Физика Земли, 2022, № 2, стр. 102-127

3.1. Краткий обзор неотектоники района исследований

Иссык-Кульская котловина – одна из крупнейших межвнутригорных впадин Северного Тянь-Шаня (рис. 1). Ее длина достигает 250 км, ширина 80 км. В центральной части котловины расположено оз. Иссык-Куль с максимальной глубиной 668 м. Впадина выполнена мезозойско-кайнозойскими отложениями мощностью почти 5000 м [Чедия, 1986; Фортуна, 1993]. С юга она ограничена хр. Терскей Ала-Тоо, максимальная высота которого составляет 5281 м, с севера – хр. Кунгей Ала-Тоо с высотами до 4760 м. С учетом высот горных хребтов, мощностей кайнозойских отложений в центральной части Иссык-Кульской впадины и глубины Иссык-Куля амплитуда вертикальных кайнозойских движений в Прииссыккулье составила около 10 км [Чедия, 1986].

Рис. 1.

Основные активные структуры Прииссыккулья. Эпицентры исторических и инструментально зарегистрированных землетрясений с M ≥ 5 за период с 250 г. до н. э. по настоящее время приведены по данным [Кальметьева и др., 2009], сейсмологических каталогов NEIC и IRIS. Оттененный рельеф создан с использование пакета GeoMapApp (http://www.geomapapp.org). Сокращения в прямоугольниках: АК – Ала-Баш-Конур-Олёнгская впадина, Т – бассейн реки Тоссор, ЧК – долина реки Чон-Кызыл-Суу, ББ – антиклиналь Бир-Баш.

Сочленение Кунгейского хребта и Иссык-Кульской впадины происходит по эшелонировано надстраивающим друг друга Тогуз-Булакскому, Культорскому, Аксуйскому и Талды-Булакскому краевым разломам (см. рис. 1). Согласно работе [Selander et al., 2012] эта зона имеет более сложное строение и может быть описана как “цветочная структура”. Модель предполагает, что косо ориентированные к основному субмеридиональному направлению сжатия Чилико-Кеминские разломы левосдвиговой кинематики генерируют систему крутых на глубине и выполаживающихся к дневной поверхности взбросо-надвигов и взбросо-сдвигов. Развитие каждого нового разлома к югу от предыдущего обеспечивает рост Кунгейского хребта и последовательное вовлечение новых участков предгорного аллювиально-пролювиального шлейфа Иссык-Кульской впадины в поднятие. Деформации вдоль активных разломов сопровождаются формированием локальных антиклиналей и синклиналей, разломных уступов, вдоль которых фиксируются вертикальные и горизонтальные смещения плейстоцен-голоценовых аккумулятивных и эрозионных форм рельефа [Корженков, 2000; Bowman et al., 2004b; Корженков и др., 2007; 2011; Selander et al., 2012; Deev et al., 2018; и др.]. Скорости позднечетвертичных сдвиговых смещений по разломам составляют до 1.5 мм/год, вертикальных – до 0.37 мм/год [Selander et al., 2012].

Формирование большинства разломных уступов в этой зоне связано с сейсмогенными подвижками при сильных древних и исторических землетрясениях [Джанузаков и др., 2003; Корженков и др., 2011; 2016б; 2018а; 2018в; Деев, Корженков, 2016]. C зоной Чилико-Кеминского разлома связана сильнейшая сейсмогенная катастрофа – Кеминское (Кебинское) землетрясение (03.01.1911 г., М_S = 8.2, I₀ = 10–11) [Богданович и др., 1914].

Подобно северу строятся взаимоотношения Иссык-Кульской впадины и хр. Терскей Ала-Тоо (см. рис. 1). Левосдвиговые движения вдоль Центрально-Терскейского разлома обеспечивают формирование цветочной структуры хребта. В результате он активно надвигается на впадину по Предтерскейскому разлому. В то же время в пределах вовлекаемой в деформации предгорной равнины формируется ряд передовых хребтов – адыров (предгорий, форбергов). Возникновение этих хребтов обусловлено противоположными движениями по падающим на север взбросам, с которыми связаны эпицентральные зоны позднеплейстоцен-голоценовых и исторических землетрясений. В результате между хребтом и адырами формируются небольшие по размерам рамповые и полурамповые впадины [Чедия, 1986; Корженков, 1987; 2006; Korjenkov et al., 2006b; Macaulay et al., 2014; Корженков и др., 2014а; 2016б; 2018а; 2018б; 2018в; 2019; 2020; Деев и др., 2016; Korzhenkov, Deev, 2017; Деев, 2018; и др.].

Вызывает вопросы южная вергентность морфоструктур II порядка – адыров хребта (мегантиклинория) Терскей Ала-Тоо. Обычные тектонические модели роста значительных и сложно построенных поднятий предполагают латеральное “разваливание” массивов растущих хребтов с образованием козырьковых надвигов. На юге Иссык-Кульской котловины наблюдается противоположная ситуация. Адыры (антиклинали) хребта Терский Ала-Тоо имеют короткие, крутые и оборванные по разломам южные крылья, в то время как их северные крылья – пологие и длинные. Этот факт подразумевает надвигание адыров к югу – к осевой части Терскея, что, вообще говоря, против сил гравитации. Этот казус, однако, легко объясняется моделью выполаживающегося к северу пологопадающего разлома [Burgette, 2008], оперяющего с юга краевой Предтерскейский разлом. Мы назвали этот разлом Южно-Иссык-Кульским [Korzhenkov; Deev, 2017]. Эта модель осложняется наличием обратных взбросов: именно по этим разломам глыбовые складки адыров Терскея испытывают торошение и движение на юг.

Мы не стали привлекать в данную работу полученные нами данные по крайнему западу Иссык-Кульской котловины. Ее морфоструктура и сейсмический режим определяется взаимодействием Иссык-Кульской впадины и восточной периклинали Киргизского хребта – отдельного мегантиклинория со своей характерной тектонической активностью. Наши исследования в этом районе опубликованы в ряде работ [Корженков, 2006; Поволоцкая и др., 2006; Korjenkov et al., 2006; Deev et al., 2018; Корженков и др., 2018а].

3.2. Расчистка естественного обнажения к северу от села Ала-Баш

Ала-Баш-Конгур-Олёнгская внутригорная впадина расположена на юго-западе Иссык-Кульской котловины (рис. 1, рис. 2). С юга эта впадина обрамляется величественным хребтом Терскей Ала-Тоо, а с севера – его предгорьями – горами Тегерек, Дувана и Коконадыр [Корженков, 1987]. Источником воды в долине служат многочисленные горные речки и ручьи, берущие начало от ледников и фирновых полей на северных склонах Терскейского хребта. Когда-то в неогене эти водные артерии намывали свои собственные конуса выноса. Последние, соединившись, образовывали пологую, наклонную к северу аллювиально-пролювиальную равнину, простиравшуюся до самого Иссык-Куля [Bowman et al., 2004b]. Однако в начале четвертичного периода из-за продолжающейся коллизии Индии и Евразии бывшие участки осадконакопления во впадине стали вовлекаться в поднятие, формируя предгорья Терскей Ала-Тоо [Чедия, 1986].

Рис. 2.

Топографическая карта Ала-Баш-Конгур-Олёнгской впадины. Размер каждой клетки – 4.4 км. В квадратах латинскими цифрами указаны изученные участки сейсмоуступов: I – естественное обнажение к северу от с. Ала-Баш, II – участок сейсмодислокаций у подножия гор Дувана (описание см. ниже).

Реки северного склона Терскейского хребта в начале четвертичного периода еще могли прорезать растущие хребты Коконадыр и Тегерек, но из-за интенсивных импульсных подвижек по адырным (предгорным) разломам в настоящее время они собирают все свои воды в двух местах и несут их к Иссык-Кулю через антецедентные участки долин рек Ак-Терека и Ак-Сая [Корженков и др., 2018б; 2019]. Остатки поднятых и брошенных речных русел наблюдаются в разных местах Коконадыр-Тегерекского поднятия (адырного хребта). Наиболее впечатляющая брошенная долина сквозь адырный хребет – перевал Дувана, через который идет региональная дорога на юг: от регионального центра – села Кара-Коо (расположенного на шоссе Балыкчи–Каракол) в Ала-Баш-Конгур-Олёнгскую впадину. Еще в среднем плейстоцене здесь протекала горная река, но, в связи с интенсивным тектоническим поднятием хребтов Коконадыри Тегерек, часть ее бывшего русла (в то время антецедентная долина) превратилась в поднятую и брошенную долину [Макаров, 1977].

Значительный рост Коконадыр-Тегерекского поднятия по одноименному разлому был импульсным. Об этом свидетельствуют вышеупомянутые брошенные долины в водораздельной части поднятия, серия сейсмоуступов вдоль его южного подножия на протяжении 50 км и заболоченное пространство северной части впадины, которая была заполнена озером до середины ХХ века [Корженков, 1987]. Следует отметить, что такие активные импульсные подвижки по Коконадыр-Тегерекскому разлому, способствовавшие возникновению в котловине тектонически-подпрудного озера, начались достаточно давно. В восточном окончании гор Коконадыр в карьере к северу от села Тогуз-Булак нами были изучены хорошо сортированные верхнечетвертичные(?) озерные отложения [Корженков и др., 2019]. Среди песков с горизонтальной слоистостью были встречены линзы крупнозернистого материала и даже глыбы (дропстоуны), принесенные айсбергами или паковым льдом.

В северном борту запад-юго-западной части впадины нами был выявлен широтный сейсмоуступ протяженностью 2.3 км и высотой до 4–6 м, нарушающий позднеплейстоцен-голоценовые конусы выноса [Деев и др., 2016]. Ниже по склону зафиксирован фрагмент второго сейсмоуступа длиною 350 м. В западной стенке сухого сая, прорезающего сейсмоуступы в месте их сочленения, в точке с координатами (42.12703° с.ш., 76.49076° в.д., абсолютная высота = 2068 м) описан разрез, в котором в стратиграфической последовательности вскрыт следующий набор пролювиальных слоев, перекрываемых современной почвой (рис. 3).

Рис. 3.

Разрез западной стенки сухого сая, рассекающего сейсмогенный уступ в северном борту Ала-Баш-Конур-Олёнгской впадины (по работе [Деев и др., 2016] с изменениями): 1 – наиболее крупные валуны, отломы и глыбы; 2 – отломы; 3 – валуны; 4 – щебень: а – крупный, б – мелкий; 5 – дресва; 6 – гравий; 7 – песок; 8 – супесь; 9 – современная бедная гумусом горная почва; 10 – разломы. 1–7 – пролювиальные слои (см. текст, раздел 2.4).

Слой 1. Серый щебне-отломник с отдельными валунами. Мощность более 0.45 м.

Слой 2. Линза серого крупно-грубозернистого песка протяженностью около 2.6 м и мощностью до 0.2 м. Из песка отобраны раковины гастропод (обр. DEKG-2014-6). ¹⁴С возраст раковин, определенный AMS-методом, составил 7550 ± 40 л. н. (Poz-66205)*, калиброванный возраст – 6450–6390 гг. до н. э.

Слой 3. Линза серого щебне-дресвяника протяженностью 2.3 м и мощностью до 0.16 м. Щебень преимущественно крупный (>5 см).

Слой 4. Линза серого щебне-дресвяника протяженностью около 1.7 м и мощностью до 0.4 м. Щебень преимущественно мелкий (<5 см). Залегание слоев 1–4 нарушено разломом F1, имеющим взбросовую кинематику и падающим на север под углом 40°. Амплитуда смещения составляет 0.5 м. Слои 1–4 и нарушающий их взброс срезаются слоями 5–7.

Слой 5. Выклинивающаяся к центральной части разреза линза серого гравийно-дресвяника. Мощность до 0.2 м.

Слой 6. Линза серого средне-, крупнозернистого песка протяженностью 2.4 м и мощностью до 0.1 м. Из песка отобраны раковины гастропод (обр. DEKG-2014-5). ¹⁴С возраст раковин, определенный AMS методом, составил 6465 ± 35 л. н. (Poz-66204), калиброванный возраст – 5450–5380 гг. до н. э.

Слой 7. Крупный щебень с многочисленными отломами и валунами в серовато-белой супеси. Мощность до 0.9 м. Залегание слоев 1–7 нарушено разломом F2, имеющим взбросовую кинематику и падающим на север под углом 20°–50°. Амплитуда смещения составляет 0.4 м. В результате поднятия северного крыла разлома слой 7 частично эродирован. Слой 7 и нарушающий его целостность взброс F2 перекрываются слоем 8.

Слой 8. Современная горная почва. Мощность до 0.2 м

Таким образом, в разрезе обнаружены два взброса, соответствующие двум различным палеоземлетрясениям: более древнему – F1 и более молодому – F 2. Кинематика смещений указывает на то, что северный борт Ала-Башской впадины надвигается на ее осадочное выполнение. Возраст землетрясения, сформировавшего подвижку по плоскости F1, находится в диапазоне 6450–5380 л. н. Второй взброс, с которым связано морфологическое оформление уступов, имеет более молодой возраст. В разрезе он перекрыт только современной почвой. О возрасте землетрясения позволяют судить деформации археологических памятников на поверхности пролювиальных конусов: сако-усуньских курганов и “длинных” стен. Возраст последних относят к позднему средневековью [Деев и др., 2016; Корженков и др., 2018б; 2019]

3.3. Сейсмоуступ во фронте гор Дувана

Мы прошли траншеей также фронтальную зону сейсмоуступа в СЗ части впадины (рис. 4, рис. 5) – к югу от гор Дувана (участок II, см. рис. 2) [Корженков и др., 2018б; 2019]. Слои, слагающие сейсмический эскарп, представляют собой различные фации пролювиальных, аллювиальных и субаэральных обстановок. В нижней части разреза залегают коричневые, массивные, плотные и влажные глины видимой мощностью до 60 см. Это тело – отложения текущей поблизости, в нескольких десятках метрах к югу, речки Карасу. В этом месте тектонически подпруженная Карасу имеет медленное течение и сильно меандрирует, поэтому отлагает тонкий осадочный материал. Выше располагается слой крупнозернистых песков с супесчаным заполнителем и включением гравия. Встречающиеся в слое обломки палеозойских пород “висят” в заполнителе. Мощность этого слоя – 50 см. Это селевые отложения, снесенные временными водотоками вниз с гор Дувана. Третий слой – плотные массивные лессовидные суглинки мощностью 90 см. В этом слое, из фрагментов палеопочвы, были отобраны две пробы, имеющие калиброванный возраст 1270–1390 гг. н. э. (Vs-FTMC-25-1) и 1440–1520 гг. н. э. (Vs-FTMC-25-3). Верх разреза представлен рыхлой темно-коричневой супесчаной горной почвой. Ее мощность – до 50 см. Уступ высотой 1.5 м обязан своим происхождением двум сейсмогенным подвижкам. Это хорошо видно на рис. 5. Так, разрыв III рвет слой глины и надвигает ее к югу на слой песка и супесей. Общая величина этой первой подвижки, измеренная в траншее, составляет около 1 м. Это первое сейсмическое событие, оно имело место еще до отложения выше залегающего слоя лессовидных суглинков, где мы обнаружили вышеупомянутые небольшие датированные прослои палеопочвы. К этому событию, вероятно, относится и открытие трещин (II) в лежачем крыле сейсмоуступа, в которые провалилась часть материала вышележащих песков и супесей.

Рис. 4.

Компенсационный грабен в тылу надвигового сейсмоуступа к югу от гор Дувана. Космический снимок, на котором виден след хвоста огромного дракона длиною около 1 км (показан стрелками), участок II, см. рис. 3. Вверху (на севере) – горы Дувана, составляющие Коконадыр-Тегерекского адырного поднятия. Внизу (на юге) – меандры р. Карасу. Жирная черная линия – Коконадыр-Тегерекский адырный разлом, черная линия к северу от нее – правый взбросо-сдвиг (черные стрелки показывают направление смещения), другая черная линия к югу – сейсмоуступ. + – взброшенное крыло разлома, – – опущенное крыло, су – траншея, пройденная через сейсмоуступ, кг – траншея, пройденная через центральную часть компенсационного грабена, ш – шурф, пройденный в компенсационной грабене.

Рис. 5.

Исследование сейсмодислокаций у южного подножия гор Дувана. Пройденная траншея через фронтальную часть сейсмоуступа, восточная стенка, участок II, см. рис. 3: 1 – современная почва и палеопочвы; 2 – глины; 3 – крупнозернистые пески с супесчанным заполнителем и включением гравия; 4 – супеси; 5 – массивные лессовидные суглинки; 6 – паттум; 7 – разрывы; 8 – направление смещения по разрывам; 9 – неокатанный гранитный щебень; 10 – места отбора проб на радиоуглеродный анализ, в прямоугольниках указан их калиброванный возраст.

Большинство выявленных разрывов сейсмоуступа у подножия гор Дувана (I, IV–VII) относятся ко второму землетрясению. Подтверждается это тем, что они прорывают все толщи в разрезе, вплоть до современного почвенного слоя. Смещения по большинству плоскостей небольшие – несколько сантиметров, однако по разрыву I произошла главная – метровая подвижка при последнем землетрясении. Это так называемая цветковая структура, образующаяся при формировании сдвигов: от одного магистрального разрыва на глубине вверх по разрезу раскрывается серия разрывов меньшего масштаба или трещин. Ранее мы обнаружили аналогичную одномоментную сейсмогенную подвижку (хоть и меньшего масштаба) в стене средневековой Караханидской крепости в селе Тоссор, в южной части Иссык-Кульской впадины [Корженков и др., 2016б], а также при траншейных исследованиях на юге Иссык-Кульской впадины, в зоне Южно-Тегерекского разлома [Korzhenkov, Deev, 2017].

Нам удалось определить ее возраст – 1660–1810 гг. н. э. (Vs-FTMC-25-2). При последнем землетрясении близ разрывной плоскости IV образовалось понижение – “карман”, куда ссыпался органический материал (горная почва), который мы использовали для датирования. Необходимо учитывать, что вышележащий почвенный слой мог “загрязнить” нашу пробу углеродом, поэтому упомянутую датировку следует считать минимальной.

Ранее по историческим материалам нам удалось определить, что возраст последнего землетрясения по описываемому активному разлому имел место во временном промежутке 1771 г. (возвращение калмыков в Джунгарию)–XIX в. (время ремонта древних кумбезов – надмогильных памятников в Ала-Баш-Конур-Олёнгской впадине) [Корженков и др., 2018 б]. Радиоуглеродный возраст позволил сузить эту “вилку” всего лишь до 39 лет. Итак, последнее землетрясение в Ала-Баш-Конур-Олёнгской впадине по Коконадыр-Тегерекскому разлому произошло в промежутке 1771 г. (возвращение калмыков в Джунгарию) и 1810 г. (верхний возраст радиоуглеродной пробы в почвенном “ кармане”), т.е. в конце XVIII века. Скорее всего этот возраст может быть также приписан ко времени последней подвижки по вышеописанному сейсмоуступу, изученному нами в естественном обнажении на западе Ала-Баш-Конур-Олёнгской впадины.

3.4. Компенсационный грабен в тылу надвига

В 2016–2017 гг. в Ала-Баш-Конгур-Олёнгской впадине нам удалось выявить и изучить необычное субширотное понижение в наклонной пролювиальной равнине, образованной слившимися конусами выноса с гор Дувана (см. рис. 4, рис. 6). Полевые исследования показали: это сложный, ступенчатый грабен, находящийся в тылу современного активного надвига, выраженного в рельефе сейсмоуступом [Корженков и др., 2018б; 2019]. В центральной части грабена нами была пройдена траншея длиною 20 м и глубиною до 1.5 м. Ее стенки сложены чередующимися различными пролювиальными фациями. Внизу залегают паттумы серого цвета с обломками гранитоидов видимой мощностью 65 см, которые вверх по разрезу приобретают коричневый цвет. Выше – линза крупнозернистого гравийного песка (мощность до 20 см) и снова паттумная толща (мощностью до 30 см), но теперь красноватого цвета и снова крупнозернистые пески с гранулами (мощность 15 см), венчает которые бедная сероцветная горная почва. Ее мощность15–20 см.

Рис. 6.

Компенсационный грабен в тылу надвигового сейсмоуступа к югу от гор Дувана (по работам [Корженков и др., 2018б; 2019] с изменениями). Траншея, пройденная через центральную часть компенсационного грабена к югу от гор Дувана, восточная стенка, условные обозначения см. рис. 5. Пояснения в тексте.

В слое серых паттумов нами были отобраны пробы на радиоуглеродное датирование. Для них получены калиброванные возраста 760–1020 гг. н. э. (Vs-2766)–860–1160 гг. н. э. (Vs-2768). Расположенные выше красноватые паттумы более молодые – их калиброванный возраст 1520–1650 гг. н. э. (Vs-2765). В траншее отмечен ряд разрывов. Это ступенчато расположенные сбросовые плоскости. Важно отметить, что особенности осадконакопления в самом грабене и во вмещающем его пролювиальном шлейфе различны. Это говорит о том, что сначала – до периода времени 760–1155 гг. нашей эры имело место сравнительно спокойное отложение пролювиальных фаций: тектонический режим территории был спокойный. Затем – в XVI веке н. э. (1520–1650 гг.) произошло образование грабена, который стал быстро заполняться селевыми отложениями.

Возрастная интерпретация образования грабена, изложенная по данным картирования стенки траншеи в восточной части структуры, подтверждается материалами документации западной стенки шурфа, пройденного в днище грабена в его западной части (рис. 7). Шурф имеет глубину 2.6 м и довольно простое строение: под слоем сероцветной горной почвы мощностью до 60 см залегают две пролювиальные – паттумные толщи мощностью 1.6 м, различающиеся лишь по цвету. Под ними имеется маломощная палеопочва (0.2 м), также подстилаемая светло-коричневым пролювием. Низ современной почвы имеет калиброванный возраст 1480–1685 гг. (Vs-RAD-2-2016-2), что совпадает в пределах ошибки радиоуглеродного метода с датой 1520–1650 гг. из траншеи.

Рис. 7.

Шурф в западной части компенсационного грабена, западная стенка, участок II, см. рис 3. Условные обозначения см. рис. 6.

Возможно, с оговорками, предполагать еще одно землетрясение, следы которого остались в шурфе, пройденном в компенсационном грабене. Его минимальный калиброванный возраст 2310–745 гг. до н. э. (Vs-RAD-2-2016-1). Проба взята из маломощной и бедной палеопочвы в упоминавшемся шурфе, которая характеризует краткий период спокойного – тонкозернистого осадконакопления на пролювиальной толще, выполняющей низ компенсационного грабена. Палеопочва могла накопиться на поверхности конуса выноса, а затем опустилась вместе с подстилающими и перекрывающими паттумами. Наличие палеопочвы говорит о том, что землетрясение, сформировавшее основную морфологию уступа и компенсационный грабен, произошло не ранее 2310–745 гг. до н. э. Если наши предположения верны, то здесь интервал между 2-м и 3-м землетрясениями составляет более 2000 лет. Что ж, и это возможно и типично для разломов Иссык-Кульской впадины. Так, всплески сейсмической активности по упоминавшемуся уже Ак-Суйскому разлому длительностью 1000–1500 лет разделяет период затишья в 2000 лет [Корженков и др., 2018 в].

Компенсационные сбросы в тылу надвигов – известное явление при сильных землетрясениях на Тянь-Шане. Так, например, при Суусамырском землетрясении 1992 г. (М_s = 7.3, I₀ = IX–X баллов) в тылу восточного сейсмогенного разрыва, вышедшего на поверхность в виде надвига, образовалось характерное понижение – грабен [Ghose et al., 1997].

3.5. Сейсмоуступ и скальный оползень в бассейне сухого сая Тегерек (бассейн р. Тоссор)

Рассмотрим сейсмодислокации, развитые в бассейне р. Тоссор [Корженков и др., 2014 а; Korzhenkov, Deev, 2017]. На аэрофотоснимках в этом районе были выявлены и оконтурены воронки отрыва, плоскости скольжения и тел крупных скальных оползней (рис. 8). Скальный оползень в коренных породах (силурийские гранитоиды) находится на левом склоне долины ручья Тегерек – левого притока р. Тоссор. Длина стенки отрыва – 1.5 км; высота стенки – от 60 м на востоке до 100 м на западе; длина оползневого тела – 2 км, ширина – 500–1250 м; мощность – приблизительно 60 м. Таким образом, объем сорванной массы составляет приблизительно 10 млн м³.

Рис. 8.

Тоссорский скальный оползень. Аэрофотоснимок, масштаб 1 : 100 000.

К югу от оползневой массы, на правом склоне долины сухого ручья Тегерек, выявлен сейсморов – выход древнего сейсмического разрыва на поверхность (рис. 8). По всей видимости, именно подвижки по этому разрыву привели к схождению Тоссорского скального оползня, как, впрочем, и других меньших по масштабу оползней [Корженков и др., 2014а] в бассейне рек Тегерек–Сая. Вышеперечисленные дислокации составляют эпицентральную зону древнего землетрясения, выявленного впервые нами.

Следует отметить значительную (до 7 м) глубину, а главное, ширину (до 30 м) сейсморва. Опыт изучения современных землетрясений не знает примеров образования сейсмотектонических дислокаций таких размеров во время одного, даже очень сильного события [Стром, Никонов,1997]. По-видимому, значительными размерами ров обязан нескольким событиям, произошедшим по сейсмогенерирующему разлому.

Для того чтобы определить возраст последнего сейсмического события, приведшего к обновлению описанных сейсморва и небольших скальных оползней, были отобраны пробы в нижних частях современных почв, развитых в западине на теле главного оползня и во рве (рис. 9). Низ современной суглинистой почвы, выполняющей сейсморов имеет ¹⁴С возраст 1120 ± 70 лет (Vs-2312), калиброванный возраст 860–1000 гг. н.э. Низ современной суглинистой почвы, сформировавшейся на теле скального оползня, мобилизованного во время последнего землетрясения, имеет возраст 1140 ± 160 лет (Vs-2313), калиброванный возраст – 760–1030 гг. н. э.).

Рис. 9.

Схематическая полевая зарисовка шурфов, пройденных в нижней части сейсморва (вверху) и в западине скального оползня (внизу) с целью отбора проб на определение радиоуглеродного возраста последнего сейсмического события в бассейне сухого ручья Терегек-Сай.

Возраст обеих почв оказался одинаковым (в пределах ошибки радиоуглеродного метода): их образование на описанных палеосейсмодислокациях началось в IX–X вв. То есть очередная подвижка по сейсмогенерирующему разлому и “перетрясывание” скального оползня произошли, скорее всего, одновременно. Это минимальный возраст произошедшего события, когда в сейсморве образовался коллювиальный клин, на котором впоследствии начал формироваться современный почвенный покров. Юный радиоуглеродный возраст пробы почвы, отобранной в теле сейсмооползня, свидетельствует о его “перетряске” и мобилизации во время средневекового землетрясения с последующим образованием нового почвенного покрова в отдельных его частях.

3.6. Сейсмические деформации в стенах караханидской Тоссорской крепости

Адыры на самом юге Иссык-Кульской впадины имеют строение аналогичное предгорьям на ЮЗ котловины. Так, небольшая Каджи-Сазская внутригорная впадина на юге граничит с хребтом Терскей Ала-Тоо по Предтерскейскому краевому разлому [Корженков и др., 2016б]. На севере впадина ограничена растущими поднятиями – адырами Тегерек, Санчик, Кызыл-Кунгей (рис. 10). Южные крылья этих антиклинальных структур короткие, крутые, оборванные по адырному разлому, имеющему северное падение. Каджи-Сазская впадина имеет тектонический контакт с упомянутыми поднятиями по этому разлому. Об активности разлома говорит четко выраженный сейсмоуступ, а также тектоническое подпруживание – заболачивание южной части впадины перед входом реки Каджи-Сай в свой антецедентный участок долины. Тектоническое подпруживание произошло совсем недавно. Об этом свидетельствует местонахождение на болоте (бывшем озерце) средневековой – караханидской (X–XII вв. н.э.) крепости – караван-сарая. Никто бы не стал строить караван-сарай на озере или болоте, значит заболачивание имело место после постройки крепости. К сожалению, ни одна наша траншея ни через сейсмоуступ, ни через одну из стен Каджи-Сазской крепости (караван-сарая) не дали датируемого материала, хотя и показали следы по крайней мере двух сильных сейсмических событий [Корженков и др., 2016б; 2018а; Korzhenkov, Deev, 2017]. Поэтому мы исследовали еще одну караханидскую крепость на западной окраине с. Тоссор.

Рис. 10.

Топографическая карта нижних частей бассейнов рек Каджи-Сай, Тоссор и Барскоон. Одна клетка на карте соответствуют квадрату размером 2 × 2 км на местности. Сплошные красные линии – главные разломы. Прерывистые линии – сейсмоуступы, масштаб 1 : 100 000.

Выбор городища Тоссор как объекта наших исследований обусловлен тем, что оно находится на замковой части очень молодой растущей антиклинали. Ее крутое и оборванное по разлому крыло проходит вдоль южной стены городища. С севера и востока от городища расположены дома с. Тоссор, к югу – современное сельское кладбище, а с запада, за проселочной дорогой, – поле.

Северный участок восточной стены археологического памятника прорезан старым раскопом. Информация об этом разрезе не публиковалась, но он нанесен на план А.Н. Бернштама [Чуйская…, 1950]. Среди архивных материалов информация о разрезе пока тоже не выявлена. Мы решили поставить свой раскоп на месте ранее существовавшего оплывшего проема в стене (рис. 11), дабы минимизировать нарушенность целостности памятника. Общая длина разреза (траншеи) – 24 м, максимальная глубина – 3.6 м, включая материковые слои, прокопанные на 0.3 м. Стена поставлена на подрезанном материковом глиняном слое, мощностью 0.5–1.0 м, перекрывающем слой песка с гравием, пройденном на 0.15–0.20 м. Простирание траншеи – 80°.

Рис. 11.

Разрез южной стенки траншеи, пройденной в восточной стене Тоссорской средневековой крепости. Видны деформации, относящиеся к двум сейсмическим событиям. Во время первого сейсмического события имело место повреждение стены с отбросом обломков на восток на значительное расстояние (внизу). Во время второго сильного землетрясения стена была разбита трещинами, образовавшими “цветочную” структуру в западной части стены, и клином в восточной части стены (вверху).

Было выяснено, что стена сооружена методом “ленточной пахсы”, т.е. формирование ее тела шло путем поочередной укладки относительно горизонтальных слоев грунта, мощностью от 10 до 20 см. Нижняя из них – самая мощная, до 40 см. Всего сохранилось 18 лент. Полосы не пересекают относительно ровным слоем всю стену, а располагаются некими линзами на 1/3–1/2 толщины стены, сужающимся одним краем (второй, как правило, выходит на торец стены). При этом ленты располагаются несколько наклонно – сверху с торца книзу в теле стены. Можно предполагать, что при сооружении стены формовочная масса готовилась (или подносилась) относительно небольшими порциями, которые укладывались насколько хватало материала от одного или другого фаса стены так, чтобы вода из формовочной массы сбегала не по вертикальной поверхности стены, а уходила вовнутрь. Так можно объяснить, почему один край заострен, а полосы располагаются несколько наклонно. Для лент использовался местный глинистый несколько запесоченный лессовый грунт из прикровельной части ранне-голоценовой Тюпской террасы оз. Иссык-Куль, на которой расположено городище. Ленты разделены песчано-гравийными прослойками мощностью от 1 до 7–10 см. В теле стены достаточно много галек и валунов. Стена сохранилась на высоту до 2.7 м, при ширине по основанию 4.8 м. Угол наклона внешнего фаса – 15°–20° к вертикали. Угол наклона внутреннего фаса не восстанавливается, так как на данном участке он смыт в верхней части. В нижней части внутреннего фаса четко видна т.н. “рюмочная” деструкция, свидетельствующая о долгом времени стояния стены в открытом состоянии.

Все тело стены сверху донизу пересекает сеть трещин, идущих почти вертикально параллельно друг другу, что свидетельствует о сейсмическом характере их возникновения. Одна из наиболее мощных таких трещин прошла в 40–50 см от внешнего фаса и привела к тому, что верхняя часть стены упала наружу (см. далее). При этом разделение прошло по границе лент.

В западной части раскоп отходит от крепостной стены на 8 м. Внизу от нижнего основания “рюмочной” деструкции стены намечаются отходящие наклонно глинистые слои оплыва. Самый верхний кроющий слой на этом западном участке раскопа, мощностью до 40 см, состоит из рыхлого конгломерата: сильно запесоченного грунта, небольшого количества камней и единичных небольших кусков пахсы. Под ним по глинистому материку идет горелый слой, мощностью до 3 см. Глинистый слой материка, мощностью 20–30 см, перекрывает песчаный слой, вскрытый на 10–12 см.

На восток, с внешней стороны от крепостной стены раскоп уходит на 10 м. Интересна выявленная структура накопленных в восточной части раскопа напластований. Непосредственно от крепостной стены в самом низу наблюдаются глинистые наклонные (10°–15° к горизонту) слои. Вероятно, они образовались в результате постепенного размыва стены под воздействием атмосферных осадков, что могло происходить как в период функционирования городища, так и вскоре после прекращения жизни на нем. Непосредственно на наклонных глинистых слоях вплотную к стене лежит упавший фрагмент стены из нескольких полос, общими размерами 35 × 70 см. Другой крупный кусок стены лежит на этих же слоях в 1.5 м от крепости. Самый дальний из зафиксированных фрагментов стены находится на расстоянии от стены до 4.5 м от восточного ее фаса. Здесь встречены фрагменты размерами: 32 × 62, 18 × 27, 20 × 37 см. Пространство между гребнями этих кусков и стенкой заполнено рыхлым грунтом – продуктом ее оплывания. Важно отметить, что подобного отлета обломков стены к западу от нее нами не было зафиксировано.

Материк по всей длине раскопа представлен плотным палевым лессовидным суглинком мощностью до 50 см. Под ним находятся озерные пески, которые видны в карьере к югу от городища. Пески – грубозернистые с гравием и включением мелкой гальки.

Стратегически удобная позиция Тоссорского городища, однако, сыграла свою негативную роль во время сильных средневековых землетрясений. В южной стенке траншеи, пройденной в восточной стене городища, нами были выявлены значительные деформации [Корженков и др., 2016б], относящиеся к двум сейсмическим событиям (рис. 11). Во время первого землетрясения стена была сильно повреждена, ее обломки отлетели на восток на расстояние до 4.5 м, превышающее изначальную высоту стены. Этот факт свидетельствует о сильных сейсмических колебаниях, так как при обычном статическом разрушении “со временем”, подавляющая часть обломков, должна была упасть на расстоянии, не превышающем 1/3 высоты стены [Korjenkov, Mazor, 1999].

Во время второго сейсмического события стена сильно растрескалась, что привело к образованию “цветочной структуры” в ее западной части; в восточной же части стены образовался значительный клин, внутрь которого провалились обломки верхней части стены. Любопытно, что ни сильнейшее растрескивание стены, ни пробивание ее значительным клином не привели к полному разрушению – разваливанию стены на запад и восток. По всей видимости, поврежденная при первом землетрясении стена была окружена мелкоземом – оплывшим материалом, постепенно накопившимся за сотни лет после первого сейсмического события. Важно отметить, что в западной части разреза, внутри городища, оплыв западной части исследованной стены подстилается обширным слоем угольков, мощностью до 3 см, который лежит почти на “материке”. Их калиброванный радиоуглеродный возраст – 1020–1190 гг. н. э. (Vs-2535), что согласуется с возрастом археологических артефактов.

Следует отметить, что наибольший ущерб и максимальное количество жертв при современных сильных землетрясениях приносит не обрушение зданий при интенсивных сейсмических колебаниях, а пожары. Подобные факты должны были наблюдаться и при аналогичных древних сейсмических событиях: сильные сотрясения приводили к повсеместному повреждению и разрушению печей и светильников – началу пожаров.

3.7. Мобилизованные морены в бассейне р. Чон-Кызыл-Суу

На северном склоне хребта Терскей Ала-Тоо находятся наиболее развитые моренные комплексы четвертичного времени, а также крупные современные ледники. Во время сильных землетрясений этот моренный материал и лед может быть перемещен вниз по склону и оказаться на аномально низком для них высотном положении. Этот крупнообломочный материал может быть потом ошибочно принят за тела местных обвалов. Нашими исследованиями [Корженков и др., 2015; 2018а] было установлено, что большая часть обвальных масс, находящихся на правом склоне долины р. Чон-Кызыл-Суу в Юго-Восточном Прииссыккулье, являются так называемыми мобилизованными моренами – отложениями позднеплейстоценового оледенения, сорванными во время голоценового землетрясения и сброшенными вниз – в долину вышеназванной реки (рис. 12).

Рис. 12.

Обрушение позднеплейстоценовых морен в долине р. Чон-Кызыл-Суу. Аэрофотоснимок, масштаб 1 : 100 000.

Возраст смещения этих сорванных морен был установлен Е.В. Максимовым с соавторами [1987] посредством радиоуглеродного анализ: 3010 ± 300 лет (ЛУ-963), калиброванный возраст 3500–2840 до н. э. и 2910 ± 120 лет (ЛУ-959), калиброванный возраст – 3210–2910 до н. э. Таким образом, около 3000 лет назад вдоль Предтерскейского разлома произошло сильное землетрясение, приведшее к срыву моренного материала, находившегося в неустойчивом положении на северном склоне хр. Терскей Ала-Тоо. Данный завал подпрудил русло р. Чон-Кызыл-Суу, что вызвало образование озера позади дамбы и накопление озерных отложений [Корженков и др., 2015; 2018а]. Нами было установлено наличие трех горизонтов сейсмогенных конволюций в вышеупомянутых озерных накоплениях, которые образовались во время более поздних землетрясений.

Приведем описание разреза этих отложений в стратиграфической последовательности в южной стенке разреза (рис. 13). Само обнажение находится близ проселочной дороги, ведущей вверх по долине р. Чон-Кызыл-Суу, в 300 м к ЗСЗ от уреза воды с абсолютной отметкой 2100 м.

Рис. 13.

Стратиграфическая колонка отложений, накопившихся позади естественной дамбы, в среднем течении р. Чон-Кызыл-Суу: 1 – почвы; 2 – суглинки и супеси; 3 – пески; 4 – дресва; 5 – галечник; 6 – валунник; 7 – паттумы и пролювиальные отложения; 8 – горизонты с сейсмогенными конволюциями. Цифры в кружках соответствуют нумерации слоев подпруженной толщи, см. текст, раздел 3.7.

1. Выше осыпи наблюдается слой коричневой супеси с включениями редких окатанных галек размером до 15 см. Видимая мощность слоя 29 см.

2. Слой мелкого галечника, заполнитель песчано-глинистый и дресвяный. Гальки средней окатанности, их размер составляет 0.5, 4, 7 см. Мощность слоя 10 см.

3. Кирпично-коричневая супесь с редкими включениями мелкой плохо окатанной гальки. Мощность слоя 38.5 см.

4. Погребенная темно-коричневая супесчаная почва. В ее подошве встречаются редкие окатанные гальки размером 8, 10, 16 см. Мощность почвы 22 см. В ней была отобрана проба для определения радиоуглеродного возраста KZS-1. Ее возраст составил 4330 ± 30 лет, калиброванный возраст 2940–2890 лет до н. э. (Beta-299729).

5. Паттумный слой кирпично-красного цвета: мелкая галька и дресва “висят” в крупнозернистом песке. Размер галек – 3, 3.5, 6 см. Мощность слоя 22 см.

6. Кирпично-красный слой крупнозернистого песка с тонкими прослоями среднезернистого. В подошве слоя имеются редкие включения плохо окатанной гальки размером 2, 3, 5 см. Мощность слоя 21.5 см.

7. Слой валунника. Размеры обломков – 12, 16, 18, 19 см. Цемент кирпично-красный песчаносуглинистый. Мощность слоя 19 см. В верхней части слоя были отобраны угольки для определения радиоуглеродного возраста (проба KZS-2). Их возраст составил 3280 ± 30 лет, калиброванный возраст 1610–1510 лет до н. э. (Beta-299730).

8. Мусорная толща – паттум с включением мелкой гальки и дресвы. Мощность слоя 27 см.

9. Переслаивание крупно- и среднезернистых прослоев песка и суглинка. В слое видны многочисленные деформации – сейсмогенные конволюции: “карманы” – протрузии песка вниз в суглинки. Мощность слоя 32.5 см.

10. Крупнозернистый песок. Мощность слоя 17.5 см.

11. Серо-коричневый галечник. Галька средней окатанности и различных размеров (в целом – до 10 см). Мощность 42 см. В слое была отобрана проба KZS-3 – угольки для определения радиоуглеродного возраста. Их возраст составил 2780 ± 30 лет, калиброванный возраст 980–890 лет до н. э. (Beta-299731).

12. Переслаивание прослоев красно-коричневого суглинка и песка. Из-за раздува верхнего галечникового слоя данный слой в месте замера практически выклинивается. Однако к востоку в обнажении он присутствует, и в нем имеются волнообразно деформированные прослои тонкозернистого песка сейсмогенные конволюции. Мощность слоя условно принята 10 см.

13. Слой паттумов с включением мелкой окатанной гальки и дресвы. Мощность 79 см.

14. Слой суглинка с деформированным и разорванным прослоем тонкозернистого песка – сейсмогенные конволюции. Мощность 39 см.

15. Чередование прослоев мелкой гальки и крупнозернистого песка. Мощность слоя 27 см.

16. Светло-коричневый суглинок. Мощность 42 см.

17. Пролювиальный слой. Окатанная галька и валуны размером до 20 см. Отсутствует сортировка и слоистость. Мощность слоя 159 см.

18. Современная горная черная супесчаная почва, венчающая весь разрез. Мощность почвы 58 см. В ней на глубине 50 см была отобрана проба KZS-4 для определения радиоуглеродного возраста. Ее возраст составил 950 ± 30 лет, калиброванный возраст 1080–1160 гг. н. э. (Beta-299732)

Полученные даты и возраст современной почвы, венчающей озерную толщу, позволили оценить скорость осадконакопления во время существования местного озерного бассейна: приблизительно 2 мм/год.

Приведенные материалы можно проинтерпретировать следующим образом. Сильное землетрясение и срыв позднеплейстоценовых морен имел место после формирования погребенной почвы, средний калиброванный радиоуглеродный возраст которой составляет 4900 ± 40 лет назад. Скорее всего, это сейсмическое событие произошло около 3900 лет назад: к среднему калиброванному возрасту, полученному нами в нижней части подпруженной озерной толщи (3500 ± 40 лет назад, Beta-299730), нужно добавить еще 400 лет (мощность озерных отложений под местом отбора указанной пробы (800 мм), разделенную на 2 мм/год). Этот возраст существенно древнее по сравнению со средними калиброванными возрастами, полученными Е.М. Максимовым и его соавторами: 3210 ± 370 (ЛУ-963) и 3070 ± 150 (ЛУ-959) лет назад.

Первый (нижний) горизонт сейсмитов (см. рис. 14в), обнаруженный нами на глубине около 5 м, является следующим сейсмическим событием. Оно, по всей вероятности, имело место около 3080 лет назад. Его возраст косвенно определяется средней калиброванной датировкой пробы Beta-299731 – 2887 ± 50 лет, которая была отобрана между первым (см. рис. 14в) и вторым (см. рис. 14б) горизонтами сейсмитов, плюс 193 года (мощность отложений под пробой (385 мм), разделенная на 2 мм/год).

Рис. 14.

Разрез озерных отложений позади завала на левом склоне долины р. Чон-Кызыл-Суу: (а) – общий вид обнажения; (б) – сейсмогенные конволюции в озерных осадках. Видно внедрение песков вверх, в слой суглинков и погружение слоя суглинков вниз, в пески; (в) – “волнообразные” конволюции и сейсмиты в виде карманов (песок внедряется вниз, в глину); (г) – “змеевидные” и “рыбоподобные” сейсмиты (песчаные деформированные фрагменты в глинистом заполнителе).

Третий (верхний) горизонт сейсмогенных конволюций (см. рис. 14г) является отражением третьего сейсмического события, произошедшего приблизительно 2760 лет назад: из калиброванного возраста пробы Beta-299731 (2887 лет) следует вычесть 125 лет (мощность вышележащих озерных отложений 250 мм, разделенная на 2 мм/год).

Используя рассчитанную скорость осадконакопления, мы также вычислили и возраст четвертого сейсмического события. Выше места отбора пробы с калиброванным возрастом 2887 лет (Beta-299731) накопилось 1400 мм осадков. Разделив эту мощность на 2 мм/год, получаем 700 лет, которые надо вычесть из возраста пробы. Получается около 2190 лет назад. Последняя калиброванная датировка (Beta-299732, 1080–1160 гг. н. э.) является минимальным возрастом прорыва естественной дамбы, который также мог быть вызван значительным сейсмическим событием.

Таким образом, повторяемость сильных сейсмических событий составляет одно событие раз в несколько сот лет. Сейсмическая интенсивность событий была не менее I = 7 баллов по шкале МСК-64. Именно такая сейсмическая интенсивность регистрируется на Тянь-Шане при землетрясениях с М = 5.5 [Корженков и др., 2006]. А магнитуда М = 5.5 – минимальное значение магнитуды, необходимое для возникновения сейсмогенных конволюций в разжиженных отложениях [Kuribayashi, Tatsuoka, 1975]. В совокупности с вышеперечисленными дислокациями нами были выявлены другие разновозрастные оползни, развитые в скальных, полускальных и рыхлых породах зоны Предтерскейского краевого разлома. Некоторые из них, возможно, сформировались во время Кебинского землетрясения 1911 г. (М_w = 8.2; I = X–XI баллов), имевшего место в северном обрамлении Иссык-Кульской впадины.

3.8. Антиклиналь Бир-Баш

Восток Иссык-Кульской впадины характеризуется необычными антиклинальными структурами – так называемыми внутривпадинными поднятиями. С первого взгляда трудно определить причину их возникновения: субширотные протяженные поднятия находятся посередине восточной части Иссык-Кульской котловины. Нами было установлено, что формирование этих поднятий предопределено неотектоническим развитием хр. Терскей Ала-Тоо и его надвиганием на отложения Иссык-Кульской впадины [Корженков и др., 2020].

Мы исследовали одну из таких антиклинальных структур на южном берегу зал. Пржевальского: там находится субширотно вытянутое поднятие размерами 8 × 3 км – гора Бир-Баш (абс. высота 1811.8 м) (рис. 15). На крыльях и в ядре антиклинали обнажаются отложения верхней части Иссык-Кульской свиты неогена [Шендерович, Макаров, 1965]. На крыльях они перекрываются средне-верхнеплейстоценовыми пролювиальными образованиями, которые, в свою очередь, погружаются под широкую наклонную аллювиально-пролювиально-озерную равнину позднеплейстоценового возраста. Таким образом, морфологическое выражение в рельефе антиклиналь Бир-Баш получила лишь в позднечетвертичное время. Южное крыло антиклинали пологое и длинное, северное крыло более крутое и короткое. Его формирование осложнено активным разломом взбросовой кинематики [Шендерович, Макаров, 1965; Чедия, 1986; Бачманов и др., 2017 и др.].

Рис. 15.

Космический снимок Бир-Башского поднятия (по работе [Корженков и др., 2020] с изменениями). Структура с севера оборвана по Южно-Иссык-Кульскому адырному разлому (обозначен белыми линиями, бергштрихи показывают направление падения сместителя); “т” – траншея, пройденная через один из сейсмоуступов на северном склоне горы Бир-Баш.

Наши палеосейсмологические исследования позволили выявить признаки активности этого разлома [Корженков и др., 2020]. Весь северный склон горы Бир-Баш нарушен разломными уступами и представляет собой лестницу со ступенями различной сохранности. Некоторые из уступов маскируются зарослями колючего кустарника. Видно, что на склоне могут присутствовать сегменты сближенных уступов.

Внутренняя структура одного из таких сегментов была изучена нами в траншее в работе [Корженков и др., 2020]. Задокументирована восточная стенка траншеи (рис. 16). В основании разреза залегает слой 1, представленный лессовидными суглинками видимой мощностью более 0.7 м. Целостность слоя нарушена взбросом F1, который падает на юг под углом 65°–70°. Амплитуда смещения кровли слоя 1 вдоль линии падения разлома – 0.5 м. Деформации срезаются и запечатываются слоем 2 – делювиальные пески с плавающей галькой и гравием. Наибольшую мощность слой 2 имеет непосредственно к северу от разломной плоскости F1 – 0.6 м. В слои 1 и 2 вложена линза слоя 3 мощностью 0.2 м. Она сложена песком с гравием и дресвой и представляет собой заполненное отложениями русло ирригационного канала (арыка I). Судя по ¹⁴С возрасту образца палеопочвы (BRB-1), фрагмент которой присутствовал в основании слоя 2 – 1936 ± 39 лет (FTMC-25-4), калиброванный возраст 20–90 гг. н.э., – этот арык был прорыт усунями, потомками европеоидных саков (скифов), у которых было разделение на скотоводов и земледельцев. Слои 4–6 представляют собой эоловые отложения мощностью до 0.5 м, представленные лессовидными суглинками (слои 4 и 6) и песком (слой 5). В лессовидные суглинки слоя 4 вложена линза – слой 7 мощностью до 0.5 м. Она сложена супесью, местами гумусированной, насыщенной в базальной части гравийно-дресвяным материалом, и представляет собой заполненное отложениями русло ирригационного канала (арыка II). Слой 8 частично срезает или перекрывает подстилающие образования. Он сложен делювиальным разнозернистым песком, насыщенным дресвяно-гравийным материалом. Также присутствует мелкий щебень. В этот матрикс погружены разнообразные по форме отторженцы лессовидных суглинков, которые представляют собой фрагменты подстилающих отложений. Размер наиболее крупного из таких отторженцев достигает в поперечнике 2.4 м. В слой 8 входит линза (слой 9) мощностью до 0.7 м, сложенная супесью, местами гумусированной, насыщенной в базальной части гравийно-дресвяным материалом. По нашему мнению, она представляет собой заполненное осадками русло очередного ирригационного канала (арыка III). Разрез траншеи венчается современной почвой (слой 10) мощностью до 0.6 м.

Рис. 16.

Исследование структуры разломных уступов на северном склоне горы Бир-Баш. Разрез восточной стенки траншеи. Цифрами обозначены номера слоев, описание (см. в тексте): 1 – взброс, 2 – место отбора пробы на ¹⁴С, определение абсолютного возраста и калиброванных возраст.

Описанный разрез имеет следующую палеосейсмологическую интерпретацию. В нем присутствуют следы двух палеоземлетрясений. Первому из них соответствует взброс F1 и коллювиальный клин слой 2, образовавшийся при эрозии висячего крыла разлома. Смещение в 0.5 м по линии падения разлома позволяет с использованием корреляционных зависимостей (см. работу [Wells, Coppersmith, 1994]) оценить минимальную моментную магнитуду палеосейсмического события как M_w = 6.6–6.7. Судя по возрасту образца палеопочвы из основания коллювиального клина, землетрясение произошло в I в. н. э. Формирование эоловых отложений слоев 4–6 соответствует времени стабилизации разломного уступа. В качестве коллювиального клина очередной сейсмической подвижки, обновившей уступ, следует рассматривать отложения слоя 8. Сам сейсмогенный разрыв, видимо, находится несколько южнее и траншеей не вскрыт. Тем не менее, результат средневековой сейсмической подвижки хорошо выражен в рельефе. Образовавшийся во время второго землетрясения разломный уступ имеет высоту 1 м. Однако, кроме вертикальной, имеется еще и 2-метровая левосторонняя горизонтальная составляющая движений. Ее удалось определить по смещению русла временного водотока [Корженков и др., 2020]. Параметры разломного уступа, с использованием корреляционных зависимостей из работ [Nikonov, 1988; Wells, Coppersmith, 1994] позволяют оценить минимальную величину магнитуды землетрясения M = 6.9–7.2.

О возрасте второго землетрясения можно судить по результатам радиоуглеродного датирования базальной части отложений, заполняющих арык III. По нашему мнению, после второго землетрясения и прекращения функционирования арыка II сразу же был отрыт новый – арык III. Радиоуглеродный анализ отобранного здесь образца гумусированной супеси (BRB-5) дал ¹⁴С возраст 953 ± 37 лет (FTMC-25-7), калиброванный возраст – 1080–1155 гг. н. э. (см. табл. 1). Полученный возраст является минимальным для второго сейсмического события.