыоков. После 40-летнего гатишь и здесь в 1966 г. и в 1968 г. произошш два землетрясения с №»4,5 и 5,1 соответственно. Отнесение этого района традиционно к областям умеренной сейсмичности из-за низкого уровня слабой сейсмичности в достаточной мере условно.

Низкий уровень сейсмичности по сильным землетрясениям фиксируется в Восточном Казахстане (Рудный Алтай,ТарСагатай), хотя по геолого-геофизическим признакам (контрастность новейших тектонических движений, глубинные разломы и т. д.) этот регион доллэн иметь значительную сейсмическую активность. Подтверждением этого может служить происшедшее 14 июня 1990 года Зайсанское землетрясение с и-7,0. Известные здесь эпицентры модао объединить в две группы: Западно-Алтайскую и Алаколь-Зайсанскую. Внутри этих групп выявить какие-либо закономерности в распределении эпицентров не удается. Возможно, определенную роль в этом играет низкая точность определения положения эпицентров, местами достигшем 50 км и более (практически все землетрясения произошли в ранние годы).

Слабые землетрясения. В основу изучения сейсмичности территории по слабым землетрясениям положены каталоги землетрясений за 1930-1990 гг. с «-3,1-5,0; за 1955-1990 гг. с К-8,6-12,5 и данные локальной сети наблюдений для Алматинского полигона с К*5,6 за 1981-1990 гг.Соответственно исследования пространственно-временных закономерностей распределения землетрясений проводились на основе сводных и поэтапных карт эпицентров. построенных за указанные интервалы времени. Многочислен ость и ненадежность данных о глубинах очагов землетрясений на еодьпгай части сейсмоактивного пояса Казахстана (за исключением территории

Алматинского полигона) не позволяет рассмотреть в полном сбкчю пространственное распределение землетрясения, поз тому все исследования сеноганы на ннг»лизе эпинентралыюго поля.

Рассмотри f i'.e-x гарт эпицентров позволяет еделч.'Ь достаточно очевидный гывод о неравномерности распределения землетрясений. Эпицентры землетрясений заполняют boj территории, отличаясь раз личной плотностью для различных участков. Высокая концентрация эпицентров приурочена к Северо-Тянываньской и Джунгарской зимам. В пределах Северо-Тяньваньской зоны наибольшая плотность наблглз-ется в центр;1лы1-.-й н восточной частях, где активность стая высокая по сравнению со всей территорией сейсмоактивного пояса.

Западнее 'П° меридиана плотность эпицентров значительно шип?. При анализе {«определения сейсмичности по 10-/.г гним nt-риодам сохраняется та ж? тенденция - высокая активность в центральной и

восточной частях и резкое с-е падение по направлении на запад.

Интересно проявление сейсмичности в ДжунгарскоЛ зоне. На уровне меридиана 80°зона четко разделена асейсмичшш "коридором" сириной около -10 км на два участка примерно с одинаковой плотностью.

lia остальной части территории Казахстана эпицентры слабых землетрясений распределены равномерно", локализовать какие-либо участки аномального егуадшя эпицентров не удается.

Сопоставляя распределение эпицентров с К> 5,6 за период 1081-1900 гг. с эпицентрами с К-9-12 за tyGS-tO'JO гг. иэлсно конетатщчл'-ать, что в основном характер распр'деления слабых землетрясений сохранился. Pw;0Tt} с тем, вцделяот;,>( некоторые особенности. Так, эпицентры слабых землетрясений (К*5,б) логеиизуигся в пр? делах полос северо-.восточного и се верю-западного направлений. Лервг-му соотв.'тстпуит эпицентры к иго-востоку от г. Алкмты до се -керо- восточного побережья оч. Иссык-Куль, а второму - полоса, на-чинаищчяся на северо-ноетоке оз. Исеик-Куль и протнгиг.апааяся дл ло~- на i>"'Ee| o-HoeTwK.

Клргнна распределения с.йомичноети по плосггди дополнена глу биниыми рн1зрезамя на территории Алматинского промрайона в пределах линейно-вытянутых зг.н. днчлип данных показывает, что распре-д».-д нш cmrc» землетрясений но глубине яилт-тся резко пеоднород iHw. lluiCo.uujert глубиной очагов землгтряеониЛ характеризуется узка я полоса i) пределах хр. Kymva Алатау, где она достигает знач-.-ний ■! км и гч1Л1.-е. :>га л?оС-енно.-.-ть хорс-шэ подчеркивается на карг/

глубины залегания подошвы сейсмоактивного слоя (рис.4). Наиболее протяженная зона со значениями глубин 35 км и более приурочена к осевой части хр. Кунгей Алатау. Изолинии глубин более 30 км занимает площадь в пределах хр. Заилийекий и Кунгей Алатау, достигая в длину около 180 км при ширине 20-40 км. Изолинии глубин 20 км на севере района образуют две полосы почти широтного простирания, которые в своей центральной части пересекаются с зоной северо-восточного простирания.

Графики зависимости минимальной глубины возникновения землетрясений от их энергии показывают, что Нмин увеличивается с увеличением энергия землетрясения. В качестве примера отметим, что для землетрясений с К=13 минимальная глубина равна 10-15 км и более.

Сопоставление распределения эпицентров слабых и сильных землетрясений доказывает, что связь между ним; при качественном анализе представляется достаточно сложной. В первую очередь следует отметить, что эпицентры сильных землетрясений довольно отчетливо приурочены к областям скопления многочисленных слабых толчков или их краевым частям. Эти участки высокоактивны и в настоящее время. Более того, очаги сильных, как правило, приурочиваются к участкам, которые характеризуются более глубоким положением сейсмоактивного слоя. Фактически все сильные землетрясения приурочены к зоне, где глубина очагов достигает 30 км и более.

3.2. Количественные характеристики сейсмичности и параметры сейсмического режима /2,3,5,18, 22,24,25,30,31,34,35,37,43-45/

Современное сейсмическое районирование базируется на гипотезе постоянства долговременных средних параметров сейсмического ре-жиш во времени. Вместе с тем, эти же параметры в пространстве значительно меняются, и на этом основан прогноз Кмах(Ммах). в зависимости от сейсмической активности А и угла наклона графика повторяемости $ .

График повторяемост и. Для территории сейсмоактивного пояса Казахстана получены довольно устойчивые значения наклона графиков повторяемости: в пределах 0,41-0,52 (средняя 0.481. Значения параметра рассчитывались на основе унифицированных каталогов землетрясений, описанных выше с учетом представительности данных по сроку наблюдений, района и энергетического

уровня. Для каждого района построены от двух до четырех графиков: сводный (с использованием макросейсмических и инструментальных данных) и за периоды наблюдений 1951-1990 гг. (К?9), 1961-1990 гг. (К>8), 1980-1990 гг. (1У7). Последние два графика построены для Алыатинского промрайона на этапе составления карты ДОР. Сводные графики построены по способу суммирования, а остальные - по способу распределения. В табл. 2 приведены долговременные средние значения X для отдельных сейсмоактивных районов Казахстана. Здесь же даны значения сейсмической активности А и величины Кмах(Шах).

Таблица 2 Долгоьременные средние значения параметров $ и А для разных районов

| Название района | I-

|Каратау-Таласский (Алыатикский (Даунгарский |Алакодь-Зайсанс1Шй |Рудный Алтай

А 1 ! \ 1 | Кмах 1

0,05 0.42 15

0,12 0.45 18

0,075 0.48 16

0,028 0,60 16

0,014 0.60 16

Выявление действительных различий параметра í в прост1«шство непосредственно связано с вопросами оценки максимального возмож ного землетрясения. С этой целью для территории Алматинскогс промрайона проводилось картирование параметра на основе данных о землетрясениях с Кй8 с 1062 г. и с К*7 - с 19Й1 г. Прежде была обоснована точность определения t в вависимости от полноты и представительности исходных данных.

Распределение параметра ! но площади показало, что поле представлено чередующимися зонами пониженных и повышенных значений <Г меридионального направления, причем поперечные раэшры зон примерно одинаковы и колеблются от БО до СО кн. Следует отметить, что аналогичная картина распределения поля сейсмичности отмечалась и ранее для Алматииского промрайона по результатам детальных сейсмологических наблюдений. Оказалось, что эпицентры снльиых землетрясений приурочены к границам разнородных блоков по чаще всего к местам высокого градиента поля или к местам пониженных

его значений.

Плотность эпицентров землетрясе-н и й( сейсмическая активность). Исходными данными для изучения вариации сейсмической активности в пространстве явились описанные выше распределения эпицентров представительных землетрясений. Анализ карты свидетельствует о неравномерности распределения плотности по площади. В общих чертах хорошо подчеркиваются основные особенности распределения сейсмичности, выявленные при анализе гарт эпицентров. Наиболее высоким уровнем плотности характеризуется Северо-Тянызаньская зона, отделенная от Джунгарской малоактивной Клийской впадиной. В свою очередь Северо-Тяньианьская зона по уровню распределения плотности разделяется на несколько подзон в виде нешироких полос пиротного простирания, территориально приуроченных к хр. Заилийский, Кунгей Алатау и Киргизскому. Восточно-Иссыккульская поперечная линеаментная зона в центральной части довольно четко подчеркивается изол'/г.чей плотности, равной 1,0. Лдунгарская зона распадается на две н-дзоны примерно с одина)совым уровнем плотности (О, б), которые разделены нагду собой полосой со значениями иенее 0,1. В Каратау-Таласском районе выделяется несколько обособленных зон Олизширотного и северо-западного простираний. Низким уровнем распределения плотности эпицентров отмечается Алтайский регион. Изолинии плотности здесь представлены в виде широких полоо различного простирания и небольших локальных участков со значениями плотности 0,2.

Распределение плотности эпицентров слабых землетрясений,построенное для слоев разной глубины, позволяет получить дополнительную информацию о структуре поля сейсмичности. Такое распределение построено для территории Алматинского промрайона по землетрясениям с К»5,6.

В близповерхностном слое, где сосредоточено подавляющее большинство очагов землетрясений, поле плотности ишет сложную структуру. В нем выделяется несколько ядер повышенной плотности, mх>э-гух бдизЕиротное, сэйеро-восточное и северо-западное простирание. С увеличением глубины очагов структура поля плотности упрогдатся. при этом появляется ярко выраяенная аномалия плотности севере- восточного простирания. На глубинах Н*21 км поле плотности представлено отдельными островками северо-восточного простираши! и близсиротной зоной на восточном Фланге хр. Кунгей Алатау.

Таким образом, очаги землетрясений, приурочении? к слоям pan-

ной глубины, по разному распределены в плане. С увеличением глубины линии максимальной плотности смещаются на север (около б км), что можно рассматривать в качестве показателя падения основных зон разломов на север.

Проведенный комплекс сейсмологических исследований позволил существенно конкретизировать и уточнить характер и особенности пространственно-временного распределения сейсмичности территории Казахстана в целом и ее отдельных частей. Долговременные средние значения параметров сейсмического режима основных сейсмоактивных зон, районирование территории по различным параметрам сейсмического поля и оценка величины Кмах в целом могут рассматриваться как сейсмологическое обоснование комплексной оценки сейсмической опасности территории Казахстана

4. НЕОДШРОДНОСТИ ШЛЯ ПОГЛОЩЕНИЯ СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН И ИХ СВЯЗЬ С ТЕКТОНИКОЙ И СЕЙСМИЧНОСТЬЮ /28,29,32,33.36,38,39,42,61/

В течение многих десятилетий исследователи пытались установить надежные связи землетрясений с геологической обстановкой региона и в настоящее время здесь достигнут значительный прогресс. Разработаны и с успехом используются в практике составления нормативных карт сейсмического районирования методы комплексного анализа геолого-геофизических и сейсмологических данных и на их основе проводится выделение сейсмогенерируювди зон. Вместе с тем. привлечение новых подходов в помощь существуют методике во многом приблизило бы нас к более достоверным и обоснованным выводам в этой области. В этом отношении весьма перспективно использование- параметров поглощэния сейсмических волн,которые хорошо увязываются с региональными особенностями строения вемной коры и верхней мантии. Повышенное поглощение обычно коррелируете* с относительно более высокими температурами, низкими скоростями и пониженной вязкостью материала Для целей выделения сейсмогенариру-ющих зон представляет большой интерес изучение связи между особенностями поля поглощения, с одной стороны, и характеристиками сейсмического режима и тектоники - с другой.

- 29 -

4.1. Методика определения поглощения сейсмических волн

Существует (есколько способов оценки поглощения, основанных на анализе динамических характеристик различных регулярных волн. Недостатки этих методов связаны главным образом с большим разбросом данных, что, в свою очередь, обусловливало малую детальность картирования ¡земной коры и верхней мантии и не давало возможности выявить многие тонкие черты поля поглощения, важные для выяснения природы геодинамических процессов и свяаи с сейсмичностью.

В 1980 г. К1Ф. Копничевым предложен метод определения поглопр-ннп, основанный на совместном анализе динамических характеристик группы волн Le и ее кода В основе метода лежат простые статистические модели фзрмирования короткопериодной группы этих волн. Нэ вдаваясь в подробности данных моделей, отметим, что наиболее вероятная схема формирования короткопериодной группы L? - интерференция многократно рефрагированних в коре и многократно отраженных от границы M под запредельными углами поперечных волн. При атом нарастание амплитуд в группе L? связшшется с многократно реФрагнровшшымн в коре, а затухание амплитуд после максимума - с многократно отраженными от границ кори под запредельными углами поперечными волнами.

Анализ экспериментальных данных об основных свойствах короткопериодной коды и сопоставление с теоретической моделью многократных отражений П, В. Риэниченко привели к гипотезе о формировании короткопериодной коды Ц? однократно отраженными от различных границ в мшггии поперечными волнами.

Идея метода картирования поля поглощения. Предполохим. что а некоторой точке В мы имеем сейсмическую станцию, регистрирующую удаленные коровие землетрясения из определенного района (рис.Б), Пусть под одним из сравнительно близких эпицентров находится участок с повышенным погло»?нием, а под другим - с пониженным. Очевидно, что в обычных условиях при небольшом изменении эпнцент-ральнсго расстояния свойства группы t.g не могут сильно измениться ( мы здесь не рассматриваем ситущш типа тибетской аиоиини Lg). В то же время отраженные в м<антни попер^чныэ волны, пересекахщга данный участок в районах эпицентров, могут очень сильно различаться по интенсивности ( п зависимости от моздюсги слоя и в ipita-

в-i и 1

A V в

Ш г

Рас. 51 Олега рсспростракслия воли, Горгаругхтх когл' к rpviinv Lo . А, А - огагептрк.В- рсгкстрп-ру;::::ая скшгпя. "l-rpaiiüua M; 2,3 - неоднородности в ворхнс:: ich тип с разит' поглощением; 4-отра-жаакая грег.киа в тантка.

m t/C

fro. б.T:îî:b4Kko огг5о irze Lç п Korjs: (I .G), 2 - oi-Z'i ov:-.ic-'".cj>.

цин коэффициентов поглощения). Это приведет к резкому различию уровней коды чосителыю волны Ьг . Существенно, что длина пробега волн, формирующих коду, неизмеримо больше разницы в эпицент-ральных расстояниях; поэтому трассы лучей весьма близки и все различия могут накопиться только в районах эпицентров. Кроме того, обычно вариации поглоигния в коре не играют судаственной роли; в еще ОольгаэА степени это относится к мантийным слоям, расположенным г лубле астеносферы. Таким образом, используя информацию об относительном уровне коды и волны можно судить о степени развития внутрикорового слоя в районо эпицентра данного землетрясения.

4.2. 1Ьтериалы и методика

Использованные данные. Основная часть материала получена по записям одноканального узкополосного прибора КСЭ, работа которого основана на принципе избирательной регистрации сейсмических колебаний. Аыпитудно-частотная характеристика имеет сравнительно узкую полосу (Г-1 Гц) и крутые склоны, так что видимые на записи периоды колебаний не выходят за пределы полосы пропускания.

В работе изучены записи двух станций Комплексной сейсмологической экспедиции НТО РАН, расположенных в Центральном Казахстане (ст. временнаяI и на Северном Тянь-Шане (ст. Талгар). Станции работают достаточно долго, что поаволнло получить обвирный сейсмог-раммный материал и обработать его (обработано более 2000 записей землетрясений).

В работе также использованы материалы, полученные ' сейсмическими станциями НО 11АН Республики Казахстан (Алматы, Хаиоыл) и МС АН Реслублшсл Узбекистан (ет. Тахкент), оборудованными сравни • тельно узкополосной высокочувствительной аппаратурой с Г-1 Гц.

Методика измерений. В ближней зоне ( до £00-250 км) на записях »емтетряеенаЯ достаточно ус-гойчиво выделяется прямые продольные и поперечные водны с каяущс-йся скоростью около 8 км/с и 3,5 км/с соответственно.

Кода-волны близких землетрясений, регистрируемые на малых временах, распространяются в самой неоднородной части ср-'ды и их труднее гьазывать с »ежой-либо регулярной полной. Амплитуды 1Соды на записях монотонно убывают вдоль сейсмограммы.

В прожиточной 1<<;Н<> (200-2000 км) на записях зоияетрясеми)

доминирующими являются волны 1-8 , которые формируют четкую группу с резкими вступлениями. Продолжительность записи группы Ьг в этой "зоне, несколько увеличиваясь с расстоянием, составляет от 30 с до 1-1,6 мин.

Сейсмическая кода в этой зоне регистрируется на достаточно больших временах, амплитуды в коде постепенно убывают во времени. Форма записей кода-волн имеет вид квазигармонических колебаний типа случайного процесса

Исходя из указанных особенностей волновой картины, методика измерений построена таким образом, чтобы достаточно точно описать огибающие записей как в ближней, так и промежуточной зонах. При этом в промежуточной зоне измерения на сейсмограммах проводились таким образом, чтобы в области вступления волн Ьг четко обрисовать максимум группы, а скорость убывания амплитуд и далее позволила бы четко определить точку перехода от шлейфа волн Цг к сейсмической коде. В хвостовой части сейсмограммы экстремумы выбирались так, чтобы проведенная через них кривая убывала монотонно.

Методика определения поглощения. На типичных огибающих, как правило, четко выделяется группа 1_г, для которой характерна большая скорость затухания амплитуд, чем в коде; граница между Ьд и кодой легко определяется по перегибу на огибавшей.

Из рис. б видно, что в районе Тянь-Шаня общие огибающие Цг и коды имеют типичную форму - в двойном логарифмическом масштабе наклон огибающих увеличивается с ростом времени; следует отметить черезвычайно малый разброс точек вдоль осредняющих кривых, что характерно для данных волновых групп.

, После построения общих огибающих Ьв и коды путем совмещения многих огибающих землетрясений, зарегистрированных на разных эпи-центральных расстояниях выбирается некоторое опорное землетрясение, по отношению к эпицентру которого, нормируется поглооение в других районах. Различие в суммарном поглощении сейсмических воли разных районов удобно определять графическим способом. Для этого огибающая коды опорного землетрясения совмещается с общей огибающей, а максимум в группе Ц? - с кривой затухания максимальных амплитуд в этой волне. Обозначим уровень максимальной амплитуды в группе Цг относительно коды для опорного землетрясения через

- 1&СА<? /Ас (Ш

Для оценки параметра лLc-Lc - Lc0/? в районе произвольного эпицентра соответствуют огибающая коды снова совмещается с общей оги-Сашей. Искомый уровень д Le определяется как разность ординат максимальной амплитуды в группе Lg и кривой затухания максимальных амплитуд, относящихся к одному моменту времени.

После обработки огибающих большого числа землетрясений результат выдается в виде карты значений параметра a Lc, который описывает различие в затухании короткопериодных поперечных волн в разных районах (для краткости в дальнейшем будем обозначать его просто Lc ).

Точность построения карты параметра Lc определяется погрешностью оценки величины Lc и определения координат эпицентра Прямая оценка точности параметра Lc затруднительна, так как для это- . го необходимо сравнивать разные землетрясения с абсолютно одинаковыми эпицентрами, поэтому мы оцениваем ее косвенным образом.

Главный вклад в дисперсию величины Lc дают вар*/сдай поглощения в trape, изменения глубины гипоцентров и несимметричность излучения очага В случае резкого увеличения поглощения в некотором участке юры (мощный слой осадочных отложений, разломная зона и т. д.) или изменения ее толщины мотет значительно уменьшиться уровень L?. Однако результаты, полученные Л. В. Антоноеой, А. II РузаЯ-киньм, В И. Халтуриным и др. показывают, что в исследуемом района уровень группы Lg меняется довольно плавно. Кроме того, как будет показано ниже, не наблюдается систематического понижения величины Lc после перехода через некоторые границы, в том числе через крупнейшие разломные зоны; это мояэт свидетельствовать о яесу-¡аественной роли вариации уровня La:.

Изменения глубины гипоцентров в пределах коры влияют главны« образом на уровень гады. Как показывая? расчеты, максимальное различие в уровнях коды, которое будет наблюдаться для гипоцентров на дневной поверхности и нидаеЗ границе сейсмоактивного слоя (ho -35 км), не превышает 0,15. Отсюда можно оценить стандартное отклонение оценки уровня коды 0=0,05.

Для оценки ролл последнего фактора рассмотрены изиэиения для группы землетрясений относительного уровня Iц на двух близких станциях с одинаковыми частотными характеристиками. Оказалось, "что в этом случае стандартное отклонение Lc-0,08. О слабой зависимости параметра Lc от диаграммы направленности свидетельствует и устойчивость обеих огибаюсих Lg и коды.

Учитывая сказанное, можно считать, что для величины Le стандартное отклонение & равна 0,10. Это значение по крайней мере в 3 раза меньше обычно наблюдаемого разброса динамических характеристик короткопериодных объемных волн.

Подавляющее большинство координат эпицентров рассматриваемых землетрясений взято из ежегодников и региональных каталогов; согласно приводимым там оценкам, для основной массы использованных событий,отклонения вычисленных глубин очагов от истинных не более 10-25 км.

Оценим степень сноса лучей, формирующих коду, в астеносфере, i Для большинства рассмотренных землетрясений длительность коды составляет 600-800 с; это соответствует длине пробега отраженных поперечных волн порядка 4-6 тыс. км. При эпицентральных расстояниях 1000-1900 км для таких лучей угол выхода составляет около б? это приводит к их сносу на глубинах до 200 kjí порядка 20 км. Па самом деле с учетом рефракции в слое пониженных скоростей степень сноса лучей будет еще меньше. Об этом же свидетельствует совпадение многих черт поля поглощения с тектоническими структурами на поверхности Земли (см.раздел 4.4).

4.3. Об идя характеристика поля поглощения

На рис.7 представлена карта сглаженных значений параметра Lo для Средней Азии и сопредельных территорий. Весь диапазон значений параметра. Le разбит на три уровня с шагом, превышаем точность его определения, которые соответствуют пониженному, промежуточному (нормальному) и повышенному поглощению. Карта кмеет сложную и неоднородную структуру. Широко распространены зоны нормальных и пониженных значений параметра Le. В противоположность к ним гоны повышенного поглощения (повышенные значении Lo) имuut вид узких линейно-вытянутых полос, простирание которых во многих случаях соответствует простираниям глубинных разрывов, ограничивающих крупные блоки.

По уровню поглощения всю территорию нок:о разделить ¡va отдельные регионы, отличающиеся по геологическому строению м уровню тектонического развития: Восточный Тянь-Шань, Западный Тянь-Шань, Таримский массив, Памир.

Дин Восточного Тянь-Шаня в целом характерно нормальное поло поглощения, за исключением крупных впадин, хнр.'штеризумдихен по-

-лг-

I Gl 1 V I С » X

a ia f я t. nii^ds;'!

0 л;!" i-, (^ rí u >; i ч>pi f.

1 ^.t-л -« ta ;-7 '■> i i

» Kl—irj n> fi.E< M o í< x , - * о x х ;> X о..а ir "J я ci г. о :: Г <y N к s, íi it u як ri air. i ti ci u. ы ni <0 « а r-; i apï о

0 X p. ж fJ ne- о.к Prr U I i-jtJ rj i

1 in HtinS;

C\i îiî Ct 0>

• -

~~ f.v-ií i .a <11 'HI

J во ' : "о и x _

a) . • n "I

>5 SO H К Л и » tj X а:

i лот « я 'í га «

o Al ri, i • • ai4"»

4i % t X a к X i i e; ж x не--: if ' ff ФУ c¡

п а) • - -к Р о uo ri А и -xdo-

С- - JO г; 111 О ОХ-J tí г. i К •4 о я« tl-.i г.: r¡»-i •

СО Зо КЧЙХ

■ X "

г же- fe к

ix -я t: я u «sa Я о щ о. tí

•tí I X X ей in

к: ю ta tuf-' ко ь ч «; X M " О. if К (S 6К-»0 Ш О Г». IT tjtlít)

Р. ЙГ- J. "

►t s M « o) d к

t- С ^ • Xbï

О un » о

(4 £!¿¡

Ô il'.О Ф «"*' »

g ¡л n,a в: g

t- к f. 3 <o rf сип s «) xcj

rt >ytî OUDC к г. I a g и

t. x W o. i о в; о к oj'!" t. M 7\ <j a 3 ь .£•.: . si ¿ •• С,Г) О <0 Ф E-S-; ¡a \r. xr. К o ti i ц ai X e; о M c-.:v 4ïl>i«l I

U .-J -3 rt 3 í>-< O .'i T fc» .

ниженным полей поглощения. Яркий примером этого могут служить обширные поля пониженного поглощения, пространственно приуроченнш к Илийской, Иссыл-Кульской и Чуйской впадинам. На фоне сравнительно невысоких значений Lc здесь выделяются аномалии повышенного поглощения в районах хребтов Джунгарского Алатау, Борохоро, Заи-лийского и Кунгей Алатау, в районе хр. Терскей Алатау, примыкашй-го с юга к оз. Иссык-Куль, и к юго-востоку от озера, а также зоны повышенного и очень высокого поглояэния в районах Северо-Та-римского прогиба и Кунь-Дуня. Контраст параметра Lc в районе хр. Терскей Алатау, примыкающего к оз, Иссык-Куль, сравнительно невысок - 0,2-0,3, восточнее озера он повышается до 0,3-0,4. В то жо время хребтам Джунгарский Алатау и Борохоро соответствуют большие величины д Lc- 0,4-0,5. Максимальный контраст поглощения наблюдается в районах хребтов Заилийский и Кунгей Алатау, а также на границе западного участка Таримского массива-величина д Lc доходит до 0,6-0,7.

Поле высокого поглощения Восточного Тянь-Шаня, как и в других регионах рассматриваемой территории, имеет линейные очертания. Узкая полоса высокого поглощения протягивается вдоль хребтов Заилийский и Кунгей Алатау, соединяясь с другой полосой повышенного поглощения, обрамляющей с юга оз. Иссык-Куль, в районе эпицентра Кеыино-Чуйского землетрясения 1938 г.

В Каигарии зона высокого поглощения имеет сложную форму границ, хотя генеральное простирание зоны совпадает с направлением основных геологических сруктур. На северо-востоке она протягивается в виде узкой полосы, соединяясь поперечным каналом с Шло-иссыккульской. полосой. На западе данная зона протягивается в пределы зон сочленения Памира и Тянь-Шаня, соединяясь и создавая узел в районе эпицентра Кашгарекого землетрясения 1902 г. с полосой, протягивающейся с юга западного участка Таримского массива.

Важная деталь для рассматриваемого района - крупный блок, ограниченный с запада Таласо-ОСерганскны глубинным разломом, с севера - хребтами Киргизским и Терскей Алатау, с юга - и востока -хр. Кокшаалтау. Для этого блока, по имеиаимся надежным данным, характерно в основном промежуточное малоконтрастное поглощение. Существенно, . что скачок параметра Lc на границах блока сильно различается: для северной и западной границ он ыинималеи (0,2-0,3), для ьжной возрастает до 0,4-0,6, для восточной границы и на крайнем южном участке - максимален (до 0,6-0,7).

Ваэтейшая черта поля поглощения в западной части Тянь-Шаня -зона пониженных и очень низких значений Ьс в районе Ферганской впадины, обрамленная петлей промежуточного и повышенного поглос*?-ния;величина Це. на границе Ферганской впадины изменяется от 0.3 до 0,5. Южная часть этой петли проходит в районе зоны Гхою-Афганского глубинного разлома. .

В зоне сочленения Памира и Тянь-Ц&ня на-фоне в основном пони-генных и очень низких значений параметра 1с выделяется полоса промежуточного и повышенного поглорэния. соединяющаяся на востоке с полукольцом высокого поглощения, обрамлякжщм западный участок Таримского массива, а на западе - с обсирной областью повышенных значений параметра Ьс в районе Таджикской депрессии.

Памир представлен довольно широкими полосами значений параметра 1.0 с четкими границами. Так, полоса высокого поглощэния на уровне меридиана 72°, ответвляясь от зоны сочленения Памира и Тянь-Шаня, проникает довольно глубоко на территорию Памира, разделяя полосы повышенного и низкого поглощений субейротного протирания. Характерной особенностью лодя поглошния Шмира является четкое разделение на восточную и западную части. Для Памиро-Гин-дукушской зоны характерно поде понияенного поглоиения.

Таримский массив характеризуется в ц&лом обширным полем промежуточного поглощения. 'На севере и на западе он ограничен зоксли высокого и очень высокого поглощений, приуроченными к Северо-Та-римскому прогибу и хр. Кунь-Луня. На юге, по всей вероятности, зона высокого поглоп&эния проходит по хр. Алтынтш", на что указывает наметившийся поворот на восток Кунь-Луньской зоны высокого погло-цзния вдоль разлома.

Таким образом, из приведенного анализа следует, что зоны по-вмаеиного поглощения образует систему сравнительно узких полос, разделяющих облзсти слабого поглощения и протягиващихся на сотни километров. Зоны я? низкого и промежуточного поглощений занимают обширные района

4.4. Сопоставление поля поглощения с сейсмичностью и элементами тектоники

Сейсмичность. Ваююйвзя черта поля сейсмичности района - приуроченность по дав ля им»5 го больиинства сильных землетрясений с 14*6,0 к границам разнородных по поглопупшм блоков (рис.7 и 8).При

этом сильнейпие события с М»7,0, как правило,тяготеют к протяжен-нш зонам псвызеннсго поглощения.

Джунгарская сейсмоактивная зона вытянута еубширотно вдоль довольно контра той области в верхней мантии ( дЬс достигает 0.4 -0,5). Максимальное землетрясение здесь имело магнитуду Ц-6,4. Любопытно, что участки наибольшего контраста Ьс совпадают с положением зон высокого уровня слабой сейсмичности (А-0,2).

Северо-Тяньоаньская зона, известная целим рядом катаетрофи-ческих землетрясений, в т.ч. Верненским 1887 г.(М-7.3), Чиликским 1889 г. (Ы-8,3), Ксшшским 1911 г. (Ы-8,2) .также увязывается с протяженной полосой повышенного поглощения; контраст величины 1с здесь еще визе - до 0,6-0,7, В восточной части зоны поглоигние уменьшается, одиагаэ контраст 1*?«ду областями промежуточных и пониженных значений параметра Ьс остается сравнительно высоким ( 1с -0,3-0,45). В западной части зоны, судя по имеющимся сравнительно немногочисленным данным, контраст поглодения сохраняется на уровне 0,4-0.5, с этим участком связано Беловодское землетрясение 1885 г. («-6,9) и другие.

Группы очагов землетрясений средней силы <М*7) привязаны к области мелгамасптабных контрастных неоднородностей в Каагарии, а также к субмеридиональной полосе промежуточного и повышенного поглооения, примыкаюсрй к крайнему западному выступу Таримской впадина Ияейстосейстовая область Кастро ко го землетрясения 1902 года вытянута вдоль субпиротной зоны повиданного и очень высокого поглощения на границе шжду Шным Тянь-АЬнеы и западным участком Таримсгого массива.

В юго-восточной части Галасо-Серганского разлома инструментально не зарегистрирована землетрясения с Ыг6,0 , однако они выделяются Е II Крестниковыи и др. по палеосейсмодислокациям. Эпицентры этих землетрясений и'сопутствующая им зона высоких плотностей остаточных деформаций приурочены к контрастной границе между областями очень слабого (к югу от разлома) и промежуточного и повнзенного поглощения, им>>гсу?й аититяньшньское простирание. Максимальная плотность остаточных деформаций в этом районе соответствует эпицентральноЯ области Чаткальского землетрясения 194бг I М-7.5). По нашим данным эпицентр этого события лежит на границ-? можду зонами повышенного и пониженного погловония, имеющей Г-об-рагную форму с вершиной угла, ориентированной на север. Инте-ресн.-., что аналогичную Форму и моет плейстосейстовая зона этого

разрушительного землетрясения. Контраст параметра Le в данном районе достигает 0,5.'

В районе Ферганской впадины по инструментальным и историческим данным известно несколько землетрясений с 6,0¿M¿7,0, эпицентры которых, как правило, находятся вблизи блока с низким пог-лоданием, обрамленного полосой с промежуточными и повышенными значениями Le. К югу от Ферганской впадины произошло Исфзро-Бат-конское землетрясение 1077г. (М-6,Б), эпицентр которого также приурочен к зоне контрастного поглощения, вытянутой субширотно.

В зоне сочленения Памира и Тянь-Шаня произошло два разрушительных землетрясения - Гармское 1941 г. (Ы -6,5) и Хаитское 1949г (Ы -7,5); их плейстосейстовые зоны тяготеют к субширотной зоне промежуточного и повышенного поглодения, протягивающейся, по-ви-днмому, от восточной границы Алайской долины. Контраст параметра Lo адзеь достигает 0,65.

На самом западном участке территории зафиксировано несколько сильных землетрясений с М*6,0; однако имеющихся данных недостаточно, чтобы уверенно судить о поглощающих характеристшсах среды и их связи с сейсмичностью.

Наконец, эпицентр Сарезского землетрясения 1911 г. (Ы-7,4) на Памире прурочен к границе между зонами повышенного и пониженного поглощения. -

Элементы тектоники. Обширные поля низкого поглощения довольно отчетливо связываются с крупными новейшими тектоническими впадинами (Таримекая, Ферганская, Йссык-Кульская, Чуйская и Шшйская). На древнем и новейшем орогенных этапах развития эти территории выступают в качестве обширных интенсивно опускаюедхся депрессий, а в современном рельефе проявляются как межгорные впадина

Крупные поля промежуточного поглощения ассоцируются с неотектоническими зонами, характеризующимися сравнительно однородными режимами поднятия. Так, территория Восточного Тяиь-1Ианя к югу от Центральнотерскейского глубинного разлома и до северного обрамления Таримской впадины, включающая в себя целый ряд узких складчатых систем, перемежающихся с узкими, сравнительно небольшими, вытянутыми внутриорогенньш прогибами, характеризуется таким погло-вршюм.

Интересно суи^ственное различие полей поглощения поперечных волн для Западного и Вэсточкого Тянь-Шаня.

Западный Тянь-Шань по сравнению с Восточным устроен значи-

телыю сложнее. В иовейщем структурном плане он выступает iwk система поднятии Срединного.и Южного Тянь-Ubim, разделенных крупной медгорной Ферганской впадиной. В древнем эпигерцинском плане здесь складчатые системы чередуются с обширными срединными массивами. Тектоническая гетерогенность хорошо коррелируется с расчлененностью поля поглощения. Наряду с обширными полями с низким поглощением здесь есть перемежающиеся с ними линейные зоны средних и высоких значений параметра Le.

Восточный Тянь-Ш1нь, новейп^я структура которого более однородна, характеризуется в основном промежуточным поглощением. Лишь на окраинах, на границах с крупными впадинами,отмечается повышенное поглощение, а иод самими впадинами - низкое.

Тектоническая гетерогенность на Памире (Восточный и Западный Памир) хорошо коррелируется с распределением поля поглощения. В целом для Западного Памира характерно промежуточное и низкое поглощение, которым соответствует резко расчлененный ">льеф с узкими хребтами, тогда как Восточный Памир характеризуйся повышенным поглощением.

Хребет Куиь-Луиь в плане с севера на юг меняет простирание от близмеридионального к близгсиротному. Аналогичное очертание принимает и поле поглощения, обрамляющее с запада Таримекий массив.

Наконец, повышенное поглощение ассоцируется с многими длительно развивающимися зонами глубинных разломов. О этими глубинными аномалиями на поверхности совпадают восточная часть Главного Тянь-СЬшьского разлома, Дарваз-Каракульский, Гиссаро-Кокша-альский, Юлю-Ферганский, Северо-Ферганский, АтОйнакский, !Ьн-Ке-минский и Центральнотерскейский разломы.

Линейной структуре зоны сочленения Памира и Тянь-Шаня соответствует зона высокого поглощения. Она дугообразно огибает ГЬмир с севера. С ней весьма четко совпадают на поверхности Пет-ровско-Заалайский и Дарваз-Каракульский (восточная часть) глубинные разломы. Эта зона высокого поглощения на востоке просдеятва-ется вдоль северного борта Тариме кой впадины. Другая зона eucoico го поглодения в пределах Западного Тянь-Шаня приурочена к восточ ному скончанию Ферганской впадина Она имеет сложные очертания. На поверхности она совпадает с системой крупных разрывных наруве-ний разнообразных простираний, развитых в месте восточного зами-кания Ьгрганской впадины.

Некоторые крупнейвие разломы, напротив, характеризуются сг'г"

ьиуелыю слабым поглощением. Например, западная часть Главного Тша-Шньского разлома (линии Николаева) не имеет корней, а Та-лаео-'ХерганекиИ разлом лишь разграничивает блоки с существенно разным характером поля поглощения.

Ноле значений параметра Ьс в общих чертах хорошо согласуется с осредиеиными данными о скоростях продольных ьолн, приведенными в работах Л.II Вшшика. Пониженное поглощение и высокие скорости соответствуют районам Ферганской, Чуйекой, Иссык-Кульекой и Плийекой впадин. Самое сильное поглощение и самые низкие скорости наблюдаются в районе, примыкающем к хр. Кскшаалтау. Поглощение в среднем заметно вше в районе Восточного Тянь-Шшя, что соотьетствует в целом более низким скоростям в верхней мантии (например, максимальные величины Ьс для Западного Тниь-Шинл на 0,2-0,3 меньше, чем для Восточного; самые низкие величины 1-е так-хг наблюдаются ь основном для Западного Тянь-Шаня).

Предложенный метод не позволяет оценить диапазон глубин, ко-торому соответствуют найденные вариации поглощения. Оценка, ьи-полненная по коде местных землетрясений, в предположении Армировании коды однократно отраженными поперечными волнами, соответствует диапазону глубин 30-45 км.

(Ьлученные данные могут свидетельствовать о той, что в линейных зонах высокого поглощения существенная доля аатухашы попе речных волн приходится на тонкий слой, расположенный в низах аем ной юры. Ксть основания полагать, что погловдшяие характеристик этого слоя связаны с присутствием в нем заметной доли жидкой А зы, на которую особенно сильно реагируют иоиеи-чныч волны.

Таким образом, модно заключить,что использованный н;*ми нет од позволяет получить новые данные о структуре ноля поглоигния попе речных волн, достаточно хорошо кор^лируиициеся с многими особенностями геолого-геофизических и сейсмологических нолей. Выявлена хорошая корреляция между эффективным поглощением и и;»рлметр;^и сейсмичности. При этом сильнейшие землетрясении, как правило, происходят вдоль протяженных еубии{>отных вон с максимальным контрастом суммарного поглощения. С зонами высокого поглощения, имею 1диыи линейные очертания, связаны наиболее активные в ногейш^е и четвертичное время зоны пли участки зон глубинных разломов. -лвдаетси хорошее согласие нолей поглощения и содостоп продольных ьолн: повышенным скоростям в общем еоотнететиу-'т пониженное поглощение и наоборот.

- 43 -

4.6. Анизотропия поглощения поперечных волн

Исследованиями А. Р. Аракеляна, П. Б. Каазика и Ю. Ф. Копничева установлено, что во многих районах Евразии относительный уровень волн Sri или параметр Азз/Ар ( после "исправления" за различия в зпицентральных расстояниях и особенностях строения среды в районах регистрирующих станций) весьма значительно различается для разных азимутов относительно определенных зпицентральных зон. В тех случаях, когда направление, соответствуйте минимальному поглощению, устойчиво «удерживается в некоторой районе, это свидетельствует об анизотропии поля поглощения поперечных волн в верхней мантии, а не о горизонтальной неоднородности этого поля. Этот вывод подтверждается непосредственным сопоставлением параметров полей поглощения и скоростей продольных волн в некоторых районах Евразии.

Нами анализировались записи стационарных и врученных станций КСЭ ¡MC РАН, установленных в различных районах - Кавказе, Урале, в Туркмении, Северном Казахстане, на Алтае и в Восточной Сибири. Обработано более 170 записей землетрясений из района Тянь-Оаня на зпицентральных расстояниях от 1 до 2,Б тыс. км; маг-нитуды событий находились в диапазоне it*. 4,5-5,6. В отличие от указанной выга« методики измерений < раздел 4.2), здесь измерения проводилась для всей записи начиная с Р волн.

Исходя из точности оценки параметра tes/Ар ( t0,2 од. лог. ), ш принимали, что анизотропия поглощения наблюдается, если различия между максимумом и минимумом Ass/Ар не менее 0,4 од.лог; в противном случае считали, что анизотропия отсутствует ит достаточно nui < не прерывает погрешности ее определения).

!1э рис.9 представлена карта поля поглощения Средней Азии (см. раздел 4.3) с нанесенными на нее данными по анизотропии поглоээ-ния. Как видно из карты, к востоку от Таласо-Ферганского разлома наблюдается однородность осей анизотропия: векторы слабого поглощения ориентированы здесь в северо-западном - юго-восточном направлении. (Точность направления, соответствующего минимально).' поглощению, порядгл 110°). Разница максимальных v минимальных ве личин As.s-'Ap для разных эпицентров в среднем близка к 0,70 с-д. лог. , но иногда достигает 1,0 ед. лог. Интересно, что среднее поглса-мше 2-волн здесь заметно увеличивается такж; с сеперо-запада на s">ro-росток, от ЗаилиЯекого Алатау к Таримскому û-iîch:-'/.

Как отмечалось в разделе 4. 3, наиболее яркая черта поля пог-ловрния на Западном Тянь-Шане - петля повышенного и промежуточного поглоЕ^ения вокруг Ферганской впадины, характеризуюсь йся пониженным поглощением. Существенно, что оси минимального поглощения также закономерно разворачиваются в пространстве, в общем следуя поворотам этой петли. Для района самой Ферганской впадины анизотропия поглосдания, видимо, отсутствует. Изотропное поглощение соответствует и Чат1гало-Курашшской области, для которой среднее поглощение поперечных воли такие достаточно слабое. В то же время для восточной окраины Туранской плиты, примыкающей к Западному Тянь-Ваню, намечается субсиротная ориентация векторов минимального поглощения поперечных волн.

Судя по небольшому, числу данных, мояга полагать, что районам Зеравшанского и Алайского хребтов соответствует изотропное поглощение, среднее поглощение здесь достаточно слабое. Южнее, в зоне сочленения Памира и Тянь-Шаня, проходит ярко выгонная полоса анизотропии поглощения с ориентацией векторов миндального погло-е?эния в субширотном направлении. Этой зоне соответствует канал повышенного среднего еоглопззния, протягиваодийся от Северота-римского прогиба до Таджикской впадины. Как отмечалось выюе, этот канал, огибая слабосейсмичный район Северного Памира, характеризующийся изотропным поглощением, через Афгано-Тадтакскуп депрессию уходит к зоне глубокофокусной сейсмичности в районе Гипду-кухаа. Векторы слабого поглощения в области депрессии ориентированы уже в субмеридиональном направлении.

Для проверки полученных данных были привлечены записи коды 40 слабых местных землетрясений на Северном Тянь-Шане. Предполагалось, что в случае трансвереальной анизотропии, которой соответствует1 субгориэонтальные оси векторов минимального поглог^иия, поглощение кода-воля доллшо резко различаться для разных напраа-леннй. Оказалось, что в диапазоне Ь-30-100 с огибашие коды для северо-западного - юго- восточного направления затухают с умственно слабее, чем для северо-восточного - его-западного налра&дазкйя. различие достигает 0.6-0,7 ед. дог. Это соответствует северо-запад ному простиранию осей анизотропии, что хорош согласуется с данными, полученными для этого района по удаленным станциям.

Полученные данные показывают, что в районе Тянь-Шаня анизотропия поглощения проявляется очень ярко. Различия параметров Азз/Ар для различных направлений в некоторых зонах достигают 1,0

ед. лог. и даже более, что вполне сопоставимо с данными для других районов Евразии, в частности, для Альпийского пояса Евразии и Гиндукуша.

Несмотря на то, что среднее поглоа^ние и анизотропия определялись независимыми методами, полученные данные хорош согласуются между собой. Так, наблюдаемое постоянство направлений осей минимального поглощения в районе Восточного Тянь-Шаня и сложный вид ориентации осей анизотропии в Западном Тянь-Шане наряду с наличием здесь областей практического отсутствия анизотропии, достаточно объективно отражают структуру поля поглощения.

Предполагая аналогии между анизотропией скорости сейсмических волн и анизотропией поглощения, что потверждается прямым со- ■ поставлением в некоторых районах Евразии, можно полагать, что наблюдаемая картина анизотропии связана с течением аномальной мантии. Судя по уровню поглощения (под Северо-Тариыским прогибом поглощение существенно больше, чем в других районах) есть основа-щи; полагать, что течение мантийного вещества происходит из райо на Tapiiwcicoro массива. В пользу этого предположения говорит большая мощность осадочных пород в пределах Тарииского массива, сильная отрицательная гравитационная аномалия в свободном воздухе, а так*и "рифтовый" характер Восточного Тянь-Шаня. При этом наиболее естественным источником мантийного материала служит верхняя ман тия Тарима, по-видимому, связанная с огромным резервуаром разогретого вещества верхней мантии в районе Тибета.

Таким образом, в данной главе рассмотрены вопросы, связанней с разработкой, развитием и реализацией метода картирования ли тосферы по поглощению. Отличительная особенность метода - высока!, •точность получаемых оценок, что позволяет получить достаточно надежные геофизические выводы, необходимые для достоверной оценки сейсмической опасности и для понимания природы гоодииамичеекмх процессов.

Выявленные критерии, такие как приуроченность эпицентров сильнейших землетрясений к протяженным субииротным зонам контрастного поглощения, а также совпадение линейно-выткнутых зон повышенного поглощения с зонами глубинных разломов, послужат основой для выделения сейсмогашрирулйих зон в комплексе с другими геологе-геофизическими методами.

Высказанные выше гипотезы о геодннамических процессах, связанных с течениями маловяокого мантийного материала в расематри-

ваемом регионе, в целом не противоречат соврешннш взглядам на данную проблему и геолого-геофиэнчесюш данным и найдут применение при разработке новых теорий и нетодов изучения внутреннего строения Земли.

б. опшгм свясмическоя опасности

Охарактеризованные визе разработки использованы для оценки степени сейсмической опасности территории сейсмоактивного пояса Казахстана в целом (ОСР), некоторых ваяиейшх прокрайонов (ДСР) и ' территории города Алматы (СМР).

5.1. 0ба?е сейсмическое районирование (ОСР) Казахстана /2,3/

Карта ОСР Казахстана в масштабе 1:2500000 (СР-'-'Э), составленная в соответствии с Нетодическиш рекомендациями < Шсква, 1974), в настоящее вреыя регламентирует проектирование и строительство в сейсмоактивных районах Казахстана (снип П-7-81).

После утверждения карты CP-78 icaK нормативного документа, на территории Казахстана имели место сейсмические события, превысив-вие оценку по карте: Баканасское 26.09.1079 г. (М-б,0; Н-40 та; Io-7 баллов) и Зайсанское 14.06.1990 г. (М-7,0;Н-35 км; 1о-8 Самос). Происшедшие землетрясения показали неадекватность составленной карты реальным сейсмическим воздействиям на данном этапе, что явилось следствием недоучета некоторых факторов, харагстер;гаyvs;iх сейсмичность и сейсмическую опасность территории. >

Шесте с тем, новейпие достижения в области фундаментальной сейсмологии, а такие соответствующие методические разработки ( п том числе и являющиеся предметен настоящего диссертационного исследования), позволили с принципиально новых позиций приступить к совершенствованию и дальнейшему развитию ¡методов и созданию повой карты общего сейсмического районирования Казахстана.

Особенностями исследований ка данном этапе являются:

- создание оптимальной научно-методической основы и системный подход к унификации исходнах сейсмологических < макросейсш-ческих.инструменташио, инженерно-сейсмологических) и геолого-ге-офизнч-екпх данных;

- модернизация математического аппарата комплексного аная :•*■'!

- 48 -

сейсмологических и геолого-геофизических данных;

- усовершенствование методики обработки землетрясений и выработки критериев оценки точности основных параметров;

- разработка сейсмогеодинамических и сейсмотектонических моделей,отражающих структурно-динамическое единство геофизической среды и сейсмических процессов;

- усовершенствование методики исследований в области выделения сейсмогенерируювщх вон, сценки максимальных возможных землетрясений и их повторяемости в пространстве и во времени в различных геотектонических условиях территории Казахстана и другие.

С учетом результатов исследований по всем перечисленным пунктам новую карту общего сейсмического районирования Казахстана (0СР-95) масштаба 1:2500000 планируется составить к концу 18й£> года.

6.2. Временная схема сейсмического районирования Восточно-Казахстанской области и прилегающие районов /45,49/

В связи с Зайсанским землетрясением 14.06.1990 г. по поручению Совета Министров Казахской ССР от 29.06.1990г. составлен;. Временная схема в масштабе 1:1000000 (рис. 10) во изменение карп С'Р-78. При ее составлении использованы все современные геоло го-геофизические и сейсмологические материалы по названной терри тории. Анализ инструментальных сейсмологических данных проку в;: дилсд на основе унифицированных каталогов слабых и сильных век летрнееиий, включающих сопредельные районы Китая и Монголии.

Большое внимание уделено сейсмотектоническим критериям оценю сейсмической опасности. Для дифференциации сейсмогенерируивдх см,,, по максимальной магнитуде ожидаемых землетрясений использованы закономерности соотношения геологических критериев с параметрами сейсмичности, выявленные в пределах всего сейсмоактивного пояса _ Казахстана

В соответствии с прогнозируемыми сейсмогенерирумщши ионами на Временной схеме выделены районы с возможной интенсивностью от б до 8 баллов, причем 8-балльные вони связаны с восточным флангом Нарыыокой, юго-восточной Северо-Зайсанской и Севера-СаурскоА сейсмогенерируюших зон. Районы с интенсивностью до 7 баллов занимают обширную площадь и обусловлены участками вон с й>ах~5,6-6,0;

Рас. 10, Временная схема сейсмического заЯонирозпчия Восточно-Казахстанской области и прллегавцих районов: 1-5- Сейсмогенерирусгие зоны и Ммах ожидаемых а них землетрясений, б- интексиэнссть землетрясения з баллах сей?:-;чческой зкала М&Ч-54

6-0аллыша гони выделяются преимущественно по ожидаемым транзитным сотрясениям.

К Временной схеме прилагается перечень из 346 населенных пунктов по административным районам, для которых указана исходная оалльность. Данная разработка утверждена 4.07.1991 г. Госархстро-еы Республики Казахстан и его приказом N 50 от 16.07.1991 г. введена в действие в качестве нормативного документа.

5.3. Детальное сейсмическое районирование Алматинского промрайона /47,50/

Большие масштабы гражданского и промышленного строительства в ' сейсмоактивных районах Алматинского промрайона обусловливают необходимость проведения антисейсмических мероприятий в целях минимизации социально-экономического увдэрба при возможных сильных землетрясениях. Детальное сейсмическое районирование названной территории обеспечивает определение совокупности ожидаемых сейсмических воздействий при проектировании и строительстве важнейших народнохозяйственных объектов.

Методической основой работы является системный анализ геолого- геофизических и сейсмологических материалов, включая мак-роеейсмические и инструментальные. При этом использован целый ряд новых приемов, не применявшихся при ОСР. Развитие методов картирования, богатый инструментальный материал, накопленный ва последние годы, совершенствование сети сейсмических станций - все это позволило повысить точность полученных результатов.

Выходными материалами, предназначенными для практического использования, является (рис. 11):

1. Карта исходной балльности и сейсмогенерируквдих зон масштаба 1:500000, на которой показаны:

- сейсмогенерируидие зоны, дифференцированные по максимальной ыагнитуде (Ммах) ожидаемых землетрясений через 0,6 единицы;

- изолинии ожидаемой сейсмической интенсивности, проведенные с градацией через 0,5 балла;

- изолинии сродней частоты повторения сотрясений различной интенсивности.

2. Карта суммарной балльности масштаба 1:500000. отражающая интегральную оценку исходной балльности и ее приращения ва счет •.ыл-нерно-геологических условий (типы грунтов, уровень грунтовых

- 52 -

вод, акустическая жесткость грунтов).

3. Карта максимальных ускорений масштаба 1:500000, составленная на основе Карты сейсмогенерируацих зон с известными значениями Ммах для средних грунтовых условий. Проведенные на карте изолинии значений максимальных ускорений соответствуют определенным баллам.

ДСР Алматинского промрайона относится ко второму классу, по- • лученные в результате его проведения карты могут быть использованы для выбора площадок, проектирования и строительства всех объектов, за исключением особоважных ( атомных реакторов, химических комплексов и т. д.), для которых требуются дополнительные исследования.

Пакет карт ДОР Алматинского промрайона с объяснительной запиской одобрен Госархстроем Республики Казахстан от 28.05.1993 г. и рекомендован для использования в народном хозяйстве.

5.4. Сейсмическое районирование ЖамСил-Шмкентского промрайона /43,44/

Работа по сейсмическому районированию Жамбыл-Шымкентского промрайона проводилась по двум основным направлениям: 1 - подго тонка сейсмологической основы и 2 - разработка сейсмотектонической основы юрты сейсмического районирования.

В целях сейсмологического обоснования карты проведен анализ всех имеющихся материалов по сейсмичности региона начиная с исторических времен. В результате составлены карты эпицентров слабых и сильных землетрясений, индивидуальных и сводных изосейст. Изучены закономерности затухания интенсивности сотрясений, характер згшцентральных полей, сейсмический режим и повторяемость эемлет-ряеений; проведена количественная оценка сейсмичности в виде кар1, плотности эпицентров, сейсмической активности и максимальных возможных землетрясений.

В основу выделения зон ВОЗ (сейсмогенерируицих зон) положен юмплекс сейсмологических и сейсмотектонических материалов, причем для дифференциации их но максимальной иагнитуде ожидаемых землетрясений использованы количественно ьыражонныо сейсмологически. (плотность эпицентров, сейсмическая активность, Кмах) и ^ й .ыоччг.тоничесгле ( мощность земной коры, плотность разломов, .пп , н .'ш:1к-сть неотек.гонических движений) критерии.

Переход от зон ВОЗ к районам сотрясений различной интенсивности на поверхности Земли осуществляется путем учета коэффициента затухания интенсивности сотрясения, установленного на основе обобщения и анализа макросейсмических данных о сильных землетрясениях.

Таким образом, основными элементами юрты СР Жамбыл-Шым-кентского промрайона (рис. 12) являются: 1 - зоны ВОЗ с указанием максимальных магнитуд с градацией через 0,5 магшггудной единицы; 2 - изолинии ожидаемой сейсмической интенсивности по кясале KGK-64; 3 - средняя частота повторения сотрясения различной интенсивности.

Районы с возможной интенсивностью землетрясений до 9 баллов охватывают Северо-Киргизский хребет, а таютэ узкую полосу предгорной равнины. Их границы определены исходя из положения Севе-ро-Киргизской сейсмогенерируюией зоны с Мгах-7,1-7,5.

Районы с ожидаемой интенсивностью до 8 баллоз приурочены к хр. Каржантау и его отрогам, где ожидаемая lim оценивается п 6,6-7,0. 7-балльные зоны расположены как вдоль хребта Каратоу, так и на предгорных равнинах. 6-балльные зоны выделены в пределах аккумулятивных равнин Чуйекой и Кзылкумской впадин. В некоторых случаях здесь опасность может исходить от сейсмогенерируюзих зон с Ммах до 5,6-6,0.

5.5. Комплексное сейсмическое микрорайонирование территории г. Алматы /6/

В основу карты комплексного сейсмического шкрорайонирования г. Алматы масштаба 1:25000 положенье 1 - результаты комплексных исследований по определению фоновой сейсмичности (разделы 2 и 3); 2 - карта районированга территории г. Алматы по прирашршта сейсмической балльности с элементами инженерно-геологического районирования (составители М. Т. Аликов, В. В, Нодколзин, А. Р. Цусин, а И. ЕЬци-лов); 3 - результаты комплексного изучения зон разломов в пределах г. Алматы с целью их дифференциации по степени современной ак тивности; 4 - сводный график затухания интенсивности землетрясений для Алматинского промрайона в субмеридиональном направлении (раздел 2.2. 3); 5 - результаты анализа макросейсмических данных по Ее рне некому 1837 г. , Чиликскому 1889 г., и Кеминскому 1911 г. землетрясениям (раздел 2.2.2). На разных этапах работы учитияа-

-л-

лись практич.-еки все дгшные, относящиеся к сейсмическому мккрора-йонированию тг|т:!тсрии г. Алматы, полученные различными органиэа циями и учреждениями и отдельными исследователями, доставленная юрта комплексного сейсмического микрорайонирования г. Алматы утверждена Госстроем Казахской ССР в 1983 году и служит в качества нормативного документа для проектных и строительных организаций г. Алматы.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Главным итогом исследований автора является разработка на базе системного анализа данных сейсмологической основы карты обпего и детального сейсмического районирования и получение новых данных о строении и физических характеристиках литосфера

В процессе исследования решены следующие задачи:

1. Пересмотрены, уточнены и систематизированы по единой методике исходные макросейсмические и инструментальнье ранние по территории Казахстана. Проанализированы точность и надежность данных. обеспечивающие их представительность для сейсмологической интерпретации. Составлены сводный каталог сильных землетрясений Казахстана с М»4,3 с древнейших времен по 1992 г., альбом карт индивидуальных изосейст для землетрясений с 1о*б баллоз для всего сейсмоактивного пояса Казахстана и с 1о»5 баллов для отдельных важнейвих промрайонов. Проведен анализ карт изосейст и определены их основные параметры.

2. Разработана номограмма для одновременного графического определения глубины очага h и коэффициента затухания If по шк-росейсмическим данным. Исходными данными являются величины, которые менее подвержены случайным ошибкам - средние радиусы или площади изосейст и их интенсивность. Макросейсначеская палетка используется в npaicniKe сейсмологических исследований.

3. Составлена единая схема приращения балльности на территории города Верного (ныне Алматы) на основе детального анализа материалов о разрушительных последствиях сильнейших Северо-Тпнь шаньских землетрясений прошил лет (Верненское 1887 г.. Чиликское 1889 г. , Кемииекое 1911г. ) с привязкой к плану города и типу строений на момент землетрясений.

4. Детально изучен характер затухания интенсивности землетрясений с расстоянием для целей ОСР.ДСР, CUP. Для задач ССР Ка-

захстана определены коэффициенты в уравнении макросейсмического поля, которые использованы для перехода от зон ВОЗ к сотрясениям на поверхности земли в баллах. Применительно к задачам ДСР Алма-тинокого промрайона установлен реальный закон убывания балльности с расстоянием для землетрясений различных магнитудных групп (М—1-3). Для целой СЫР г. Алматы получена реальная кривая затухания интенсивности землетрясений от участков,представляющих потен-цигоьиую сейсмическую опасность. Полученные результаты использованы при составлении карт сейсмического районирования различных масштабов и видов.

5. Получено детальное представление об уровне современной сейсмической активности территории Казахстана, выявлены основные сейсмоактивные зоны на территории республики и даны оценки их вероятного сейсмического потенциала на основе инструментальных сейсмологических исследований, проведенных за последние 30 лет, в комплексе с сейсмотектоническими и геофизическими материалами.

6. На примере Алматинской сейсмоактивной зоны показаны значимые различия параметра У в пространстве, причем поле параметра представлено чередующимися зонами повышенных и пониженных значений меридионального направления. Вывод о значительном изменении параметра $ в пространстве наряду с другими характеристикгши сейсмичности использован для выделения зон ВОЗ и оценки максимального возможного землетрясения.

?. Предложен новый метод картирования неоднородностей литосферы по поглощению поперечных сейсмических волн, основанный на. совместном анализе динамических характеристик короткопериодной группы Цг и ее коды. Достоинством метода является высокая точность оценок суммарного поглощения, возможность изучения коры и верхней мантии в районах, где отсутствуют сейсмические станции, и как результат - значительное повышение возможностей извлечения информации из сейсмических записей по сравнению с традиционными методами.

8. Проведено картирование неоднородности литосферы территории Средней Азии и прилегающих районов по поглощению сейсмических волн. Показано, что эпицентры сильных землетрясений с Ц»6,0 приурочены к границам разнородных по поглощению блоков. При этом сильнейшие события с Ы*7,0, как правило, тяготеют к протяженным субширотным зонам повышенного поглощения. Выявлена хорошая- корреляты поля поглощения с элементами тектоники. Повышенное поглон»;-

ние ассоциируется о многими длительно развивающимися зонами глубинных разломог?.. <Х:;;лрные поля низкого поглощения отчетливо связываются с крупными тектоническими впадинами.

9. Обнаружены ярко выраженные признаки анизотропии поля пог-лодания в некоторое районах, проявлящнеся в существенном различии относительного уровня группы Зп на разных азимутах от эпицентров землетрясений. В районе Восточного Тянь-Шаня векторы минимального поглощения ориентированы в северо-западном - юго-восточном направлении, на Западном Тянь-Шане главные области анизотропии поглощения - петля вокруг Фэрганской впадины и зоны сочленения Памира и Тянь-Шаня. Высказана гипотеза о геодинамических процессах, связанных с течениями маловязкого мантийного материала, которые приводят к анизотропии поля поглощения в верхней мантии.

10. ГЬлученные результаты использованы для составления нормативных карт сейсмического районирования рапных видов для территории Казахстана:

- общего сейсмического районирования Казахе »ана масштаба 1:2500000;

- временной схемы сейсмического районирования Восточно-Казахстанской области и прилегающих районов в масштабе 1:1000000:

- детального сейсмического районирования Алматинского в масштабе 1:500000 и Жамбыл-ЦЬмкентского в масштабе 111000000 промрайонов;

- комплексного сейсмичесюто микрорайонирования территории . Г.Алматы в масштабе 1:25000.

СПИСОК ОСНОВНЫХ ПУБЛИКАЦИЯ АВТОРА, ПОЛОЖЕННЫХ В ОСНОВУ НАУЧНОГО ДОКЛАДА

Монографии:

1. Новый каталог сильных землетрясений на территории СССР (с древнейших времен до 1975 г.) V: Наука. 1977 (коллективная, авторство по главам): Часть Ш Глава а Средняя Азия и Казахстан. С. 193-296; Глава 1У. Алтай и Саяны. С. 297-314. Часть Ш. Описание сильнейших землетрясений. С. 497-499. (От Казахстана А. Нурмагаыбетов, А. Сыдыков).

2. Уразаев Б. М., Акишев Т. А.,Нурмагамбетов А. и др. Сейсмическое районирование Казахстана. Алма-Ата: Наука. 1979. 117с.

3. Сейсмическое районирование территории СССР. Наука, 1980.307 с. (авторство по главам): Глава 23. Казахстан. С. 194-204.(Акиаев Т. А., Досымов А., Калинин Е. Г., НурмагамСетов А. и др.).

4. Жаланаш-Тюпское землетрясение 25 марта 1978 г. Алма-Ата: Наука, 1981 (авторство по главам): Главы: Ш, 1 У, У. УЛ. С. 41-113 (И. Л Шрсесов, А. Нуриагамбетов, А. Сыдыков и др.).

5. Нерсесов И. Л., НурмагамСетов А., Сыдыков А. Детальное изучение сейсмического режима Казахстана и прилегающих территорий. Алма-Ата- Наука, 1982.160 с.

6. Ержанов Ж. С. .Шадилов В. И.,НурмагамСетов А. .Сыдыков А., Абулга-зин Р. К. Сейсмическое микрорайонирование территории г. Алма-Аты. Алма-Ата: Наука, 1982.112 с.

7. Ержанов X. С. , Курскеев А. К., Тимуш А. В , НурмагамСетов А. и др. Сейсмогеология и сейсмический режим восточных флангов Заилийс-кий и Кунгей Алатау. ВИНИТИ. N 4967-83.1983.106 с.

Статьи и тезисы:

8. НурмагамСетов А.. Сыдыков А., Досымов А. Сильные аемлетрясения Казахстана и сопредельных территорий за 1968-1972 гг.//Цатериалы конференции молодых ученых ИГН АН КазССР. Алма-Ата. 1972.

С. Б5-56 .

9. Ураааев & 11, НурмагааЛетов А., Досымов А., Сыдыков А. Сильнш землетрясения юга и юго-востока Казахстана за 1972-1974 гг. //Изв. АН КазССР. Сер. геол. 1974, N 4. С. 11-18.

10. НурмагамСетов А. Затухание сейсмических волн и энергетическая классификация землетрясений по наблюдениям аппаратурой ЧИСС. //Цагнитудная и энергетическая классификация аемлетрясе-, ний.М: Наука, 1974. С. 164-173.

11. НурмагамСетов А. .Сыдыков А. .Досымов А. Джамбуле кое землетрясение 10 мая 1971 г.//Сильные землетрясения Средней Азии и Казахстана. Душанбе: Дониш, 1975. Вып. 2-4. С. 31-36.

12. НурмагамСетов А., Досымов А.. Сыдыков А. Сарыкамыаское землетрясение 5 июни 1970 г. на территории Казахской ССР. //Сильные землетрясения Средней Азии и Казахстана. Дутанбе: Донша, 1975. Вып. 2-4. а 24-30.

13. Сейсмичность (дверного Тянь-Шаня и Джунгарии //Информ. сборник ИГН АН КазССР. Алма-Ата: Наука, 1976. С. 45-47 (Коллектив).

14. НурмагамСетов А. .Досымов А.,Сыдыков А. О сильных землетрясениях

юга и юго-во£тска Каэахстана//Материалы Респуб. конф. молодых ученых. Алма-Ата. 1076. С. 52-53.

15. Нурмагамбетов А. .Сыдыков А. Макросейсмическая палетка для одновременного определения Vи IV/ Новый каталог сильных землетрясений территории СССР. И Наука, 1977. С. 24-25.

16. Нерсесов И. Л. .ВЬцилов В. И..Нурмагамбетов А. .Сыдыков А. Изучение затухания интенсивности землетрясений с расстоянием в связи о задачами сейсмического микрорайонирования//Изв. АН СССР, йгашса Земли. 1978. N 11. С. 28-41.

17. Нерсесов И. Л., Нурмагамбетов А., Сыдыков А. О долгосрочном прогнозе сильных землетрясений на Северном Тянь-Шане// ДАН СССР. 1930. Т. 250. N 6. С. 1352-1355.

18. Нурмагамбетов А. .Сыдыков А. Некоторые вопросы детального изучения сейсмичности Восточного Тянь-Шаня и Джунгарского Алатау// Детальное сейсмическое районирование. 1£ Наука, 1980. С. 76-82.

19. Нерсесоз И. Л., Сил ига в А., Нурмагамбетов А., Михайлова Н. Н. Сейсмический режим Северного Тянь-Шаня в г "лзи с Нала-наа-Тюпским землетрясением 25 марта 1978 г. // Изв. АН СССР. 5я-зика Зешш. 1981. N 5. С. 18-30.

20. Абулгазин Р. К. .Нурмагамбетов А. .Сыдыков А. .Шацшюв Е И. Распределение сейсмической интенсивности разрушительных землетрясений Северного Тянь-Шаня на территории г.Верного (новая интерпретация)// Изв. АН КазССР. Сер. геол. 1981. М 4. С. 35-43.

21. Винник Л. П. .Копничев Ю. Ф. .Косарев Г. Л. .Нерсесов II Л. .Нурмагамбетов А. состояние и перспективы использования сойсшлоги-ческих методов в задачах прогнозирования сейсмической опасности// Геолого-геофизические методы исследования в сейсмоопасных зонах (тезисы докладов). Фрунзе. 1981.С. 7-8.'

22. Нурмагамбетов А. .Сыдыков А. .Ли А. Е .Михайлова IIII .Грибанов Ю. Е Методика оценки сейсмической опасности в количественных характеристиках сейсмических колебаний// Геолого-геофизичсские иэ-тоды исследований в сейсмоопасных зонах,(тезисы докладов). Фрунзе. 1981. С. 75-76.

23. Нурмагамбетов А. .Сыдыков А. .Хайдаров Ы. с. Результаты сейсюло-гических исследований по выявлению сейсмоопасных зон на Северном Тянь-Шане// Геолого-геофизические иетоды исследований в сейсмоопасных зонах( тезисы докладов).Фрунзе. 1981. С. 100-101.

24. Аптнкаев Ф. Ф..Нурмагамбетов А. .Сыдыков А- к др. Прогноз сейсш-ческих воздействий для целей детального сейсмического райоии-

роьания (на примере г. Алма-Аты)// Вопросы инженерной сейсмологии. 1932. Вып. 23. С. 00-96.

25. НурмагамОетс j А. Димуш А. Е .Шацилов R И. Особенности развития и сейсмичность земной коры юго-востока Казахстана// Прогноз землетрясений. Душанбе: Дониш, 1982. Вып. 2. С. 9-29.

26. Ержанов Ж. С., Шацилов В. И., Нурмагамбетов А., Сыдыков А. Прогноз сейсмической интенсивности при одностороннем расположении очаговых зон// Прогноз землетрясений. Душанбе: Дониш, 1902. Вып. 2. О. 151-164.

27. Нурмагамбетов А. , Сыдыков А., Власова А. А. Краснова А. Баканасское йешотрясение 25 сентября 1979 г.//Землетрясения в СССР в 1979 г. 1982. С. 48-53.

28. Нурмагамбетов А. .Копничев Ю. Ф. .Ульянина И. А. Особенности поля поглощения в верхней мантии и их связь с характеристикам!! сейсмичности''/ Сейсмичность и прогнозирования землетрясений в Казахстане. Алма-Ата: Паука, 1983. С. 59-63.

29. ¡'Оошшчев ia Ф. , Нурмагамбетов А. Неоднородности астеносферы иод Тянь-Шанем и их связь с сесмичностью района// Тезисы 27-го Цэждунар. геологического конгресса. It Наука, 1984. Т. 1 У. Секция 08,09.

30. Нурмагамбетов А., Сыдыков А. Вопросы оценки сейсмической опасности территории юга Казахстана// Результаты комплексных исследований в сейсмоактивных районах Казахстана. Алма-Ата: Наука. 1934. С. 59-64.

31. Нурмагамбетов А. .Сыдыков А.,Ли А. Н. .Абрамова И. Б. Изучение сейсмичности района строительства Бартогайского водохранилища//Ре-зультаты комплексных исследований в сейсмоактивных районах Казахстана. Алма-Ата: Наука, 1984. С. 66-72.

32. Нурмагамбетов А. , Кошшчес ta Ф. .Ульянина И. А. С) возможности использования характеристик поля поглощении для целей сейсмического районированин//Новые методы райотцонания и изучения сильных землетрясений (тезисы докладов). Кишинев. 19U4.C. 38-40.

33. Копничев И Ф. .Белоусов Т. П. .Нурмагамбетов А. ,Гагожин F,. А. Горизонтальные неоднородности верхней мантии Тянь-Шаня и их связь с тектоникой и сейсмичностью//ДАН СССР. 1904. Т. 278, N2. С. 325-329

34. Нур^Ц'амбетов А. .Сыдыков А. Особенности пространственно-ьромен-иого раоп;>еделения землетрясений Северного Тинь-ЦНня/,' Геолого-геофизическое изучение сейсмоопасных вон. (tvynue. 1984. С. 175-181.

35. Нурмагамбетов А., Сцдьков А. .Ратзанова R А. Вопросы сейсмической опасности района строительства Бестюбинского водохранилища на р. Чарын//ВИНИТИ. II 2848-85. Деп. 1085.

36. Нурмагамбетов А. Структура поля поглощения поперечных волн а верхней мантии Тянь-ЕЬля и сопредельных территорий//Сейсмогео-логические условия возникновения землетрясений. ВИНИТИ. Н 7095-В87 Деп. 1987.

37. НурмагамОетов А. , Сыдыков А. Мэтодика оценки сейсмической опасности в количественных характеристиках сейсьягееских колебаний// Сейсмогеологические условия возникновения землетрясений. ВИНИТИ. 1) 7095-В87 Деп. 1987.

38. Копничев Ю. Ф. , Нурмагамбетов А. Детальное картирование верхней мантии й районе Тянь-Шаня по поглощения сейсютчоских воли// Изв. АН СССР. Физика Земли. 1987. N 10. С. 11-15.

39. Копничев К1Ф., Нурютвмбетов' А. Латеральные неоднородности литое ф-зры Тянь-Шаня а Панира//Соврекэш1ая дин? ;ка литосферы континентов. №1987. С. 58-60.

40. Нурмагамбетов А. Состояние п перспективы развития исследований по сейсмическому районировано территории Казахстана// Вестник АН КазССР. Алма-Ата, 1988. ¡1 8. С. 31-37.

41. Нурмагаибетов А., Сыдыков А., Дгшузшсов К. Д. и др. Унификация кзкросейскических данных по территории Средней Азии и Казахстана для новой карты обеэго сейсмического районирования// Геодогб-геофизические исследования в сейсшопасныз зонах (те- , зисы докладов). Фрунзе. 1989.С. 16-17.

42. Kopnlchev. Yu. F. .Hurmagambetov A. Tien-Shan upper mantle heterogenety and their relation to tectonics and setsmfoity// PRC/U55R workshop on geodinamlcs and seismic risk assessment (abstrakts), China. Bel Jlng:,1991. PP.17- 18.

43. Нурмагамбетов А. .Умурзакова А. С., Тогузбаева 3.C. Еаибыл гзне ПЬвжент аймагындагы яер С1лк1нулер1й1н непзп ерзкпелНсгер!// Изв. АН РК. Сер. геол. 1092. N а С. 81-87.

44. Нурмагамбетов А., Умурзакова А. С. Исследования закономерности проявления сейсмичности на территории Джамбуло-Чимкентского региона// ВИНИТИ. Ш 1991. N 11(241) Деп.С. 108-120.

45. Курскеев А. К., Тимуш А. Е , Нурмагамбетов А., Сыдыков А. Оценка сейсмической опасности Восточно-Казахстанского региона// Изв. АН РК. Сер. геол. 1992. N 6. С. 23-28.

46. Нурмагамбетов А. .Сыдыков А. .Рамазанова It А. Сейсмический ¡-«»¡и

и оценка сейсмической опасности Северного Тянь-Шаня// Проблема прогноза землетрясений на территории Тянь-Шаня( тезисы докладов 1-го Казахстанско-Китайского симпозиума). Алма-Ата, 1992. С. 69-71

•17. Курскеев А. К. , Нурмагамбетов А. .Тимуш А. Е .Сыдыков А. Опыт проведения детального сейсмического районирования (на примере Алма-Атинского промрайона)// Там . же. Алма-Ата, 1992. С. 76-78.

48. Джануааков К. Д., Нурмагамбетов А., Фадина М. П. Общая характеристика сейсмичиости Тянь-Шаня//Там же. Алма-Ата, 1992. С. 66-66.

49. Курскеев А. К. .Тиыуш А. & .Нурмагамбетов А. .Сыдыков А. Временная схема сейсмического районирования' Восточно-Казахстанской области и прилегающих территорий// йэвости науки Казахстана. Сер. развитие современной науки. Алма-Ата, 1992. Был. 4. С. 16-18.

60. Курскеев А. К., Нурмагамбетов А., Тимуш А. К , Сыдыков А. Детальное сейсмическое районирование Адыа-Атинского промрайона //Та^ №. 1993. Вып. 1. С. 21-24.

61. Кветинский С. И. .Кошшчев Ю. Ф. .Михайлова Н. Я , Нурмагамбетов А Рахматуллин и. X. Неоднородности литосферы и астеносферы в очаговых вонах сильных зеидетрясений Северного Тякь-Шаня//Док-дады РАН. 1993. Т. 329 N 1. С. 26-32.

Информация о работе

Нурмагамбетов, Алкуат
доктора геолого-минералогических наук
Иркутск, 1993
ВАК 04.00.22

Автореферат

Похожие работы

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему Сейсмичность и сейсмическая опасность территории Казахстана ВАК РФ 04.00.22, Геофизика

Автореферат диссертации по теме "Сейсмичность и сейсмическая опасность территории Казахстана"

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Сейсмичность и сейсмическая опасность территории Казахстана
ВАК РФ 04.00.22, Геофизика