Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Тектоника очаговых зон сильных внутриконтинентальных землетрясений

ВАК РФ 04.00.04, Геотектоника

Автореферат диссертации по теме "Тектоника очаговых зон сильных внутриконтинентальных землетрясений"

АКАДЕМИЯ НАУК СССР ОРДЕНА ЛЕНИНА ИНСТИТУТ ФИЗИКИ ЗЕМЛИ имени О.Ю.Шмидта

На правах рукописи УДК 551.243

РОГОЖИН ЕВГЕНИЙ АЛЕКСАНДРОВИЧ

ТЕКТОНИКА ОЧАГОВЫХ ЗОН СИЛЬНЫХ ВНУТРЖОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ (на примере юга СССР и западного Средиземноморья)

Специальность 04.00.04 - Геотектоника

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва - 1990

Работа выполнена в Ордена Ленина Институте физики Земли ш. О.Ю.Шшщта АН СССР.

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук Б.В.Григорьянц (Московский институт нефти и газа им. И.М.Губкина)

доктор геолого-минералогических наук, профессор Б.Б.Таль-Вирский (Ташкентский Государственный университет им. В.И.Ленина)

доктор геолого-минералогических наук, Ю.К.Щукин (НПО Нефтегеофизика)

Ведущая организация: Институт сейсмологии АН Уз.ССР

Г

Защита состоится ""б^лЛп^ 1990 г. на заседании Специализированного Совета по геофизике Д. 002.08.02 Ордена Ленина Института физики Земли им. О.Ю.Шмидта АН СССР по адресу: 123810 Москва Д-242, Б.Грузинская, 10

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИФЗ АН СССР. Автореферат разослан 1990 г.

Ученый секретарь

Специализированного совета Д^лГТ ^

кандидат физико-математических '

наук А.М.Артамонов

¡¿ктгЕйг.«

1 ТА1"/

ВВЕДЕНИЕ

^'Акту; льность проблемы. Представления о природе геологичес-

Серт^..|1.-1Ч I - -^-;- - ■• - - - - ^ * .. ------------

СГТРуйтур, с которыми связаны очаги сильных землетрясений, противоречивы. Большинство сейсмологов и сейсмотектонистов связывает сейсмические очаги с зонами крупных разломов. С позиции разломкой модели землетрясений разработаны и физические модели эчагов. В то же время ряд исследователей основополагающее значе-Еше придает дизъюнктивным узлам как местам размещения очагов знлышх сейсмических событий. Существуют также представления, что в генерировании сейсмических толчков разломы не играют вообще никакой роли, что очаг землетрясения - это объемная структура, связанная с ростом складок или с деформацией блоков земной коры. Из трех перечисленных систем взглядов лишь первая конкретизирует юложение сейсмического очага в геологической структуре - плоскость подвижки в очаге отождествляется с поверхностью сместителя разлома. С точки зрения двух других - не вполне ясно, как очаги сильных землетрясений вписываются в дизъюнктивные узлы, складки зсадочных пород или блоки коры.

Разнообразие во взглядах на природу геологических структур, контролирующих сейсмичность, объясняется несколькими причинами. 1ервая из них - скудость сведений о с шлих очагах землетрясений. Пишь в последние 10-15 лет энецентральные зоны сильных событий зтали систематически изучаться с применением комплекса разных, в гом числе и геологических методов. Второй причиной является недостаточное знание структуры геолого-геофизической среды, в которой возникают сейсмические толчки (ширина и внутреннее строе-аие зон глубинных разломов, структурная неоднородность сейсмоактивного слоя и т.п.). Давно известен блоковый характер этой сре-цы (Садовский, 1984), но неясно, какие по размеру блоки имеют глубинное заложение и контролируют сильную сейсмичность. Остается открытым вопрос о соотношении блоков коры со складчатыми деформациями разных рангов.

Неясно также насколько структурно однородны по простиранию зоны крупных разломов.

И, наконец, редко используется очень важный источник информации о сейсмических процессах в очагах - сопоставление всех име-□цихся о них сведений с детальным и более общим геологическим и глубинным строением района возникновения каждого конкретного землетрясения и с ведущими тенденциями тектонического развития дан-

ной территории. Ведь сейсмичность является одним из проявлений более общей причины - современного тектонического режима.

Для совершенствования физической теории строения и развития сейсмических очагов, дум разработки принципов долго- и среднесрочного прогноза землетрясений, для решения задач общего и детального сейсмического районирования знания о геологической структуре очаговых зон совершенно необходимы. Как известно, неглубокие сильные землетрясения, очаги которых располагаются близ поверхности земли или выходят на неё, представ ляют наибольшую социально-экономическую опасность (Н.В.Шебалин, 1984). Поэтому изучение приповерхностной структуры сейсмоактивного слоя геологическими методами и выяснение тектонической позиции очагов такого типа имеет важное теоретическое и практическое значение.

Основная цель работы состоит в выяснении закономерностей геологического строения очаговых зон сильных коровых землетрясений и тех структурных неоднородностей геолого-геофизической среды, которые обусловливают локализацию и конфигурацию сейсмических очагов в пространстве. Для достижения поставленной цели решены следующие конкретные задачи:

1. сбор геологического и геофизического полевого и литературного материала по строению конкретных очаговых зон сильных коровых землетрясений, происшедших в основном за последние 10-15 лет в разных районах альпийского Средиземноморского подвижного пояса и в орогенной эпиплатформенной складчатой области Западного Тянь-Шаня;

2. выявление общих закономерностей геологического строения очаговых зон в зависимисти от магнитуды, тектонической структуры и тенденций развития каждого из изучаемых районов возникновения землетрясений;

3. ¿йор детального структурного материала, характеризующего неоднородное строение сейсмогенерируицей геолого-геофизической среды на территории хорошо изученных и обнаженных складчатых систем (Шного Тянь-Шаня, Кавказа, Кодетдага);

4. сопоставление выявленных продольных и поперечных структурных неоднородностей складчатых систем с глубинными структурами, контролирующими план новейших движений и сейсмические проявления (шовными сейсмогенными зонами), выяснение характерных раз-

меров блоков корн, обрамленных этими шовными зонами.

Научная новизна работы.

1. На основании изучения сейсмодислокаций, .геолого-геофизи-ческиг данных о поверхностной и глубинной структуре районов возникновения сильных землетрясений, а также конфигурации облаков афтершоков, геодезических, макросейсмических и др. материалов выявлено конкретное геологическое строение очаговых зон сильных внутриконтинентальных землетрясений. Построены геологические модели сейсмических очагов рассматриваемых землетрясений как простые - в виде единой плоскости подвижки, так и сложные - в виде двух и более пересекающихся или сочленяющихся: поверхностей вертикальных, наклонных или субгоризонтальных разрывов.

2. Разработан комплекс методических приемов, позволяющий выявлять морфологические неоднородности складчато-разрывной структуры сейсмогенерирующей геолого-геофязической среды в пределах исследованных' складчатых систем Хкного Тянь-Шаня, Большого Кавказа, Копетдага.

3. Прослежено унаследованное развитие новейших продольных и поперечных поднятий и прогибов, контролирующих сейсмичность, от древних, геосинклинального заложения продольных и поперечных зон с разной складчато-разрывной структурой.

4. Выявлены характерные размеры блоков коры с глубинным заложением, обрамляемых продольными, поперечными пли диагональными човными сейсмогенными зонами.

5. Проведено сопоставление размеров очагов изученных землетрясений, а также "среднестатистических" очагов с разной магниту-дой с характерными размерами блоков, отражающих глубинную делимость коры.

Таким образом, разработанное в диссертации новое научное нал-. равяение сводится к разработке методик для геолого-геофпзической паспортизации очагов сильных землетрясений и для выявления структурных неоднородностек геолого-геофизической среды, определяющих размещение и конфигурацию этих сейсмических очагов.

Этот комплекс методик позволяет решить крупную научную проблему - выяснение конкретной геологической структуры очагов сильных землетрясений в зависимости от магнитуда; в виде единой плоскости подвижки в зоне разлома (М<6); в виде двух или нескольких пересекающихся и сочленяющихся плоскостей подвижек в зонах суб-

вертикальных или наклонных разрывов, образующих сложный дизъюнктивный узел (6^М<7,5).

Кроме того, работа содержит эмпирическое обобщение геолого-геофизического и сейсмологического материала по строению очаговых зон ряда сильных землетрясений, происшедших в основном в последние 10-15 лет в альпийском Средиземноморском поясе и его ближнем обрамлении.

Практическое значение работы. Выявленные закономерности строения очаговых зон сильных коровых землетрясений, -а также сведения о детальной внутренней складчато-разрывной структуре сейс-могенных зон используются при общем и детальном сейсмическом районировании, а также в работах по долго- и среднесрочному прогнозу сильных землетрясений.

Собранные структурные материалы и выявленные закономерности неоднородного строения складчатых систем йгного Тянь-Шаня и Большого Кавказа могут быть использованы для тектонической интерпрет тации материалов геофизических работ, проводимых на их территории и в соседних районах.

Внедрение результатов работы. Результаты сейсмотектонических исследований использованы автором при составлении карт разломов и блоков Кавказа и Копетдага, послуживших основой для карт оперативного слежения за режимом сейсмичности при работе по среднесрочному прогнозу землетрясений в составе межотдельской группы ОСАС ИФЗ АН СССР (в содружестве с Кавказским региональным центром прогноза землетрясений).

Материалы изучения очаговых зон сильных землетрясений необходимы для начавшихся работ над новой картой сейсмического районирования территории СССР м-ба 1:2 500 ООО при составлении карт ВОЗ в двух направлениях: при пространственной локализации и оценке их ранга, а 1-акже при уточнении положения очагов.

Составленные автором структурно-геологические разрезы Алайско-го дребта включены в производственные отчеты геолого-съемочных партий Екно-Киргизской геологической экспедиции НО "Киргиз-геология", а структурно-геологический разрез по р.Кодори на южном склоне Большого Кавказа использован в производственном отчете Геофизической партии по региональным работам ПО "Грузгеоло-гия" для интерпретации данных по составленному профит МОВЗ.

Материалы по строению Шного Тянь-Шаня, Большого Кавказа и Копетдага послужили основой для изображения этих районов на Карте региональных тектонических структур складчатых областей

СССР (Основе для карты редкометальной метаЬЙтении СССР) м-ба 1:2500000, изд.ИМЕРЭ,1980 и Карте тектонических структур складчатых областей азиатской части СССР (Основе для карты редкометальной металлогении СССР) м-ба 1:7500000, изд. ИМГРЭ, 1986.

Публикации по теме диссертации. Основные результаты проведенных исследований опубликованы в монографии (Рогожин, 1977), в восьми сборниках и монографиях в соавторстве, а также более, чем в .50 статьях в журналах "Бюллетень Московркого общества испытателей природы", Доклады АН СССР, "Геотектоника",Изв.АН СССР, серия "Физика Земли", "Геоморфология", "Природа", "Natura ".Сообщения АН ГрССР, Изв.АН Туркменской ССР, Изв. АН Аз.ССР, в сборниках серии "Землетрясения в СССР", "Вопросы инженерной сейсмологии" и в других изданиях.

Апробация .работы. Результаты диссертационного исследования докладывались на Всесоюзных и Международных совещаниях - Совещании, посвященном 30-летию Ашхабадского землетрясения (1978, Ашхабад)совещании по Соотношению геологических процессов в палеозойских складчатых сооружениях Средней Азии (1978, Фрунзе), Международном симпозиуме по изучению сейсмической опасности (1981,Либлице,ЧССР)Д1Х .Генеральной Ассамблее Европейской сейсмологической комиссии (1984,Москва), Всесоюзном совещании "Опыт-изучения Газлийских землетрясений и проблема прогнозирования землетрясений" (1985,Ташкент), 23-ей и 25-й Генеральных Ассамблеях Международной ассоциации сейсмологии и физики земных недр ( iaspei) (1985,Токио;1989,Стамбул), Третьем-Всесоюзном семинаре-школе "Геодинамика Кавказа" (1986,оз.Севан), XX и ХХШ Всесоюзных, тектонических совещаниях (1987,1990,Москва), Всесоюзной конференции "Современная геофизика литосферы континентов" (1985, Иркутск), Втором Всесоюзном симпозиуме "Экспериментальная тектоника в решении задач теоретической и практической геологии"' (1986,Ялта).Юбилейной сессии,посвященной 50-летию Кавказской геологической экспедиции МГУ (1988).Всесоюзной школе-семинаре "Геолого-геофизические исследования в сейсмоопасных зонах CCCF"(I989. Фрунзе). Автор принимал участие в работе некоторых других совещаний и симпозиумов, делал доклады на заседаниях Московского общества испытателей природы-(1973,1976), заседаниях Ученого Со-.вета ЙФЗ АН СССР, расширенном заседании Бюро Отделения геологии, геофизики,'геохимии и горных наук АН СССР (1989), читал лекции для молодых ученых (1987,Суздаль) и на курсах повышения квали-

фикации геологов-съемщиков (геологический ф-т МГУ, 1989). .

В ответ на устные и письменные запросы многие публикации автора переданы ведущим зарубежным ученым: Р.Прайсу, Р.Трюмпи, Б.Сикошеку, М.Моичевичу, С.Чичичу, М.Меграоуи, О.Кирещу, С.Ку-мару, К.Кхатри, А.Систернасу, Е.-К.Буске, Э.Фшшпу и др. Ссылки на работы автора содержатся в вышедшей в Югославии монографии ( Э.&Шб , 1985).

Фактический материал. В основу работы положены следующие данные. I. Материалы личных, а также в содружестве с Б.А.Борисовым, С.С.Арефьевым, Н.В.Шебалиным, К.Г.Плетневым, Г.И.Рейсне-ром, Л.Б.Славиной, Н.В.Кондорской, Т.Я.Мамедовым, Л.Н.Рыбаковым, Б.М.Богачкиным, А.Г.Гасановым, Б.М.Панахи и.др. многолетних исследований (с 1977 г.) по вопросам сейсмотектоники и геологического контроля сильной и слабой сейсмичности, а также по геологическому обследованию плейстосейстовых областей сильных землетрясений в СССР и др. странах.

2. Опубликованные материалы о сильных землетрясениях в СССР и др. странах (Землетрясения в СССР; Новый каталог.,.. Ред. Н.В. Кондорская, Н.В.Шебалин, 1977; и др.).

3. Результаты личных многолетних (с 1966 г.) полевых исследований складчато-разрывной структуры Южного Тянь-Шаня, Кавказа, Копетдага, Динарид, Телль-Атласа, систематизированные в виде большого количества детальных структурно-геологических разрезов и карт.

4. Опубликованные материалы, отражающие структуру изученных складчатых систем (Сорский, 1962; Шолпо, 1964, 1978; Виноградов, 1961; Шадчинев, 1970; Буртман, 1976; Леонов, 1986-1989; Калугин,. 1977; Кер, 1973;Мо31сет1с , 1980;С1й1о , 1985; Апйг1еих , 1971, 1973; Шгапа-Ве18а , 19&-1971; 11а«ацег , 1951-1973

и др.) .

5. Карты фаций и мощностей палеозойских отложений Южного Тянь-Шаня, построенные автором на основании большого количества опубликованных и фондовых данных по стратиграфии.

6. Материалы по неотектонике изученных .складчатых систем из опубликованных работ (Милановский, 1968; Николаев, 1973; Рандаан, 1986, 1987; Несмеянов, 1971, 1978, 1986; Чедия, 1972, 1986; Джа-малов, 1986 и др.).

В работе по выявлению закономерностей строения очагов землетрясений (I часть диссертации) рассматриваются землетрясения с

5,5<М<7,5, то есть проявления мезосейсмичности. Поскольку для анализа структуры очагов привлекались только материалы по хорошо и комплексно изученным землетрясениям, то многие сейсмические события такой силы, а также такие интересные объекты, как очаги •• землетрясений-гигантов (с М> 7,5), к сожалению, из рассмотрения выпали, т.к. не были своевременно и детально обследованы. Выбор объектов исследования ограничивался также в основном теми землетрясениями, в изучении которых автор принимал непосредственное участие. Это сузило рамки использованного материала еще и территориально: все эти сейсмические события произошли в пределах альпийского Средиземноморского пояса или в его северном обрамлении.

Для решения указанных выше задач интерес представляют неглубокие коровые, особенно приповерхностные землетрясения и те из них, очаг которых вышел на поверхность, поскольку только они могут успешно изучаться с помощью геологических методов. Размеры очагов самых сильных из рассмотренных землетрясений (по Риз-ниченко, 1068; Шебалину, 1975; Штейнбергу, 1983; Вакову, 1988; смплегу , 1969 и др.) соизмеримы с мощностью земной коры в складчатых областях и не превосходят ширины одной складчатой системы. Эти объекты исследования ■ являются внутриплитными, внутриконтинентальными. Поэтому для понимания их структурной приуроченности и геологического строения нет необходимости привлекать положения общих тектонических концепций, к примеру гипотезы тектоники плит.

Детальное изучение структуры сейсмогенерирувдей геолого-геофизической среды (П часть диссертации) проводилось на примере Южного Тянь-Шаня и Большого Кавказа (хотя для районов возникновения землетрясений, затронутых в первой части, также дано довольно подробное описание их тектонического устройства). Все это - хорошо обнаженные складчатые системы, входящие в Средиземноморский пояс и его северное обрамление. Для Южного Тянь-Шаня и Большого Кавказа также привлечены литературные данные о многих сильных, но недостаточно полно обследованных землетрясениях. .

Таким образом, очерчиваются предает и круг объектов и районов исследования.

Построение и объем работы

Диссертация разделена на две части, предваряется введением и завершается заключением. Первая часть (4 главы) отражает глав-

ные закономерности геологического строения очаговых зон сильных землетрясений. Вторая часть (5 глав) посвящена строению и истории развития складчатых систем, а также структурным особенностям продольных и поперечных сейсмогенных и асей,тачных зон в их пределах. Работа имеет объем стр., сопровождается ИВ иллюстрациями и списком литературы в Я2? названий.

На всех этапах работы автор постоянно пользовался советами и консультациями члена-корреспондента АН СССР В.В.Белоусова, а также сотрудников ИФЗ АН СССР Б.А.Борисова, А.В.Горячева,. И.Е. Гуйина, Л.И.Иогансон, Ю.Ф.Кошшчева, Б.Г.Лутца, Л.Б.Славиной, Ю.П.Сковородкина и др., а также сотрудников других организаций:

A.В.Вихерта, М.А.Гончарова, К.Л.Волочковича, В.М.Ненахова, Е.Я. Ранпман, Д.П.Резвого, П.Д.Резвого, Р.Е.Риненберг, О.К.Чедии,

B.П.Чернншука, И.Д.Фатхуллаева и др.

Большой труд по чтению рукописи диссертации и автореферата взяли на себя В.В.Белоусов, Н.В.Кондорская, Г.Л.Косарев, Г.И.Ре-йснер, Г.А.Соболев, Н.В.Шебалин, В.Н.Шолпо, В.В.Штейнберг, С.Л. Юнга, чьи замечания и доброжелательная критика учтены автором в окончательном варианте -работы. В подготовке рукописи неоценимую помощь оказали Е.П.Исакова, Е.Н.Белякова, В.А.Николаичева, С.Н. Мишина, И.Н.Макарова, С.К.Усков.

Автор многим обязан коллективу лаборатории геодинамики ИФЗ АН СССР и чл.-корр. АН СССР В.В.Белоусову и, пользуясь случаем, • выражает глубокую признательность всем товарищам, способствовавшим выполнению этой работы.

теть I

Геологическое строение очаговых зон сильных землетрясений

Глава I. Состояние проблемы геологического изучения

очагов сильных землетрясений. Методика исследований •

В советской сейсмотектонике сложились противоречите представления о приуроченности сейсмических очагов к определенным геологическим структурам. И.Е.1убин (1974) связывает сейсмические проявления с плоскостями крупных разломов. В.И.Кейлис-Борок и др. (1975) цришли к выводу, что эпицентры крупных землетрясений "садятся" в дизъюнктивные узлы разных рангов. Г.П.Горшков (1984) представляет очаги в виде продуктов деформации объемных структур: складок,■блоков.

В последние года в связи с использованием новой записываю- '

щей аппаратуры, новых методик математической обработки данных сейсмологические наблюдения стали более детальными и надежными, чем ранее. После 'сильных землетрясений кроме сейсмологических стали проводиться различные другие геофизические исследования, геодезические работы и аэрофотосъемка. Все эти источники информации позволяют комплексно, своевременно и детально изучить проявления сейсмического процесса, установить параметры и конфигурацию очага, особенности сейсмического режима. С другой стороны, сильно повысилась геолого-геофизическая изученность глубинных и приповерхностных горизонтов земной коры. Закончена детальная геологическая съемка многих сейсмоопасных областей. Систематически стало проводиться геологическое обследование плейстосейстовых зон сильных землетрясений, включающее детальное картирование остаточных деформаций грунта и установление поверхностных и глубинных сейсмогенных геологических структур (Солоненко, Хромов-ских, 1973, 1974;Cisteraas et.al. , 1981, 1989; Рогожин, Борисов, 1986-1989;Slenmona , 1977;Smith , Wyss , 1968; Wallace, Roth , 1967;.Ambrageys , Tchalenko, 1968, 1970 И др.).

Прогресс в обеих отраслях знания открывает большие возможности во взаимодействии двух наук - сейсмологии и геологии. Применение методик комплексного геолого-геофизического изучения очаговых зон сильных землетрясений позволяет по-новому представить строение геологической структуры, которая является очагом сильного землетрясения, а также и развитие сейсмического процесса в нем.

Из огромного объема материалов, собираемых в настоящее время в процессе .изучения каждого сильного землетрясения, наиболее важными для понимания геологической структуры и тектонической позиции очага являются: результаты крупномасштабной геологической съемки системы сейсмодислокаций, в случае наличия сейсмотектонических нарушений - детальные данные о приповерхностном строении сейсмогенных разрывов, в случае вторичного, сейсмогра-витационного их характера - материалы геодезических исследований реакции поверхности на подвижку в недрах. Строение очага на глубине выявляется на основании положения облака афтершоков (о правомочности такого методического приема свидетельствует хорошая сходимость материалов сейсмологических наблюдений и изучения поверхностного эффекта во многих случаях, когда очаг землетрясения выходит на поверхность). Для этой работы автором отбирались

только точные и надежные сведения о гипоцентрии афтершоков, собранные сейсмологами при работе в ближних зонах землетрясений, особенно с использованием телеметрической сети (Арефьев и др., 1986-1989; Ciateтоaa ег.а!¿981-1990 и др.). Доверие вызывают также материалы о повторных толчках, собранные с помошыо региональной сети, но обработанные методом групповой гипоцентрии (Ко-ндорская и др., 1986-1990), значительно повышающим их представительность. Необходимы также сведения о механизмах очагов главных и повторных толчков, хотя они часто и противоречат результатам геологического изучения поверхностных деформаций. Много информации, хотя и тоже часто противоречивой, можно подучить из материалов грамотно и детально проведенного макросейсмического обследования. Формулы расчета геометрических параметров сравнительно просто устроенных очагов по характерным особенностям поля изосейст (Шебалин, 1974); а также затухания макросейсмического эффекта (Ананьин, .1977) представляют в этом смысле большие возможности.

В своей работе автор для каждого землетрясения по возможности старался собрать все или большинство из этих данных в комплексе и увязать их с материалами о геолого-геофизическом строении очаговой зоны так, чтобы получилась пространственная и как можно менее противоречивая картина строения очага - его тектоническая модель. В дальнейших описаниях конкретных землетрясений упоминаются лишь те из вышеперечисленных сведений, которые помогают конкретизирозать такие модели. Все прочие для краткости опускаются.

Глава П. Геологическое строение очагов сильных землетрясений в складчатых системах альпийского Среднезем-

номорского пояса

В первом разделе главы приводится описание строения глав* ных типов крупных тектонических подразделений цояса: I) складчатых и складчато-покронных поднятий, 2) приподнятых массивов до-альпийского основания, 3) передовых, межгорных прогибов и .наложенных впадин. Изученные сильные зеилетрясения занимают вполне определенную структурную позицию: по большей части их эпицентры тяготеют к -зонам сочленения перечисленных тектонических элементов (Рогожин и др., 1987). Так, Эль-Аснамское (1980г.), Черногорское (1979г.), Ашхабадское (1947г.) и землетрясения Фриули

(1976-1977 гг.) приурочены к границам внешних миогеосинклиналь-ных зон складчатых систем и предгорных передовых прогибов, а Спитакское (1988 г.) расположено в пограничной области складчатой зоны и срединного массива. В этих случаях сейсмогенерируга-щая среда характеризуется повышенной жесткостью в связи с близким положением кристаллического фундамента, расколотого системами ортогональных и диагональных разломов. Кумдагское (1983г.), Бурунское (1984г.) и Каспийское (1986г.) сейсмические события возникли на контакте подвижной складчатой системы и молодой платформы. Большие мощности кайнозойских рыхлых отложений при сокращенной мощности коры обуславливают повышенную мягкость, податливость среда. В таких условиях сильные приповерхностные землетрясения могут происходить лишь при большой скорости тектонических движений и быстром накоплении напряжений.

Эль-Аснамское землетрясение 10 октября 1980 г. (М=7,2-7,3; 10=Ю) возникло на севере Африки в Алжире на территории Шелиф-фской наложенной межгорной впадины, окруженной горными цепями Телль-Атласа.. Субширотно вытянутые тектонические зоны этой складчатой системы пересекаются.диагональными .(северо-восточного простирания) разрывами, протягивающимися в Телль из Южного Атласа (Кер, 1973). Крупнейшие разломы этого "антителльского" простирания, ограничивающие с обеих сторон грабен юго-западной части Шелиффской впадины,пересекаются в районе г.Эль-Аснам с крупнейшей тектонической линией -.Центрально-Телльским субширотным глубинным разломом, образуя дизъюнктивный узел. Указанный субширотный линеамент разделяет зоны Северного и Южного Телля, служит северной границей частично перекрытого тектоническими покровами Лредтелльского передового -прогиба, вдоль него выстраивается цепь новейших межгорных впадин: Медеа, Шелифф, Суммам (Рейс-нер, Рогожин, 1985)..

При землетрясении возникла сложная система сейсмотектонических (левых взбросо-сдвигов) и сейсмогравитационных (крупный оползень) остаточных деформаций поверхности, протягивающихся узкой полосой на расстояние более 40 км. Первичные сойсмодислока-ции юго-западной и центральной частей плейстосейстовой области приурочены к диагональному (оеверо-восточному) Эль^Аснамскому разлому и охватывают также растущую вдоль него молодую антиклинальную гряду. В северо-восточной части - сейсмогенные разрывы приобретают субширотное простирание и, по-видимому, тяготеют к

зоне Центрально-Телльского разлома. Таким образом, сейсмодисло-кации обрисовывавт на поверхности часть упомянутого дизъюнктивного узла.

У сейсмогеиного разрыва взброшено северо-западное крыло. Максимальная амплитуда взбросового смещения составила около 5 м, левосдвиговой подвижки - 1,6 м, а горизонтальное сокращение поверхности вкрест зоны сейсмодислокаций измеряется величиной около 2ы.(Рейснер, Рогожин, 1985;РМ11р ,Мв&Ьгааи1 , 1980).

О геометрии очаговой зоны на.глубине можно составить представление на основании изучения афтершоковой деятельности (Оиуеа, МевЬг»ои1 , С1в*егваа е-Ь. а1 , 1981). Облако эпицентров занимало полосу вдоль простирания главного сейсмогенного'разрыва, большинство из них тяготело к его окончаниям. Глубина гипоцентров не превышала 12 км, их распределение указывает на наклон . плоскости разрыва к северо-западу под углом 40-55°С, причем аф-тершоковая деятельность была приурочена, главным образом, к юго-восточному (опущенному) крылу. В северо-восточной части облака эпицентры распадались на две ветви: одна была ориентирована также в северо-восточном направлении, а вторая - в субширотном, что также свидетельствует о сложной геометрии очаговой зоны.

Землетрясения Фриули 1976-1977 гг. в Южных Альпах на севере Италии характеризовались тремя всплескайр сейсмической активности: главные толчки 6 мая и 15 сентября 1976 г. и 16 сентября 1977 г. имели магнитуды соответственно 6,4; 6,1; 5,2; 1о=9-10 (Рейснер, 1985; 31еЗко et.aj.I988). Глубины гипоцентров главных толчков и афтершоков от события к событию увеличивались, охватывая верхнюю часть коры до 15 км. Плейстосейстовая область постепенно смещалась на север в сторону гор, располагаясь в зоне . Сочленения Южных Альп и Венецианской впадины. Граница эта выражена системой надвигов субширотного простирания, погружающихся к северу под горный массив. Самый крупный - Периадриатический надвиг, с зоной которого были связаны многочисленные сейсмодислокации (трещины) сейсмо1равитационного типа. Имеются также меридиональные структуры, как например разломы, 01раничивающие грабен р.Тальяменто. Пересечение субширотных и субмеридиональных структур образует здесь в верхних горизонтах коры сложный • дизъюнктивный узел, который подчеркивается крестообразной кон-, фигурацией изосейст 8-го . и 9-го баллов ( 01огве«1 ■ г 1976).

На основании анализа расположения облаков афтершоков всех

трех сейсмических событий (три серии,Amato et.al , 1976; Siró , siejko f 1982) очаговая зона землетрясений Фриули представет в виде крупного блока пород альпийского комплекса размерами более 10x15x25 км, ограниченного сверху дневной поверхностью, а с севера - системой надвигов южного склона Альп, с юга - зоной слепых взбросов, проникающих в альпийский комплекс пород из догер-цинского и герцинского основания, а снизу - поверхностью раздела толщ альпийского и герцинского структурно-формационных этажей, и тяготеющего к крупному узлу пересечения разломов альпий- _ ского и "антиальпийского" простираний.

Расчет фокальных механизмов для 36 землетрясений, включающих главные и наисильнейшие повторные .толчки зоны Фриули за период с 6 мая 1976 г. по 14 августа 1979 г..показал, что большинство подвижек представляет собой полого падающие взбросы субширотного простирания и отражают обстановку субмеридионального сжатия ( Slejko et.al f 1988).

Режим сейсмичности с мая 1976 по сентябрь 1977 г. позволяет предположить, что причиной землетрясений Фриули был процесс надвигания внешней зоны альпийской складчатости на молодые отложения опускающегося передового прогиба. По-видимому, имел место также срыв пород альпийского чехла с герцинского основания в пределах переходной зоны между этими двумя крупными .тектоническими структурами.

Черногорское землетрясение 15 апреля 1979 г. (М=7,1; 10=9) произошло на адр'иатическом побережьи Югославии в зоне сочленения складчатой системы Динарид и Адриатического передового прогиба. Пограничная зона включает два крупных надвига динарского (северозападного) простирания - Далматинский и Восточно-Адриатический. Широким развитием пользуются также диагональные правив взбросо-сдвиги меридионального простирания, разделяющие блоки коры с размерами 20-40 км. Крупнейшие разрывы этого типа - Которский, Титоградский, Барский (Рогожин, Борисов, 1984).

Гипоцентр главного толчка располагался под акваторией Адриатического моря, сейсмодислокации на побережьи имели вторичный, гравитационный характер. Механизм очага - правцй сдвиг по суб-вертикальксй плоскости северо-западного простирания (Basili , Calió f Lipollini et.alf 1979),

На основании детальных данных об афтершоковой деятельности (Долбилкина и др., 1988; cvij ano-vi с et.al , 1981) можно заклю-

чить, что очаг имел очень сложное строение. Сейсмогенный блок в плане характеризовался ромбовидной формой с длиной сторон 30-40 кы и был ограничен двумя продольными указанными выше надвигами и двумя диагональными меридиональными взбросо-сдвигами - Барским и Которским. Снизу блок ограничивался поверхностью срыва по поверхности доальпийского фундамента на глубине 10-12 км. Зона вспарывания вдоль Восточно-Адриатического разлома распространялась по простиранию и на глубину за пределы указанного блока коры, так что очаг может быть представлен как некий объем вещества коры, ограниченный разрывами и узлами их пересечений.

Спитакское земле трясение 7 декабря 1988 г. (М=6,8-7,1; 10= 10) произошлс/на Малом Кавказе в пределах Севанского синклино-рия Севано-Акеринской структурно-формационной зоны. Сопровождалось формированием системы поверхностных сейсмодпслокаций - сей-смогенных разрывов общей длиной около 35 км. Все поле этих разрывов распадается на три отрезка протяженностью 8-9 км каждый, разделенных участками развития мощных рыхлых четвертичных отложений, где первичные дислокации не проявлены. Изученные во время детального картирования и в-траншеях они представляют собой в основном правые взбросо-сдвиги (реже сдвиги) диагонального -северо-западного - и широтного простирания. Взброшенно северовосточное (или северное) крыло. Максимальная амплитуда взбросо-вой вертикальной подвижки была около 2 м (в одном месте), в других случаях редко превышала 1,0 м. Горизонтальное правосдвиго-вое смещение достигало 1,5-1,8 м (Трифонов и др., 1989; Рогожин в др., 1990). Встречены также меридиональные левые сдвиги. Широким распространением пользовались системы тонких извилистых -субдараллельных трещин расседания грунта от встряски, а также сейсмогравитационные оползни. (Караханян,1990).

Ядро Севанского синклинория в новейшей структуре выражено цепью Памбакскнх наложенных впадин, разделенных активными горст-антиклинальными перемычками и поперечными поднятиями (Миланов-ский, 1968). Впадины сформировались над главным тектоническим швом Малого Кавказа - Севано-Памбакским разломом фундамента, который в плейстосейстовой зоне имеет субширотное простирание (Милановский, Хаин, 1965). Зона глубинных нарушений этого разлома в районе города. Спитак пересекается мериодиональнны Ара-гац-Спитакским разломом, являющимся одной из тектонических линий, ограничивающих с востока Транскавказское поперечное под-

нятие (Назаретян, 1981; Ранцман и др., 1989 и др.). Примерно в этом же месте к зоне Севано-Памбакского разлома причленяется Алаварский правый взбросо-сдвиг северо-западного простирания. Все три перечисленных структурных направления отразились в первичных сейсмодислокациях землетрясения. Диагональные юго-восточные взбросо-сдвиги и сдвиги всех трех отрезков поля сейсмо-длслокаций приурочены к северо-западной части Алаварского разлома; субширотный сегмент сейсмогенного разрыва (центрального отрезка) к западу от Спитака связан, по-видимому, с выходом на поверхность одного из разрывов зоны Севано-Памбакского глубинного разлома. Непротяженные меридиональные кулисные ряды левых сдвигов могут рассматриваться как сейсмогенные подвижки по разрывам Арагац-Спитавского структурного направления.

Два из этих структурных направлений (диагональное и широтное) Еыраженн в конфигурации эпицентров афтершоков, образующего в. плане пологую дугу, выпуклую к северо-востоку ( cisternas et.al , 1989).

По-видимому, очаг Спитакского землетрясения был образован сочленением по крайней мере двух крупнейших разломннх зон - широтной Севано-Памбакской и диагональной Алаварской. Он распространился на глубину до 14 км и вышел на поверхность, о чем совершенно определенно говорят материалы изучения сейсмодислока-ций, афтершоковой деятельности и механизма главного толчка ( Cisternas et.al , 1989; Шебалин, Борисов, 1989).

Обнаружение в одной из пройденных через зону сейсмогенного разрыва траншей, в его опущенном крыле горизонта погребенной под коллювием древней почвы и определение времени ее образования радиоуглеродным методом свидетельствуют о происшедшем здесь в прошлом (не далее, чем 16-17 тыс.лет назад) сильном землетрясении, подобном Спитакскому, с выходом на поверхность очага по той же системе разрывов (Альбареде и др., 1990; Рогожин и др., 1990).

Землетрясения Западной Туркмении и центрального Каспия возникли на границе Туранской плиты и 'Копетдагско-Кавказской подвижной складчатой области. Три изученных сейсмических события Кумдагское, Бурунское и Каспийское (Рогожин, Борисов, .1986; Панахи, Рогожин, 1989) были приурочены к одной и той же зоне глубинных разломов-Алшероио-Челекенской (или Челеден-Яувдагской в Западной Туркмении, Аргутина и др., 1970).

- 16 -

Кумдагское землетрясение 14 марта 1983 г. (М=5,7; 10=8) породило систему сейсмогенных разрывов: правых сдвигов - главного длиной около 20 км и нескольких оперяющих. Главный разрыв имел запад-северо-западное простирание, согласное с ориентировкой Челекен-Кумдагского разлома. Максимальная величина право-сдвиговых смещений в момент обследования составляла около 30 см и уменьшалась к краям системы сейсмогенных разрывов до нуля. Однако непосредственно после землетрясения она была меньше (1520 см), что очевидно связано с продолжением подвижек после события в течение долгого времени (Арефьев и др., 1985).

Картирование системы разрывов, изучение их приповерхностного строения в траншеях и имеющиеся сведения об афтершоковой деятельности (Арефьев и др., 1985; Рогожин, Борисов, 1986) позволяют представить очаг этого события как единую субвертикальную плоскость, приуроченную к зоне Челекен-Кумдагского разлома, вышедшую на поверхность и распространившуюся на глубину до 25 км. В приповерхностной структуре куполообразных антиклиналей Кум-Даг и Кобек сейсмогенный разрыв совпадает с зоной нарушений этого разлома, хотя и сечет под острым углом кулисообраз-ные ряды конкретных разрывов, ее образующих. В прошлом в этой зоне происходили вертикальные сбросовые и горизонтальные право-сдвиговые смещения. Первые за среднепозднечетвертичное время имели суммарную- амплитуду около 300 м, а вторые - около I км.

Бурунское землетрясение 22 февраля 1984 г. (№=6,0; 10=8-9) охватило участок Челекен-Кумдагского глубинного разлома в 40 км к запад-северо-западу от Куы-Дага. Поле сейсмодислокаций имело форму в плане субширотно вытянутого овала размерами 12x4 км, в пределах которого выделялись линейно вытянутне в северо-западном направлении сменяющие друг друга узкие полосы интенсивного и менее интенсивного растрескивания грунта. Было обнаружено также три сейсмогенных разрыва. Строение самого цротяженного из них (длина 2,5 км) изучено в траншее. Это - правый сбросо-сдвиг с вертикальной и горизонтальной амплитудами смещений 5 см (Рогожин, Борисов, 1986).

Поле сейсмодисклокаций приурочено к грабену, осложняющему гребень брахиантйклинали Бурун, а сейоыогенные разрывы трассируют на поверхности скрытые под рыхлыми отложениями сбросо-сдви-ги, обрамляющие этот грабен. Таким образом, простирание поля сейсмодислокаций и отдельных разрывов свидетельствует о цриуро-

ченности очага к плоскости Челекен-Кумдагского разлома, а кули-сообразное расположение линейных участков трещиноватости - о наличии правосторонней сдвиговой компоненты в сейсмогенной подвижке.

В то же время, меридиональная ориентировка облака афтершо-ков (Аннаоразова и др., 1987), соответствующая простиранию известных здесь субмеридиональных разломов сбросового типа (Аши-ров, 1986), позволяет предположить, что очаг был приурочен к пересечению одного из таких разрывов с Челекен-Кумдагским глубинным разломом, охватил зоны обоих разломов вблизи дизъюнктивного узла и распространился до глубин 18-20 км (Аннаоразова и др., 1989).

Каспийское -землетрясение 6 марта 1986 г. (М=6,2; 10=8) произошло под дном Каспийского моря . у балки Безымянной.Б связи с хорошей геофизической изученностью этого района здесь деталь- -но известно глубинное строение зоны сочленения Туранской плиты и Копетдагско-Каспийской складчатой системы. Эта подвижная система предстает в виде трех узких тектонических ступеней кавказского простирания, разделенных продольными глубинными разломами (крупнейший из них Апшероно-Челекенский). Ступени являются продолжением на дне моря известных зон Западной Туркмении и Юго-Восточного Кавказа и в целом образуют-грандиозный грабен шириной до 50 км. От краев этого грабена к осевой ступени кристаллический фундамент все больше погружается, параллельно нарастает мощность карбонатных и обломочных пород кайнозоя. Этот грабен - Апшероно-Прибалханская подвижная система - меридиональными разломами расчленяется на ряд протяженных сегментов (Го-линский и др., 1989; Ланахи,. 1984; Шихалибейли и др., 1984).

Запад-северо-западное простирание действующей нодальной плоскости в очаге и длинных осей изосейст высших баллов при меридиональной ориентировке овального поля афтершоков свидетельствует о приуроченности очага Каспийского землетрясения к узлу пересечения Апшероно-Челекенского .глубинного разлома и меридионального Центрально-Каспийского разрыва. Очаг распространился на большую глубину, поскольку большинство гипоцентров афтершоков сконцентрировалось в толщах кристаллического фундамента и мезозойских пород, а часть их располагалась ниже границы М (Го-линскнй и др., 1989).

. Ашхабадское землетрясение 1948 г.. 5-6 октября (М=7,3; 10=

9-10) било для своего времени хорошо изучено. Б.Ф.Бончковский, Г.Л.Голинсквй, Г.П.Горшков, П.И.Калугин, Л.Н.Леонтьев, С.И.Ма-сарский, С.В.Медведев, В.П.Мирошниченко, И.А.Резанов, Д.Н.Рус-танович, Н.В.Шебалин, Е.И.Широкова и др. исследовали макросей-смический эффект, афтершоковую деятельность, высказали представления о положении и строении очага. Однако сведения о сейсмо-дислокациях при этом практически не использовались. В то же время, М.П.Сукачева и Д.Н.Казанли в конце 1948 и в 1949 годах детально обследовали плейстосейстовую область, закартировали и описали все нарушения поверхности, среди которых оказалось много сейсмотектонических, не считающихся с особенностями рельефа деформаций грунта. Такие протяженные сейсмогенные разрывы возникли вдоль варварского правого взбросо-сдвига от государственной границы СССР и Ирана до южной окраины Ашхабада, в ядре Ма-нышской синклинали гор Гяурсдаг, а также и к северу от железной дороги между городами Геок-Тепе и Бизмеин. В районе пос. Куру-Гаудан, где нарушения поверхности имели сейсмогравитационный характер, но были очень ярко выражены, Гяурсдагский разлом (ветвь Вжно-Туркменского разлома) осуществлял структурный контроль, резко ограничивая все протяженное субширотное поле тре-щиноватости с юга.

Очевидно, очаг охватил плоскости Харварского и Гяусдагско-го разломов вблизи узла их пересечения. Харварский разлом ограничивает с северо-востока крупный блок коры, который испытывал в поле субмеридиональных сжимающих напряжений (ВегЪег*ап ,1976) некоторый поворот против часовой стрелки. Этот процесс ранее был подробно описан (Борисов, Рогожин, 1980). При этом на границе складчатого сооружения Копетдага и Предкопетдагского прогиба возникают локальные чередующиеся участки сжатия и растяжения (поля напряжений более высокого ранга). Образовавшиеся при землетрясении многочисленные грязевые вулканы, охватившие юго-западный борт прогиба на участке от Ашхабада до Геок-Тепе, отражали существование здесь обстановки сжатия. Этот вывод хорошо согласуется с представлениями Д.Н.Рустановича (1967) о возможном срыве во время землетрясения осадочного чехла на участке площадью 45x45 км в южной части прогиба по субгоризонтальной плоскости на глубине около 10 км и смещение его к северу на расстояние более 1,5 м.

Таким образом, очаг Ашхабадского землетрясения представля-

ется очень сложной сейсмотектонической структурой, включающей блоки коры в складчатом сооружении Копетдага, крупный дизъюнктивный узел и объемную пластину в Предкопетдагском прогибе. Латеральные его размеры превышают 80x40 км, поскольку очаг, вероятно, распространялся и в северный Иран (Рустанович, 1967; Кур-банов и др., 1973).

Глава Ш. Геологическое строение очаговых зон сильных землетрясений в орогенной эпиплатформенной складчатой области Западного Тянь-Шаня

В пределах складчатой области Тянь-Шаня широкого развиты крупные межгорные впадины (Иссыккульская, Ферганская и др.), а к западу от Тянь-Шаня располагается в разной степени активизированная в разных зонах Туранская эпигерцинская платформа. Эти структуры не менее сейсмичны, чем горно-складчатые сооружения (Ибрагимов, 1978; Таль-Вирский, 1982). Межгорные впадины и молодая платформа тлеют двухъясрусное строение. Фундамент сложен древними формациями складчатых систем или разделяющих их срединных п краевых массивов. Альпийский чехол формируют тонко-терригенные и карбонатные осадки умеренной мощности (на платформе) или мощные толщи новейших моласс (в межгорных впадинах). Для обоих этих типов структур характерно развитие специфических складчатых и разрывных деформаций в чехле и на поверхности. Обычно они являются отражением дислокаций в фундаменте, но за счет явлений срыва чехла или диапировых процессов- в нем способны образовывать собственные дислокации, искажающие эту взаимосвязь. Поэтому часто трудно выяснить, с какими структурами связано здесь возникновение очагов сильных землетрясений. В то же время, знание закономерностей строения верхних горизонтов сейсмоактивного слоя Южного Тянь-Шаня (см. П часть) позволяет связать очаги с конкретными структурами, скрытыми мощными толщами чехла.

Автор совместно с Б.А.Борисовым участвовал в геологическом обследовании двух сильных землетрясений, происшедших в такой тектонической обстановке.

Газлийское землетрясение 19 марта 1984 г. (1,5=7,3; 10=9) так же как и два сильных землетрясения 1976 г., возникло на Бухарской ступени Туранской плиты. Очаги всех трех событий тяготели к зоне Бухаро-Гиссарского (по Таль-Вирскому, 1982) разлома, протягивающегося сюда из Южного Тянь-Шаня. Он является западным

продолжением Главного Гиссарского (Тарасенко, 1970), Шнотянь-шаньского (Ибрагимов, 1980; Якубов и др., 1986) глубинного разлома и разделяет зоны с разным, составом доальпийского фундамента. В рельефе поверхности фундамента зона разлома выражена узкой протяженной линейной депрессией (подобной Зщщинско-Каракуль-ской депрессии Гиссарского хребта), формирующей в пределах Газ-лийского поперечного альпийского поднятия структурную седловину (Таль-Вирский и др., 1986).

Детальные геофизические исследования этого района, проведенные под руководством Б.Б.Таль-Вирского и Е.М.Бутовской, показали сложное строение седловины. Здесь имеется ряд локальных разломов Тяньшаньс'кого 'запад-северо-западного- (Газлийский, Каракырский, ■Шоркудукокие, Ащикудукский) и "антитяныпаньского" северо-восточного (Тузкойский, Ромитанский, Поперечный Каракырский) простираний, образующих сложнейший структурный узел (Рогожин, 1986). В поверхности фундамента, располагающейся на глубине 1100-1500 м эти разломы ограничивают ряд локальных структур - Шоркудукский и Прикаракырский грабены, Каракырский выступ, склоны Тузкойско-го и Ромитанского прогибов.

Поскольку все поверхностные сейсмодислокации носили вторичный характер (Рогожин, Борисов, 1986), представления о строении очаговой зоны можно составить лишь на основании сопоставления глубинной структуры фундамента и данных об афтершоковой деятельности (для 1976 г. - материалы Е.М.Бутовской и Д.Н.Рустановича, 1984, 1986 и др., для 1984 г. - Н.В.Шебалина и др., 1986). Выясняется, что облака гипоцентров повторных толчков всех трех событий тяготели к разным локальным структурам фундамента. Афтер-шоки землетрясения 8 апреля 1976 г. (М=7,0; 10=8-9) группировались в пределах Шоркудукского грабена Газлийской седловины, аф-тершоки толчка 17 мая 1976 г. (М=7,3; 10=?) сконцентрировались в-Прикаракырском:грабене и под Каракырским выступом, а повторные толчки 1984 г. создали скопление на границе Газлийского поперечного поднятия и сопредельного Тузкойского прогиба. Очаги охватили кору до больших глубин (более 20 км) и с трех сторон оконтурили грани крупного сейсмогенного блока коры,выраженного на поверхности фундамента треугольным в плане Каракырским выступом. Поскольку все три события представляли собой единый рой' (Шебалин, 1986), то этот блок и можно отождествлять с очаговой . зоной Газлийских землетрясений. Такой вывод не противоречит ма-

териалам геодезического изучения плейстосейстовых зон (Пискулин, 1986) и результатам их интерпретации с разработкой оптимальных моделей площадок подвижек в очагах (Косарев и др., 1986).

Кайоаккумское землетрясение 13 октября 1985 г. (М=5,7; 10= 8) возникло в западной части Ферганской межгорной впадины, где складчатые системы Кураминского и Туркестанского хребтов сходятся ближе всего. Все связанные с ним деформации поверхности - трещины, оползни, обвалы - тлели несомненно сейсмогравитационное происхождение (Борисов, Рогожин,- 1987), поэтому, чтобы составить представление о строении очага цришлось привлечь геолого-геофизические данные о глубинном строении этой части впадины (Таль-Вирский, 1982; Ибрагимов, 1978; Рыжков, 1962 и др.) и материалы изучения афтершоковой деятельности (Аманкулов и др., 1988).

В плейстосейстовой зоне палеозойский фундамент "кураминского" типа погружен на глубину около 6 км. Чехол сложен маломощными карбонатными отложениями мела-палеогена и мощной (5,5 км) толщей новейших моласс. Чехол нарушен деформациями Присырдарьин-ской флексурно-разрывной зоны. В фундаменте ей соответствует система взбросо-надвигов, погружающихся к северу под поднятие Чат-Кальской зоны, а на поверхности - Рухакская адырная антиклинальная гряда, отличающаяся очень большой скоростью роста в новейшее время (Несмеянов, 1971).

Гипоцентры главного толчка и афтершоков были сосредоточены ■ в зоне Рухакского взброса в толщах фундамента на глубинах до 18 км, непосредственно под одноименной адырной.антиклиналью, вытягиваясь вдоль простирания разлома, подстилающего Присырдарьинс-кую флексурно-разрывную зону, в.воеток-северо-восточном направлении на 8 км. Макросейсмические данные и расчет механизма в очаге свидетельствуют о взбросовой подвижке по этому разлому (Ланге, Пшенин, 1987; Землетрясения в СССР в 1985 г., 1988).

Глава Ц.-Структура и размеры очагов рассмотренных ■ землетрясений

Очаги изученных землетрясений имеют размеры, близкие к тем, которые на основании анализа большого сейсмологического материала выявлены для сейсмических событий с разной магнитудой Ю.В.Ри-зниченко (1976), Н.В.Шебалиным (1975), В.В.Штейнбергом (1983), А.В.Ваковым (1988).Chlmiery (1969) и др. Сравнительно слабые землетрясения (М=5,7) - Кумдагское и Кайраккуыское - характеризуются наличием одной сравнительно небольшой плоскости подвижки*

в очаге (длина и ширина соответственно 20x10 км и 8x18 км), а амплитуда этой подвижки измеряется первыми десятками сантиметров. Более сильные сейсмические события (Фриули, Бурунское, Каспийское с 6,8> М > 6,0) характеризуются большими размерами очага (20-49x9-14 км) и ббльшими амплитудами смещения (20-60 см). Облака афтершоков, поверхностные остаточные деформации и данные о механизме смещения в комплексе наводят на мысль о приуроченности их очагов к дизъюнктивным узлам и распространения подвижки вдоль сочленяющихся или пересекающихся разломов, образующих узел.

Наиболее сильные из рассматриваемых сейсмических событий с М=6,8-7,3 (Эль-Аснамское, Спитакское, Ашхабадское, Газлийские) имеют размеры очагов 45-80 х 15-30 км и амплитуду подвижки 65180 и более см. Их проявления уже совершенно несомненно свидетельствуют о сложном тектоническом устройстве очагов, использующих -для реализации подвижки участки плоскостей разнонаправленных разломов (вертикальных, наклонных, а иногда и горизонтальных срывов) близи узлов их пересечения. Те отклонения, которые все же выявляются при сопоставлении размеров очагов изученных землетрясений со "среднестатистическими", объясняются, по-видимому, особенностями механических свойств и структуры среды, в которой эти очаги развиваются, а также механизма господствующей подвижки в них (Ваков, 1988; Шебалин, 1974, 1975; Штейнберг, 1983).

Из материалов, изложенных в части I, можно сделать следующие выводы.

1. Расположение сейсмотектонических остаточных деформаций на поверхности, афтершоков в толцах коры, а также другие проявления изученных исльных землетрясений,свидетельствуют о приуроченности их очагов к зонам крупнейших глубинных разломов (шовным зонам).

2. Умеренные по силе сейсмические события М < 6 (Кумдагское, Кайраккумское землетрясения) характеризуются сравнительно простым строением очага, который может быть представлен как единая плоскость подвижки в зоне такого крупного разлома.-

3. Более сильные землетрясения с М^б (Эль-Аснамское, Спитакское, Каспийское, Бурунское, Ашхабадское) демонстрируют приуроченность очагов к местам сочленения или пересчения крупных разломов. При этом первичные сейсмодислокации и облака афтершо-

ков обрисовывают плоскости разломов, образующих такие дизъюнктивные узлы. се а 1*4

4. Наиболее сложна структура очаговых зо1Гу^*сильных землетрясений (Фриули, Газлийские). Проявления этих сейсмических событий на поверхности и в глубине свидетельствуют об объемной структуре очаговых зон,о распространении очагов отдельных землетрясений таких серий вдоль границ групных сейсмогенных блоков,

а также вдоль наклонных и субгоризонтальных тектонических, геологических и геофизических разделов, ограничивающих такие блоки снизу.

5. Размеры очагов изученных землетрясений увеличиваются с ростом магнитуда и приблизительно соответствуют известным статистическим оценкам.

ЧАСТЬ П

Складчато-разрывная структура сейсмогенерирунщей среды

Глава У-. Состояние проблемы геологического изучения

сейсмогенерирующей среды подвижных систем

Как показано в первой части работы, в размещении сейсмических очагов участвуют как продольные, так и поперечные структурные неоднородности геолого-геофизической среды складчатых областей. Чтобы составить правильное представление об условиях реализации сильных землетрясений, необходимо детально изучить эти неоднородности. Общеизвестно, что новейшая структура подвижных поясов определяет сейсмические проявления. В-настоящее время хорошо изучены ход и план новейших движений для многих районов Земли. Выделены сейсмогенные зоны. На основании этих данных можно сделать вывод, что наибольшую сейсмическую опасность в пределах областей орогенного развития представляют продольные активные приразломные зоны двух типов: I) унаследованного относительного прогибания на фоне общего воздымания орогена, и 2) с режимом современных вертикальных движений, наложенным на иной по знаку более древний стиль неотектоники. Большие успехи достигнуты также в выделении новейших поперечных к общему простиранию тектонической зональности.неоднородностей.

В то же время, сейсмичность - есть проявление тектонического процесса, имеющего длительную историю. В связи с этим встает вопрос, насколько древними являются сейсмогенные структуры,сформированы ли они на новейшем этапе или предпосланы предыдущей

зволюцией среды. Решить этот вопрос можно двумя путями: детальным изучением неоднородностей сравнительно древней складчато-ра-зрывной структуры и восстановлением основных моментов развития подвижных систем на геосинклинальном и ранних орогенных этапах методом фаций и мощностей. Оба пути ведут к изучению косвенных проявлений эволюции земной коры.

Очаги большинства землетрясений располагаются на сравнительно небольших глубинах (0-15 км) и .следовательно, 'они возникают в толщах осадочных-пород геосинклинального комплекса или кристаллическом фундаменте, их подстилающем. Совокупность осадочных,метаморфических и магматических пород, слагающих эти комплексы в складчатых системах Центрально-Азиатского палеозойского и Средиземноморского альпийского, подвижных поясов, можно рассматривать как сейсмогенерирующу среду. Эти образования являются вещественным выполнением верхних горизонтов сейсмоактивного слоя (по Н.В.Шебалину). Если новейшие деформации этой среды хорошо известны, то древняя складчато-разрывная структура, ее продольные и поперечные неоднородности, а также морфологические особенности дислокаций в сейсмогенных и асейсмичных зонах изучены недостаточно. А ведь именно неоднородность складчато-разрывных нарушений отражает на поверхности те располагающиеся на глубине и недоступные для непосредственного геологического изучения структуры, в которых зарождаются сейсмические очаги и которые определяют их конфигурацию. Следовательно, геологические данные о строении сейсмоактивного- слоя могут пролить свет на положение этих глубинных нарушений ко]Зы.

Чтобы изучить сейсмогенные структуры и очаговые зоны землетрясений с позиций древней, коренной тектоники, автором в Центрально-Азиатском палеозойском и Среднеземноморском альпийском поясах выбраны две-характерные складчатые системы - Южный Тянь-Шань и Большой Кавказ. Наиболее удобны для исследования'их центральные хорошо обнаженные зоны, поскольку обрамляющие краевые массивы и платформы в значительной мере перекрыты с поверхности чехлом рыхлых молодых толщ межгорных и предгорных прогибов 'и сейсмогенерирующая среда недоступна для непосредственного- наблюдения. Обе складчатые системы высокосейсмичны, здесь часто происходят сильные землетрясения (с М^5), поэтому предметом пристального внимания являются сейсмогенные зоны. Главные . ■

такие зоны выделены в результате исследований Ф.С.Ахмедбейли, ' 1968 ; А.М.Бабаева, К.М.Мирзоева, 1976; Г.П.Горшкова, 1984; "И.Е.рубина, 1976; В.Н.Крестникова и др., 1977; С.Н.Несмеянова, 1978; Р.Н.Ибрагимова, 1978; О.К.Чедия, 1986 и др. Показана приуроченность эпицентра землетрясений к дизъюнктивным узлам (Борисов и др., 1978; Ранцман, 1986-1989).

Несмотря на то, что обе складчатые системы хорошо изучены с геологической точки зрения и описаны в работах Р.Н.Абдуллаева, Ш.А.Адамия, М.А.Ахмеджанова, Ф.С.Ахмедбейли, А.Бакирова, В.В.Бе-лоусова, О.М.Борисова, А.К.Бухарина, А.В.Вихтера, К.Л.Волочкови-ча, П.Д. и И.П.Гамкрелидзе, Б.В.Григорьянца, И.В.Кирилловой, В4Г.Королева, М.М.Кухтикова, Г.И.Макарчева, Е.Е.Милановского, М.В.Муратова, К.Н.Паффенгольца, Е.С.Поршнякова, Д.П.Резвого, В.П.Ренгартена, Н.М.Синицына, Б.Б.Таль-Вирского, В.И.Славина, А.А.Сорского, В.Е.Хаина, Э.Ш.Шихалибейли, В.Н.Шолпо и многих других, детальные материалы о складчато-разрывной структуре здесь неполны. Не проводился ее комплексный анализ в масштабах .складчатых систем в целом. Не црослежено развитие складчатых сооружений на разных этапах их геологической эволюции.'Поэтому автору пришлось собрать недостающий структурно-геологический материал, отражающий строение и эволюцию верхних горизонтов сейсмо-генерирующей среды для отдельных ранее плохо изученных районов Большого Кавказа и большей части Южного Тянъ-Шаня и проанализировать его совместно с литературными данными с помощью единого комплекса методик. "Это позволило выявить и закартировать основные глубинные неоднородности коры, выражающиеся ' ■ в стиле новейших движений и контролирующие сейсмичность, а также оценить характерные размеры этих неодаороджостей^ротяженность и ширину продольных и поперечных приразломных (шовных) зон и разграниченных ими блоков.

Глава У1. Методика изучения мореологической неоднородности складчато-разрывных деформаций

Для получения объективной информации о реальной форме складчатых и разрывных структур были проведены специальные полевые работы. Все собранные фактические данные о складках, разрывах, кливаже и т.п. прямо в поле сводились на структурно-геологические разрезы и карты м-бов 1:10000 и 1:25000. Разрезы задавались вкрест простирания складчатых зон приблизительно на равных рас-

стояниях друг от друга.

Учитывая опубликованные материалы, а также вновь собранные автором данные, изучаемые районы были более или менее равномерно обеспечены специальными структурными наблюдениями. Особое место занимают исследования деформаций вблизи границы доальпийско-го фундамента и альпийского геосинклинального "чехла" в районах кристаллического ядра Большого Кавказа (Видяпин, Рогожин, Сомин, 1985), поскольку позволяют понять насколько неоднородности в "чехле" отражают деформации в кристаллическом основании. •

Для того, чтобы выделение и прослеживание продольных и поперечных неоднородностей складчатой структуры носило объективный характер, автором диссертации совместно с Ф.Л.Яковлевым (1983) предложена формализованная методика количественной оценки морфологической сложности складчатости (м.с.). Методика предназначена для анализа серий детальных структурно-геологических разрезов, пересекающих складчатые области вкрест простирания. Оценка производится в пределах предварительно выделенных соизмеримых участков разрезов, на которых фиксируются семь структурных признаков (Рогожин, Яковлев, 1983). В результате выделяемые обычно голо- , морфный (м.с.=1,0) и промежуточный (м.с.=0,1) типы складчатости (Белоусов, 1972), характерные соответственно для центральных и периферических зон складчатых систем, оказываются • двумя крайними членами постепенного ряда более дробных морфологических разновидностей.

Оценка м.с. на всех выделенных участках позволяет закарти-ровать морфологическую неоднородность мелких складок на площади путем интерполяции, полученных величин по всем имеющимся геологическим разрезам, а также сопоставлять на количественной основе изменение интенсивности мелкой складчатости в пределах тектонических зон и поперечных блоков. Совместное применение качественных и количественных оценок, по-видимому, позволяет получить объективную картину неоднородности складчатых структур.

Изучение морфологии разрывных нарушений проводилось с помощью обычных приемов, используемых в структурной геологии. На каждом разрезе вся масса наклонных разрывов сначала классифицировалась по морфологическим типам - выделялись сбросы, взбросы и надвиги в зависимости от характера движений по поверхности смесителя. Затем по величинам относительного смещения слоев од-

новозрастных пород в крыльях каждого разрыва выявлялась абсолютная величина вертикального и горизонтального (взбросо-надвигово-го или сбросового) смещения, а по всей системе разрывов вычислялись относительные цифры сокращения-растяжения в процентах к общей протяженности всего разреза.

Оценка смещений по разрывам проводилась в рамках крупных складчатых сооружений: антиклинориев и синклинориев, что позволяет охарактеризовать их не только с точки зрения неоднородности пликативных нарушений, но и оценить вклад разрывов в общую деформацию.

Г.ттава УЛ. Структурные неоднородности центрального

сектора Южного Тянь-Шаня и история их становления

Детальное изучение ряда районов Южного-Тдаь-Шаня позволяет составить общее представление о строении его центрального сегмента. Главными структурными элементами являются тектонические покровы, крупные складчатые сооружения (антиклинории и синкли-нории), система региональных (глубинных) разломов и локальных разрывов.

Шарьяжные~пластины наподобие обыкновенных стратиграфических толщ сминаются в складки и участвуют в строении синклинориев и в меньшей степени - антиклинориев (Буртман, 1976; Поршняков, 1973; Волочкович и др., 1979). Внутренняя складчатая структура аллохтона показана на примере детально изученного автором Тегермачс-кого останца. Тектонические покровы сложены породами эвгеосинк--линального и лептогеосинклинального рядов среднего палео-

зоя. Они наиболее широко развиты в северных, окраинных зонах Южного ТянЫПаня: Карачатырской, Туркестано-Алайской и Баубашатин-ской - на границе с Фергано-Кызылкунским срединным массивом и почти полностью отсутствуют в осевых зонах системы - Зеравшано-Туркестанской и Зеравшано-Гиссарской. Шарьяжи одинаково хорошо представлены как в случае интенсивного развития более поздней складчатости (Алайский хребет), так и в случае сравнительно скромных ее проявлений .(Баубашата), что свидетельствует о независимом характере процессов образования шарьяжей и складчатости, сформировавшей крупнейшие сооружения этой системы.

Между региональными разломами и крупными складчатыми сооружениями, напротив, связь имеется: разломы разделяют многие анти-

клинории и синклинории, ряд синклинориев образовался вдоль .зон глубинных разломов.

Мелкая складчатость разной морфологии в пределах складчатой системы размещается крайне'неравномерно. Анализ этой морфологической неоднородности проводится раздельно для антиклинориев и синклинориев, чтобы иметь возможность сравнивать складчатые дислокации в литологически сходных породах. Рассмотрена структура семи антиклинориев, имеющих субширотное простиранйе- и протяженность в первые сотни километров при ширине 15-30 км. С севера на юг это - Каузанский, Кичикалийский, Ходжаачканский, - для Алай-ской части складчатой системы - и Малыузарский, Зеравшано-ТУр-кестанский, Зеравшанокого хребта и Гиссарский - для более запад-;нрй Туркестано-Гиссарскйй ее части. Антиклинории имеют в разрезе веерообразную или дуговидную-форму и сложены в основном автохтонными карбонатными и терригенными отложениями миогеосинклиналь-.ного типа среднепалеозойского возраста. Изученные синклинории можно отнести к двум разновидностям. Первый морфологический тип характеризуется значительной шириной (15-20 км). 3 сечении'эти .структуры представляют собой огромные открытые дугообразные синклинали. Сложены они в основном сравнительно древними, толщами (0,3 , Б , С|) карбонатными и кремнистыми, реже терри/тенными догеосинклинального и геосинклинального комплексов пород. Молас-совые образования в их пределах распространены меньше. Мелкие осложняющие складки и разрывы образуют дивергентную веерообразную структуру - веер, открытый кверху. Таковы Охнинско-Тадцыкс-кий, Зааминский, Фанско-Маргибский синклинорий. Второй морфологический тип - сравнительно узкие (3-5 км) структуры, сопровождающие зоны крупнейших глубинных разломов. В их строении участвуют в основном молодае породы (С2, Сд, Р) флише-молассового и малассового состава, а также мезо-кайтазойские карбонатные и обломочные образования. Мелкие складки и разрывы образуют в. разрезе синвергентную структуру - веер, открытый книзу. Таковы-•• Учку-рганский, Сурметашский, Дараут-Туркестанскйй (Курганакский), Кштут-Урметанский и Зидцинско-Каракульский синклинории. -

В направлении от осевой части складчатой системы к краям в целом наблюдается упрощение складчатости как вантиклинориях, так и в синклинориях. Типично голоморфная ее-разновидность (м.с.=0,6-1,0) на периферии заменяется все более простыми.формами, вплоть

до типично промежуточного (м.с.=0,1-0,6-). В этом же направлении-убывает и коэффициент избыточной длины слоев (для антиклинориев от 1,89 до 1,28; для синклинориев - от 1,87 до 1,42). Однако такое спадание интенсивности складчатости происходит не равномерно, а скачкообразно. При этом в антиклинориях складчатость, как правило, характеризуется большей морфологической сложностью, чем в соседних синклинориях. Эта закономерность нарушается лишь в зонах, где развита типично промежуточная коробчатая разновидность и на участках широкого распространения шарьяжей. Вкрест простирания отдельных антиклинориев и синклинориев складчатость также изменяется: в одних и тех же породах в ядре обычно наблюдается более простая' структура, чем на крыльях.

По простиранию крупных складчатых сооружений также прослеживается упрощение или нарастание неоднородности морфологии мелких складок: в антиклинориях - в направлении периклинальных замыканий, а в синклинориях - от центриклиналей и зон воздымания шарниров к центральным частям, так что и по простиранию голоморфная складчатость периодически то упрощается, то усложняется. На участках более простой структуры она теряет свойства подобия анти- и синклиналей и приобретает сходство с промежуточной.

В пределах складчатой системы Южного Тянь-Шаня наблюдается четкая зональность в распределении разных морфологических типов продольных разрывов. Окраинные структурные зоны осложнены в основном взбросами и надвигами, которые отражают обстановку горизонтального сокращения, поперечного к простиранию складчатой системы на 10-30$. В антиклинориях осевой части - Зеравшано-Ту-ркестанском, Ходжаачканском, Кичикалайском, - напротив, превалируют сбросы (особенно в ядрах). Очевидно они сформировались в условиях вертикального сжатия и субмеридионального горизонтального растяжения на 10-20$. В узких приразломных синклинориях как на крыльях мегантиклинория Южного Тянь-Шаня, так и в осевых частях системы главенствуют взбросы и надвиги. Здесь господствуют условия горизонтального сжатия и сокращения на 10-50$. Таким образом, вкрест простирания складчатой системы зоны распространения разрывов, отражающих обстановку сокращения, неоднократно сменяются зонами с разрывами, возникшими в условиях растяжения.

По простиранию антиклинориев и синклинориев эти условия сокращения-растяжения от места к месту изменяются. Так что образу-

ются поперечные. зоны большего или меньшего сокращения, трассирующиеся через несколько соседних антиклинориев и синклинориев.

Прослеживание палеозойской истории становления выявленных структурных неоднородноетей на базе специально составленных карт фаций и мощностей (Рогожин, 1977; Волочкович и др.,1979) показало, что антиклинории и широкие дивергентные синклинории в среднем палеозое прошли процесс инверсии тектонического режима и в позднем палеозое были вовлечены в орогенное поднятие. В то же вромя, узкие приразломные (шовные) синвергентные синклинории инверсии не испытали. На геосинклинальном этапе они разделяли относительно прогибающиеся и воздымающиеся зоны (после частной инверсии прогиба), на орогенном - испытывали относительное прогибание на фоне общего поднятия формирующейся складчатой системы.

Таким образом, узкие линейные прпразломныр (шовные) синклинории отличаются от соседних антиклинориев не только стратиграфическим разрезом, стилем складчатой структуры,' морфологией локальных разрывов, но и специфической древней историей развития.

Глава УШ. Структурные неоднородности осевых зон и

южного склона Большого Кавказа, история гос■становления

Для альпийского мегантиклинория Большого Кавказа накоплен большой объем структурного материала в виде многочисленных детальных субпараллельных резервов, пересекающих складчатую систему и удаленных друг от друга на 5-20 км (Белоусов, 1938, 1939; Сорский, 1964; Шолпо, 1964, 1978; Рогожин, 1986,'1987 и др.).

Изучение вновь собранных и ранее имевшихся данных с помощью комплексной методики анализа морфологической сложности складчатости позволило по-новому представить складчатую структуру Большого Кавказа. На территории мегантиклинория традиционно выделяется ряд антиклинориев и синклинориев. В пределах этих крупных структур облик мелкой складчатости и локальных разрывов сильно * изменяется как вдоль их простирания, так и вкрест простирания самой складчатой системы.

Так же как и на Южном Тянь-Шане, интенсивность, морфологическая сложность складчатости от ядра мегантиклинория к крыльям в целом убывает (м.с. от 0,75-1,0 до 0,25-0,70) и в антиклино-риях, и в синклинориях, но и здесь спад этой величины происходит неравномерно. В антиклинориях сланцевого ядра п южного склона она обычно выше, чем в соседних с ними синклинориях. Форма

крупных складчатых структур в плане различается в разных частях мегантиклинория. Протяженные антиклинории ядра (Главного и Бокового хребтов) разделяются узким линейно вытянутым приразломным Бежитинским' грабен-синклинорием. В то же время, небольшие; часто более изометричные (овальные) синклинории южного склона, такие как Сорский (50x20 юл), Кодоро-Гумистинский (50x20 км), Ван-дамский (100x20 км) и др. отделены от ядра мегантиклинория широкими, открытыми флишевыми сишшшориями, чешуйчато-складчатая структура которых характеризуется опрокидыванием к югу. Наиболее интенсивная складчатость наблюдается все же не в ядрах, а на смыкающих крыльях антиклинориев и сннклинориев, то есть вблизи зон региональных разломов их разделяющих.

По' простиранию крупных складчатых структур морфология мелкой складчатости изменяется. Голоморфная разновидность, характерная для центральных более широких частей антиклинориев (м.с.=0,75-1,0), к периклиналям сменяется неравномерной и более простой складчатостью, близкой к промежуточной (м.с.=0,3-0,7). В синкли-нориях сходная картина наблюдается'в направлении от центриклина-^ лей к участкам отрицательных ундуляций шарниров. Намечаются поперечные зоны более интенсивной и менее интенсивной складчатости, которые можно проследить через несколько соседних антиклинориев и синклинориев.

Кроме складчатых дислокаций на территории мегантиклинория широко представлены крупные региональные разло:.и, огромное количество локальных разрывов, а в тектонических зонах южного склона описаны чешуйчато-надвиговые и шарьяжные образования. Анализ смещений по массе продольных локальных разрывов дает основание полагать, что условия растяжения-сокращения на территории изученной части мегантиклинория Большого Кавказа распределяются крайне неравномерно, Интенсивное горизонтальное сокращение характерно для. осевых структурных зон антиклинориев Главного хребта, Сванетского, Гойтхского (10-20$) и флишевых синклинориев (10-35$). Обстановка слабого растяжения или незначительного сжатия выявляется для периферических частей мегантиклинория: антиклинориев Бокового хребта (±5%), Самурского, Сорского (±5$),Ко-доро-Гумистинского (сжатие 2-7%), Тфанского (±5/0. Антиклинории Вандамский и Ахпу-Кацирха осложнены разрывами, возникшими в условиях растяжения на 10-25$. Узкие зоны интенсивного сокращения.

отмечаются вдоль крупнейших разломов (и сопровождающих их'зон при-разломных узких депрессий синклинорного строения: Тляротинского (Бежитинский грабен-синклинорий), Главного надвига и Ахтычайско-го разлома (Хиналыхский синклинорий, Мзымтинская синклиналь и др.), Зангинского (Лагичский синклинорий), Краснополянского, Бе-кишейского и т.п. Сжатие оценивается здесь величиной 10-30$.

Настоящие тектонические покровы-пластины распространены по .южным границам флишевых синклинориев. На участках их развития наблвдается существенное искажение первичной структурно-форма-ционной зональности. Амплитуды горизонтального перемещения оцениваются более 10 км (Гамкрелвдзе, Гамкрелидзе, .1977; Григорь-янц, 1982).

На Центральном и Северо-Западном Кавказе представляется возможным изучить характер соотношения деформаций в древних' образованиях доалышйского фундамента и в более молодых мезозойских отложениях, играющих роль геосинклинального "чехла". Сопоставление и количественная оценка морфологической сложности складчатости в нижне-среднеюрских породах в зонах с разными глубинами залегания фундамента,' проведенное по правым притокам р.Мзымта (в среднем течении) и в верховьях рек Киша, Уруштен, Малая Лаба (Видяпин, Рогожин, Сомин, 1985, 1986), показали', что главным следствием близкого залегания фундамента является значительная неоднородность дислокаций осадочного чехла, которая тем выше, чем больше нарушен фундамент разрывами. Следовательно, неоднородные разрывно-складчатые деформации чехла в измененном виде отражают разрывные и складчато-разрывные нарушения фундамента, а искажающим фактором является, по-видимому, собственная независимая от фундамента дисгармоничная деформация чехла, связанная с процессом адвективных или диапировых движений в толщах осадочных пород под действием прогрева и силы тяжести (Гончаров, 1988; Шолпо, 1978; Рогожин, 1988, 1989).

В целом Большой Кавказ не является сплошной линейно вытянутой зоной развития равномерной складчатости голоморфного типа, как это представлялось ранее (Адамия, 1985; Шолпо, 1978). Неоднородность в распределении складчатых и разрывных форм подчеркивает продольную и поперечную структурную зональность.

По данным В.В.Белоусова (1982) и В.Н.Шолпо (1978) геосинклинальная система Большого Кавказа прошла инверсионный путь

развития в альпийском.цикле, причем указанные выше антиклинории и узкие приразломные синклинории характеризовались и на стадии прогибания и на стадиях частной и полной инверсии геосинклинального этапа разным режимом вертикальных движений- Шовные'зонй всегда выполняли роль границ между прогибами и поднятиями. На орогенном этапе эти узкие приразломные зоны, имевдие сейчас грабен- и рамп-синклинориное строение, сохранили режим относительного прогибания на фоне общего поднятия формирующегося меганти-клинория. В это же время четко проявилась поперечная структурная зональность.

Таким образом, антиклинории и узкие приразломйые синклинории на Большом Кавказе различаются не только стилем складчато-. разрывной структуры, но и историей развития.

Глава IX. Неоднородность окладчато-разрывнои структуры .

геолого-геоДизической среды и новейшие сейсмогеннне зоны

Выявленная и описанная в предыдущих главах структурная не- ' однородность .Южного Тянь-Шаня 'и Большого Кавказа может быть сопоставлена с новейшим структурным планом этих горные сооружений, в значительной мере определяющим размещение сильной и-слабой сейсмичности. Изучение структурных соотношений альпийского геосинклинального комплекса пород и толщ фуйдамента на Большом Кавказе (Видяпин и др., 1985), а также имеющиеся геофизические материалы о строении догеосинклинального основания, 'коры, а иногда и верхней мантии обоих изученных.регионов (Вольвовский и др., 1990; Балавадзе,'шенгелая, 1966;. Артемьев, 1966, 1975; 'Алексид-зе, 1966, 1988;. Гасанов-и др., 1988; Зуннунов, 1985; Земная кора и верхняя мантия Средней Азии, 1977; Копничев и др., 1984; Таль-Вирский, 1982; Юдахин, 1989 и др.) позволяют утверждать, что зоны с разной складчдто-разрывной структурой геосинклинального комплекса трассируют-на поверхности те глубинные нарушения геолого-геофизической среды, в которых зарождаются очаги сильных землетрясений.

Даже простое сращение карт морфологических типов складчатости исследованных районов с картами неотектоники (Н.И.Николаева,. 1973; Е.Е.Милановского, .1968; под ред.Л.П.Полканйвой,1971 и др.) приводит к выводу, что между новейшими, поднятиями и опусканиями с одной стороны, и зонами более сложной и менее сложной складчато-разрывной структуры - о другой существует несом-"

ненная корреляция. Для герцинской складчатой системы Юасиого Тянь-Шаня специально рассмотрен вопрос о степени унаследованности альпийского структурного плана от позднепалеозойского (Белоусов, Рогожин, 1982)". Из проведенного анализа можно сделать вывод, что многие зоны интенсивной складчатости, приуроченные к антиклино-риям осевых частей этой горной системы, являются одновременно наиболее приподнятыми в новейшее время структурами коры (анти-клинории Зеравшано-Туркестанский, Ходжаачканский, Кичикалайский, Зеравшанского хребта). Синклинории, характеризующиеся обычно менее интенсивной складчатостью, по большей части отвечают в современной структуре зонам понижений рельефа, участкам новейших опусканий (синклинории Охнинско-Талдыкский, Сурметашский, Дара-ут-Туркестанский, Курганакский, Кштут-Урметанский, Звддинско-Ка-ракульский и участками - Фанско-Маргибский). Синклинории испытывали режим погружения и ранее - на этапе эпигерцинской молодой платформы - в мезозое, палеогене й миоцене - и на орогенном эпи-геосинклинальном этапе - в позднем карбоне и перми (Резвой,1971; Чедия, 1986; Рогожин, 1977 и др.). По мнению С.А.Несыеянова (1978), Ибрагимова Р.Н. (1978;, А.М.Бабаева, К.М.Мирзоева (1976),. О.К.Чедии (1986), В.Н.Крестникова и др. (1977) узкие линейные зоны активных новейших опусканий - приразломные рамп-синклинории как краевые, так и внутренние, явлртся главными сейсмогенными структурами на территории складчатой системы. С ними связано возникновение многих известных сильных (М^5) землетрясений: с Южно-Ферганской (соответствующей Учкурганскому, Охнинско-Тадцыкско-му, Зааминскому синклинориям) - Ура-Тюбинское 1897 г., Кырколь-ское 1907 г., Кадамжайское 1974 г., Хайдарканское 1977 г., Исфа-ра-Баткенское 1977 г. и др.; с Туркестано-Алайской (Дараут-Тур-кестанский и Курганакский синклинории) - Матчинское 1923 г., Санзаранское, 1955 г.; с Зеравшанской (Кштут-Урметанский синкли-норий) Пенджикентские 1897 и Г955 гг. и Айнинское 1955 г. С восточной частью Гиссарской сейсмоактивной зоны (Зиддинско-Каракуль-ский синклинорий) связано девятибалльное землетрясение 1929 г. (Новый каталог .... 1977).

Эпицентры всех этих сейсмических событий обычно привязаны к участкам поперечных структурных неоднородностей, проявляющихся как в самих сейсмогенных (шовных) зонах синклинорного строения, так и в окружающих их антиклинориях - к местам переыыек и унду-

ляций шарниров в этих крупных складчатых структурах, их центри-клинальных и периклинальных замыканий. Эти структурные неоднородности, как правило^ выражены в новейшей структуре (Чедия, 1986; Несмеянов, Бархатов, 1978).

Сопоставление выделенных неотектоническиыи геоморфологическими методами поперечных контрастно развивающихся в новейшее время блоков, пересекающих складчатую систему вкрест простирания (Джамалов.и др., 1986; Несмеянов, Бархатов, 1978; Чедия, 1978, 1986) с поперечными зонами неоднородностей складчатости, полученными на основании количественного анализа карты морфологических типов складчатости центрального сегмента Южного Тянь-Шаня (Рогожин, Шолпо, 1989), показывает практически полное соответствие поднятых блоков поперечным зонам более сложной, а опущенных - менее сложной складчатости. Таким образом, неоднородности складчатости позволяют выделять и прослеживать через все зоны складчатой системы поперечные структуры, соответствующие новейшим поперечным блокам. Даже сравнительно небольшие меридионально ориентированные новейшие поднятия и- прогибы унаследованы от неоднородностей'среды с разной морфологией'складчатости. Так, в Кштут-Урметанском синклинории 0.К.Чедия (1978) установил де'-формации террас р.Зеравшан в пределах Риватского и Чимтаргинско-го новейших поперечных поднятий. Эти деформации хорошо коррелируют с поперечными зонами неоднородностей складчатости в расположенных севернее Зеравшано-Туркестанском и Мальгузарском анти-клинориях.

На Большом Кавказе зоны наиболее сложной складчатости, сосредоточенные в а'нтиклинориях или на крыльях синклинориев, также обычно соотносятся с наиболее приподнятыми в новейшее время блоками коры (антиклинории Главного и Бокового хребтов, Сванет-ский, Тфанский, Гойтхский, Вандамский, Кодоро-Гумистинский, северные крылья синклинориев южного склона). В то же время3Бежи-тинский,'Шахдагский синклинории и ядра флийевых синклинориев соответствуют сравнительно прогибающимся орогенным структурам. Четкая корреляция наблюдается также для поперечных зон более сложной и менее сложной складчатости,с одной стороны, и соответственно поперечных новейших поднятий и опусканий - с другой.

В главе описано проявление неоднородных по структуре поперечных зон для центральных частей складчатого сооружения Болыпо-

го Кавказа и их соотношение с крупными морфоструктурными блоками, выделенными здесь Е.Я.Ранцман (Гвишиани и др., 1986). Более мелкие поперечные блоки и разделяющие их линеаменты коррелируют с более мелкими поперечными морфологическими неодноростями складчатости. Сопоставление этих новейших блоков и поперечных складчатых зон с использованием оценки м.с. проведено автором на примере Восточного и Юго-Восточного Кавказа. Такие поперечные структуры уверенно трассируются через все зоны восточной части, складчатой системы (Рогожин, Мамедов, 1987).

Исследования Ф.С.Ахмёдбейли, 1966; С.А.Несмеянова, 1986; М.Ю.Никитина, 1987 и др. показали, что, вдоль зон крупнейших глубинных разломов кавказского простирания (Главного надвига, Ахты-чайского, Краснополянского, БекишейСкого, Агвали-Ахагского, Ка-хетино-Лехчумского, Малкамудского, Зангинского и др.) трассируются узкие грабено- или рампообразные новейшие депрессии, имеющие обычно синклинорное строение или наложенные на крупные синклинали. Эти приразломные (шовные) депрессии, также как и на Южном Тянь-Шане, являются сейсмогенными зонами (Агамирзоев, 1987; Борисов,.Рейснер, Шлопо, 1975; Несмеянов, 1986; РастворО-ва, 1967 и др.), то есть контролируют проявление сильной сейсмичности. Так,' к Закатало-Варташенской сейсмогенной зоне (Кахе-тино-Лечхумский глубинный разлом) приурочены сейсмические События с М ^ 4,5{ 1903,1928,1936,1953,1963,1972 гг. Землетрясения районов города Конахкенд и г.Шахдаг 1966,1970,1971 гг. связаны с Ахтычайской сейсмогенной зоной (Ахтычайский разлом), а в районах Шемахи-Исмаиллы 1828 ,-1859,1869,1872,1875,1902,1904,1907, 1927,1931,1951,1956,1970,1972,1975 гг. с Лачигской новейшей депрессией, структурами Зангинского разлома и Баскальского Текто-' нического покрова (Агамирзоев, 1987).

На Центральном Кавказе Чхалтинское (1963 г.) и Краснополян-ское (1955 г.) землетрясения также тяготели к зонам крупных разломов кавказского простирания - соответственно Главного надвига и Краснополянского разлома (Цхакая и др., 1967; Растворова, Рус-танович, 1960). Оба эти тектонических нарушения сопровождаются узкими депрессиями рамп-синклинорного строения.

Анализ распределения гипоцентров слабых сейсмических толчков (К=7-13) на Восточном Кавказе (Гасанов и др., 1986) показал, что их скопления тяготеют не просто к продольным зонам глубин-

ных разломов и приразломных депрессий, но к узлам пересечения их с поперечными разломами, "антикавказского" про-

стирания, разделяющими блоки с разным стилем новейших вертикаль-.ных движений (Рейснер, 1976). Эти блоки имеют ширину 30-4Q км и характеризуются несколько различной складчато-разрывной структурой. В те же узлы часто "садятся"'и очаги сильных событий (Новый каталог ..., 1977).

В целом новейшие продольные и поперечные приподнятые и опущенные зоны обеих-складчатых систем по большей части соответствуют продольным и поперечным зонам более сложной и менее сложной складчато-разрывной структуры, а следовательно, положение оро-генных структур в значительной мере унаследовано от складчатых, а тех/ в свою очередь, - - от зон с разным режимом развития reo- ' синклинального этапа. Такая, унаследованность позволяет использовать неоднородность морфологии складчатости для целей сейсми- . ческого районирования, поскольку структурный рисунок явно контролирует размещение очагов сильных скоплений слабых землетрясе-. ний.

Детальный анализ неоднородностей складчато-разрывной структуры позволяет оценить для обеих складчатых систем характерные продольны» и поперечные размеры крупявйпкх новейпжх. блоков коры, имеющих, по всей видимости, глубинное заложение и контролирующих сейсмичность. Ширина сравнительно стабильных продольных к простиранию'всей складчатой системы зон •, имеющих антикли-норное строение, составляет '15-25 км. Ширина разделяющих их шовных приразломных се'йсмчгенных зон, имеющих сишишнорное строение, как правило, не превышает 10 км, но обычно меньше - 3-5 км. Массовые замеры расстояний между разрывами, проведению раздельно для сейсмогенных (шовных, приразломных, синклинорных) и асейс-мичных антиклинорных зон, приводят к выводу, что на поверхности для геолого-геофизической среды обеих изученных складчатых систем отмечается значительно большая раздробленность зон первого типа по сравнению с зонами второго типа.

При этом на Большом Кавказе ширина блоков в сейсмогенных шовных зонах в целом меньше, чём на Южном Тянь-Шане, а более стабильные (асейсмичные) антиклинории в обоих случаях характеризуются близкими соотношениями размеров блоков. Так что шовные сейсмогенные зоны отличаются от более стабильных асейсмичных не

только стилем складчатости и особыми типами разрывных нарушений, но также и степенью раздробленности среды.

Характерные размеры приподнятых и опущенных блоков, разделенных поперечными и'диагональными к простиранию складчатых систем разломами, обычно сопоставимы и составляют 30-50 км, реже они достигают 20 или 70 км.

Сопоставление характерных размеров этих поверхностных структурных неоднородностей, отражающих деформации более глубоких горизонтов коры: кристаллического фундамента и, вероятно, верхов гранито-гнейсового слоя, с размерами очагов сильных землетрясений как "среднестатических" (смппегу , 1969; Ризниченко, 1976; Шебалин, 1975; Штейнберг, 1983 и др.), так и "реальных", описанных в первой части работы, позволяют сделать вывод о том, что лишь сравнительно слабые землетрясения (с М<6) обладают.очагами, размеры которых сопоставимы с размерами одной границы блока земной коры 15-25 х 30-50 км и поэтому часто выражаются одной плоскостью смещения. Более сильные события характеризуются размерами очага, превышающими эти типичные размеры одного блока, поэтому очаг распространяется по двум или нескольким обрамляющим" плоскостям и использует для реализации фрагменты дизъюнктивного узла, узел полностью или несколько соседних узлов. Б некоторых случаях оказываются затронутыми и субгоризонтальные тектонические, геологические и геофизические разделы.

Сейсмогенная подвижка в Такой сложной'очаговой зоне сосредоточена не вдоль одного "главного" разлома, а как бы размазана по системе сопряженных разрывов. Таким образом, соотношение характерных размеров глубинных блоков, на которые делится геологи-геофизическая среда и латеральных параметров очагов сильных землетрясений (длина, ширина) обусловливает сравнительно простое йли более сложное строение последних.

Из материалов, изложенных во второй части диссертации, можно сделать следующие выводы:

1. На примере складчатых систем Южного Тянь-Шаня и Большо,-го Кавказа установлено, что морфологические неоднородности скла-дчато-разрывной -структуры геосинклинального комплекса пород отражают на поверхности структурные неоднородности (блоки и крупные разломы) в кристаллическом фундаменте.

2. Приразломные (шовные), продольные к простиранию складча-

тых систем зоны, характеризуются значительной шириной (3-5 юл), грабен- или рамп-синклинорной складчатой структурой, менее напряженной, чем в обрамляющих межразломных зонах, имеющих анти-клинорное строение, а также большей частотой осложняющих разрывов (большей раздробленностью), отражаюцих локальную'обстановку сжатия.

3. Приразломные (шовные) зоны отличаются преобладанием нисходящих новейших вертикальных движений, в связи с чем они выступают как активные узкие линейные приразломные депрессии. Расстояние между соседними субпараллельными приразломными зонами составляет 15-25 км.

4. Детальный анализ неоднородности складчато-разрывной структуры в направлении простирания складчатых систем позволил выявить поперечные (или диагональные) структурные зоны более сложной и менее сложной складчатости, трассирующиеся через несколько соседних антиклинориев и синклинориев. Эти поперечные структуры четко Выражены в плане новейших движений в ввде относительно воздымающихся и опускающихся (или воздымающихся менее активно) блоков, перемежающихся наподобие клавишей рояля. Ширина их обычно составляет 30-50 км.

5. Эпицентры большинства зарегистрированных на изученных-территориях сильных и слабых землетрясений тяготеют к продольным при^разломным (шовным) зонам, которые квалифируются многими, исследователями как сейсмогенные зоны, цричем к тем их участкам, где они пересекаются поперечными границами структурных блоков. Таким образом, продольная и поперечная зональность складчато-разрывных структур четко контролирует размещение сильной и слабой сейсмичности.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

На основании изложенного в диссертации материала сформулированы научные положения, выносимые на защиту.

1. Расположение сейсмодислокаций, афтершоков и другие проявления умеренных коровых землетрясений (ГЛ ^ 6) указывают на строение очага в виде единой плоскости подвижки в зонах крупнейших глубинных разломов.

2. Более сильные землетрясения (7,3^ М6,0) демонстрируют приуроченность очагов к местам пересечения И сочленения круп-'

ных разломов. В этих случаях первичные сейсмодислокации, афтер-шоки, а иногда и изосейсты обрисовывают лопасти таких дизъюнктивных узлов.

3. Геолого-геофизическая среда структурно неоднородна. Наиболее крупные продольные, поперечные и диагональные неоднородности складчато-разрывной структуры, доступные для геологического изучения на Южном Тянь-Шане, Большом Кавказе и Копетдаге, отражают на поверхности крупные глубинные нарушения и, в частности, сейсмогенные зоны.

4. Указанные структурные неоднородности определяют сложный складчатогблоковый характер верхних горизонтов сейсмоактивного слоя, отражаются в плане новейших движений и контролируют распределение сейсмичности. Характерные расстояния между продоль- . ными ограничениями блоков коры 15-25 км, а между поперечными или диагональными - 30-50 км.

5. Очаги умеренных сейсмических событий невелики и легко вписываются в какую-либо одну гранипу таких блоков. Очаги более сильных землетрясений, напротив, достаточно велики, чтобы охватить две или более граней как вертикальных, так наклонных и субгоризонтальных.

х х х х х

Таким образом, если вернуться к решению проблемы, обсуждавшейся 'во введении, можно заключить, что очаги сильных сейсмических событий всегда распространяются вдоль'плоскостей разломов как единичных, так и нескольких пересекающихся или сочленяющихся, но нет таких случаев, когда очаг имел бы неразломную природу. В целом вырисовывается закономерность: по мере возрастания энергии внутриконтинентальных землетрясений их очаги реализуются во все более сложной геологической структуре и таким путем как бы сокращаются линейные размеры плоскости подвижки в очаге, а смещения рассредоточиваются в пределах нескольких сопряженных разрывов. По-видимому, очаг максимально возможного для каждого конкретного района землетрясения (в рамках указанных выше ограничений) охватывает все подходящие разломы. Если же накопленная энергия настолько велика, что не может высвободиться во всех захваченных очагом структурах, то, вероятно, возникают серии сильных землетрясений, совокупность очагов которых охватывает в недрах' целый сейсмогенный блок.

Структурное усложнение очагов с нарастанием силы землетрясений обусловлено теш возможностями, которые предоставляют для их реализации структурные неоднородности.коры. Проведенное исследование показало, что такие неоднородности в рассматриваемых районах не редкость, не исключение, а, напротив, являются естественной особенностью складчато-блоковой геолого-геофпзической ■ среды и, более того, имеют устойчивые латеральные размеры, сопоставимые с мощностью коры. При этом выясняется, что разделяющие эти блоки коры разломы, особенно крупные, глубинные, нельзя идентифицировать на поверхности с какой-либо одной разрывной плоскостью. Обычно это - целая зона (шириной 3-5 км)', -отличающаяся'от еоседних зон особым стилем складчато-разрывной структуры, геоморфологическим обликом, стратиграфическим разрезом и историей геологического развития. Больше всего такие зоны соответствуют понятию областей динамического влияния разломов (по Шер-ману и др.i 1989).

Хотя в работе рассмотрено лишь несколько примеров землетря-■ сений, но проявление сложного тектонического устройства очагов у сильных сейсмических событий.не ограничивается теми региональными и энергетическими рамками, которые были обусловлены выше. Из литературы известно, что землетрясения Каратагское (1907 г.), Чаткальское (1946 г.), Чон-Кеминское (I9II г.), Кеминс.-Чуйское, (1938 г.), Гоби-Алтайское (1957 г.), Балнайское (1905 г.)„ Манагуа (1972 г.), Идзу-Осима-кинкай (1978 г.), Япономорское (1983 г.) и др. по всей вероятности имели, такие очаги. В связи, с достаточно широким распространением землетрясений этого типа следует учитывать эти данные при разработке новых теоретических . моделей сейсмических очагов» Полученные результаты необходимо также принимать во внимание.при расчетах' фокального механизма в очагах.

По теме диссертации опубликовано более 60 научных работ автора, из которых основными являются следующие,

1. Складчатость и'осадочные формации аапа'дной части Туркестанского хребта. - Сов.геология, 1976, й 3. - С. 98-108.

2. Палеозойская тектоника западной части Туркестанского хребта, М., Наука, 1977. - 98. с.

3. Формации и структуры Алайского хре'бта. - Бюлл.МОИП, отд.• геол., 1979, т.54, вып.6.' - С. 32-44 (с К.Л.Волочковичем, В.П. Чернышуком).

4. Изучение тенденций геологического развития Копетдага в связи с проблемой прогноза землетрясений. - Изв. АН ТССР, сер. физ-тех. и геолог, наук. 1980. - И 6. - С. 90-96 (с Б.А.Борисовым) .

5. Опыт количественного сопоставления новейших и древних техтонических движений применительно к решению палеотектоничес-ких задач. - Геотектоника, 1981, В 2. - С. 58-67 (с Т.П.Белоу-совым).

6. Опыт количественной оценки морфологии складчатости Тфан-ской зоны Большого Кавказа. - Геотектоника, 1983, й 3. - С.87-98 (с Ф.Л.Яковлевым). .

7. О сходстве геологических условий возникновения землетрясений в отдельных сейсмоактивных районах Копетдага и Динарид. -Изв. АН СССР, Физика Земли, 1984, & II. - С. 18-28 (с Б.А.Бори-совыы).

8. Горизонтальные неоднородности верхкзй мантии пбд Тянь-Шанем и их связи с тектоникой и сейсмичностью. - Докл. АН СССР,

1984, т.278, И 2. - С. 325-329 (с Ю.Ф.Копничевым и др.).

9. Кумдагское землетрясение 14-20 марта 1983 г., материалы геологического изучения. - Докл. АН СССР. - 1984. - т.277. -

й I. - С. 157-161 (с Б.А.Борисовым).

10. Эль-Аснамское землетрясение в Алжире 10 октября 1980г. // Макросейсмические и инструментальные исследования сильных землетрясений. Вопр. инженерной сейсмологии. Вып.26. М. Наука. -

1985. - С. 57-73 (с Г.И.Рейснером).

11. Качественный и количественный анализ морфологической изменчивости полной складчатости. // Неоднородность тектоносфе-ры и развитие земной коры. - М. - Недра. 1986. - С. 78-93.

12. Сейсмодислокации в эпицентральных зонах землетрясений Западной Туркмении // Детальные инженерно-сейсмологические исследования. Вопр. инженерной сейсмологии. - Вш. 27. - М. - Наука. - 1986. - С. 116-126 (с Б.А.Борисовым).

13. Тектоническая обстановка и сейсмодислокации Газлийско-го землетрясения 1984 г. Там же. - С. 135-142 (с Б.А.Борисовым).

14. Тектоническое положение очага землетрясения 1984 г. и его геологические проявления // Газлййские землетрясения 1976 и 1984 гг. Изд-во ФАН. - Ташкент. - 1986. - С. 41-59.(с Б.А.Бори-_ совым).

15. Геологическая позиция главнпх и повторных толчков Газ-лийских землетрясений. - Локл. АН СССР. - 1986. - т.286. - й 3. - С. 683-687.

16. Геологические наблюдения в эпицонтральной области Бу-рунского землетрясения 22 февраля 1934 г. - Докл. АН СССР. -

1986. - Т. 287. - К 5. - С. 1187-1190 (с Б.Л.Борисовым).

17. Исследование тенденций тектонических движений в зоне Амударьинского разлома при взрывном воздействии. - Докл. АН СССР. - 1986. - Т.290. - П 4.-С. 909-913 (с М.Б.Гохбергом и др.).

18. Геологические условия возникновения Кайраккумского землетрясения 13 октября 1985 г. // Сильные землетрясения и сейсмическое воздействие. Вопр. инженерной сейсмологии. Вып. 28. -М. - Наука. - 1987. - С.34-43 (с Б.А.Борисовым).

19. Морфологическая неоднородность полной складчатости как показатель механизма складкообразования // Строение и эволюция тектоносферы. - Изд. ИФЗ АН СССР. - М. - 1987. - С. 107-133.

20. Геологические условия возникновения очагов сильных землетрясений Среднеземноморского альпийского пояса. - Там же. -

С. 133-150 (с Б.А.Борисовым и др.).

21. Тектонический контроль слабой сейсмичности восточной части Большого Кавказа. - И3в. АН АзССР. - Сер. наук о Земле. -

1987. - й I. - С. 20-27 (с А.Г.Гасановым и др.).

22. Поперечная зональность восточной части Б0лыдого Кавказа // Исследования по сейсмической опасности. Вопр. инженерной сейсмологии. Вып. 29. - М. - Наука. - 1988. - С. 15-20 (с Г.И. Рейснером, Т.Я.шамедовым).

23. Количественная оценка морфологической неоднородности полной складчатости Большого Кавказа. - Докл. АН СССР. - 1988. -Т. 299. - 6. - С. 1457-1460.

24. Неоднородность зоны полной складчатости Большого Кавказа. - Геотектоника. - 1988. -В5. - С. 79-93 (с В.Н.Шолпо).

25. Реакция геологических структур на импульсное воздействие крупных взрывов. - Там же. - С. 3-14 (с М.Б.Гохбергом и др.).

26. Кайраккумское землетрясение 13 октября // Землетрясения в СССР в 1985 г. - М. - Наука. -1988. - С. 97-115 (с Т.К.Аманку-ловым и др.). .

27. Поверхностные деформации при землетрясениях в альпийском поясе // Современное состояние сейсмологических исследований

в Европе. - М. - Наука. - 1988. - С. I36-I4I (с Б.А.Борисовым).

28. Сейсмический режим восточной части Большого Кавказа и его связь с геологическим строением // Оценка эффекта сильных землетрясений. Вопр. инженерной сейсмологии. Вып. 30. - М. - Наука. - 1989. - С. 15-24 (с Т.Я.Мамедовым).

29. Горизонтальные неоднородности верхней мантии Копетдаг-г ско-Каспийского региона и их связь с тектоникой и сейсмичностью. Докл. АН СССР. - 1990. - ТЧ310. - Л 6. - С. 1339-1342 (с Ю.Ф. Копничевым, Т.В.Панфиловой).

30. Связь сейсмичности и сейсмодислокаций с геологически,: строением // Экспериментальные и численные методы в физике очага землетрясения. - М. - Наука. - 1989. - С. 86-110 (с Б.А.Борисовым) .

31. Каспийское землетрясение 6 марта // Землетрясения в СССР в 1986 г. - М. - Наука. - 1989. - С. 58-78 (с Г.Л.Голин-ским и др.).

32. Сейсмогенный разрыв. - Природа. - № 12. - 1989. - С.26-31 (с Б.А.Борисовым).

33. Сейсмодислокации Спитакского землетрясения. Докл. АН СССР. - 1990. - Т.311. - № 2. - С. 435-439.(с Л.Н.Рыбаковым , Б.А.Борисовым).

34. Тектоническая позиция и геологические проявления Спитакского землетрясения 7 декабря 1988г. - Геотектоника. - 1990. - Л 5.(с Л.Н.Рыбаковым).

35. 0.доисторическом сильном землетрясении в районе г.Спитак (Северная Армения). - Докл. АН СССР. - 1990. - Т. 3/3 . -

й 2 . С. (с Ф.Альбареде и др.).

36. The geological model of the Aahkahad, Turkmenistan, seismo-active area // Proceedings of the 2-nd International Symposium of the analysis of seismicity and seismic hazard. - Liblice, Czechoslovakia.- 1981.-P.261-276.( с Ь.А.БорисоЕЫм).

37. The Spitak (Armenia) earthquake of 7-th December,1988: field observation, seismology and tectonics.- nature.- т.339.-

6227,- 1989.-Р.б75-б79.( »Ith A.Cisteraas et al.)