Хамидов Лутфулла Абдуллаевич количественные модели концентрации напряжений в зонах сейсмоактивных разломов земной коры 04. 00. 22 Геофизика автореферат

Вид материала

Автореферат

Содержание Рис. 2. Расстояние от эпицентра до точки максимального В пятой главе анализируются

Подобный материал:

• А. А. Трофимука Приоритетное направление со ран геофизика, геодинамика Физические поля, 208.47kb.
• Самостоятельная работа 46 Вид итогового контроля Экзамен, 118.98kb.
• Учебно-методический комплекс по дисциплине типы загрязнений окружающей среды, 339.18kb.
• Структура разломных зон земной коры по данным радоновой съемки (на примере Западного, 290.04kb.
• Н. Г. Чернышевского рабочая программа, 145.62kb.
• Н. И. Николаев глава XX комплексное изучение молодых движений земной коры, 442.36kb.
• Физико-геологические модели сейсмогенерирующих неоднородностей земной коры среднего, 249.76kb.
• Краткое содержание курса, 84.97kb.
• Урок на тему : «Строение земной коры. Горные породы и минералы», 153.61kb.
• Практическая работа №3. Тема: Объяснение зависимости расположения крупных форм рельефа, 31.81kb.

Четвертая глава посвящена решению пространственных геофизических задач о напряженно-деформированном состоянии и концентрации напряжений, анализу деформационных предвестников, оценке их изменений в зонах высокой концентрации напряжений, изучению возможных границ их распространения, оценке известных на сегодня эмпирических формул по расчету величин землетрясений и деформаций, а также их первичных связей с полями напряжений. Для этого состыкованы все задачи, математически решенные в предыдущих главах, используя тензор Миндлина. При этом учитывается наличие плоскостей симметрии, перпендикулярных осям x и y. Выявлено, что разные предразрывообразовательные процессы в геологической среде при однородной концентрации напряжений и линейной вариации глубины расположения неоднородностей образуют те дополнительные деформации в геологических структурах, которые могут отражаться в аномальных смещениях поверхности Земли. На примере оценки вариации вертикального перемещения поверхности для различных значений угла поворота концентратора и магнитуды вычислено реальное расстояние от центра подготовки землетрясения до точки земной поверхности, где перемещение достигает своего максимального значения.

Производя оценку для граничных условий, когда на бесконечности действует система касательных напряжений _xy =_yx= , а остальные отсутствуют и, переходя к реальным деформациям, используя значения параметров =10⁸Па, =3,610¹⁰Па, коэффициент Пуассона =0,25 и интегрируя по объему V, получим выражение для смещений и деформаций. В работе А.Садикова (1996) коэффициент приведения R определен по эмпирической формуле Ю.В.Ризниченко (1985) для максимальных размеров очага: L =10^0,44M-1,29км; l=10^0,40M-1,45км, где L и l - большая и малая оси эллипса разрыва соответственно. Максимальные размеры концентратора, видимо, будут близки размерам предстоящей очаговой зоны, поэтому объем концентратора V считаем равным объему эллипсоида, образованного вращением вокруг большой оси эллипса разрыва: V=Ll²/6=10^1,24M-4,47 км³. Тогда реальная длина R₀ концентратора R₀=2R=(V)^1/2=10^0,413M-1,490 км.

Известно, что приливные деформации земной коры составляют порядка 10^-7, 10^-8. Полагая в качестве фонового значения деформации 10^-8, максимальное расстояние R проявления аномальных возмущений, примем то расстояние, на котором значения деформаций будут меньше или равны 10^-8. Расчетами выявлено, что при одинаковых значениях параметров и граничных условий на бесконечности наибольшую величину среди всех изменений деформаций _pq, p,q=1,2,3 имеет сдвиговая ₁₂=2₁₂. В пределах h=1-10 значение r_m почти не меняется с изменением h, и оно равно r_m=65. Подставляя это значение в решение, получим формулу для определения максимального радиуса R_m - зоны проявления аномальных деформаций. Расчеты по этим формулам сравнивали с результатами других авторов в пределах М=3,5-7,2.




Рис. 2. Расстояние от эпицентра до точки максимального

смещения при разной магнитуде и угле концентратора.


Как показано на рис.2, изменение расстояния от эпицентра до точки максимальных смещений на поверхности существенно зависит от угла наклона концентратора. Эти результаты полностью согласуются с данными инструментальных наблюдений, проведенных для орогенной части Восточного Узбекистана по оценке аномалий перед сильными землетрясениями, и изложенными в работах К.Н.Абдуллабекова, С.Х.Максудова (1990); А.Р.Ярмухамедова (2003); Н.А.Корешкова и А.П.Райзмана (1978).

На рис.3 показано изменение радиуса проявления деформаций в зависимости от изменения реальных масштабов концентратора напряжений. Обозначая длину концентратора (при постоянной ширине) через а/в, мы сопоставляли разномасштабное изменение концентратора в пространстве. Полученная зависимость радиуса R_m хорошо согласуется с эмпирическими формулами, полученными А.Я. Cидориным (R_m=10^0б48M3^M, M- магнитуда), В.И.Уломовым (R_m=30d, d- размер очага) и теоретической формулой И.П.Добровольского (R_m=10^0,43Me^M ).



Рис. 3. Зависимость радиуса деформации от магнитуды.


Нами получен радиус зоны проявления предвестниковых деформаций на основе увеличения масштаба концентратора напряжений, т.е. изменением объема неоднородности, аппроксимируя под трендовую линию R_m=11,321е^0,476М (рис.3). Это формула более широко охватывает диапазон изменения магнитуды с учетом диапазона изменения масштаба концентратора, т.е. предстоящую разрывообразующую зону. При переходе от модельных безразмерных величин к конкретным значениям возникают трудности. Они связаны со следующими причинами: отсутствие экспериментальных данных о величине фоновых касательных напряжений в земной коре (значения этих напряжений в различных источниках оцениваются по-разному: 75-120МПа (Е.В.Артюшков,1972; И.У.Атабеков, 1994), 100-200МПа (Ю.В.Ризниченко, 1976; М.Б.Гохберг; И.Л.Гуфельд; И.П.Добровольский, 1980 и т.д.); отсутствие усредненных значений параметров упругости для всей толщи коры (они вычислены через скорости распространения упругих волн по сейсмотомографическим данным ГСЗ Ф.Х.Зуннунова (1976) и А.М.Сайипбекова (2003)). Выбор скоростей упругих волн усреднен для начальных глубин земной коры. При этом использовались экспериментальные данные И.С.Томашевской, М.Н.Воларович и М.Х.Бакиева (1983,1985,1989). Достаточно большой разброс в оценках коэффициента Пуассона. Здесь так же использованы данные И.С.Томашевской, М.Н.Воларович, М.Х.Бакиева (1985;1989). Модуль упругости , который участвует в формулах, вычислялся по соотношению , где V_p - скорость распространения упругих волн,  - коэффициент Пуассона,  - плотность. Для дальнейших расчетов средние скорости распространения продольной волны для Ташкентской, Кызылкумской и Гиссарской сейсмоактивных зон выбраны их средние величины. Они вычислены для гранитов и гранодиоритов при давлении от 0,1 до 0,4 ГПа и могут соответствовать, примерно, глубинам земной коры от 5 до 25км. (М.Х.Бакиев,1989). Наряду с ранее введенными соответствующими допущениями для определения размеров концентратора использовались инструментальные данные о гипоцентре и области афтершоков землетрясений. Например, для Ташкентского землетрясения 26 апреля 1966 г. исходя из инструментальных данных об его очаге, концентратор был аппроксимирован эллипсоидом V=(b=2,54; a=9,31). Он повернут на угол =15^ относительно вертикальной оси Oz (или на =75^ от горизонтали), если направим ось Ox с северо-запада на юго- восток и ось Oy с северо-востока на юго-восток. Глубина заложения Н=6км. Переход к безразмерным координатам осуществлен с помощью коэффициента приведения R=1,27км. Коэффициент Пуассона =0,2, модуль сдвига =3,1х10¹⁰ Па. Теоретическая карта вертикальных движений земной поверхности в области деформационного влияния очаговой зоны Ташкентского землетрясения 26 апреля 1966 года сопоставлена с данными геодезических съемок. Сравнение численных значений по направлениям с картой современных движений г.Ташкента и прилегающих территорий показало, что уровень возможного поднятия в северо-западном направлении с 15%-ным отклонением опережает такой же уровень в юго-восточном. Отклонение значений, рассчитанных на базе модели, в среднем составляет от 3 до 17% . По зоне афтершоков можно определить, что длина основной деформируемой зоны a₀=7км; b₀=1,3км. Уровень деформации в очаге около 2% (по данным Е.М.Безродного, Х.А.Туйчиева, 1987 - ₀=1,9х10^-4). Максимальное смещение V₀₁=35мм, по теоретическим расчетам, V₀₁=32мм.

Сброс напряжений =60бар, =6МПа. Средняя скорость современных вертикальных движений в этом районе, по данным А.Р.Ярмухамедова (1989), составляет U₁=1-3мм/год. При том, что деформация ₀ рассчитывалась для динамического сброса, и квазистатическая вариация напряжений, согласно Я.Б.Фридману (1960), Б.В.Кострову (1974), B.T.Brady (1976), Г.П.Черепанову (1976), А.Николю (1992), Р.Н.Ибрагимову (1979) и А.Р.Ярмухамедову (2003) на порядок меньше, тогда деформацию можем принимать ₀ 2х10^-5. Если значения V₀₁ или V₀₂ разделим на b₀ , то получим ₀₁ 2,33х10^-5 и ₀₂ 2,13х10^-5. Для реализации такой деформации, которая способна образовать разрыв длиной а₀ в пределах ₀₁ или ₀₂, необходимо квазистатическое предварительное смещение в пределах U_i1=_0ixа₀. Если сюда ввести значения теоретического расчета, то получим U_i1=_0i а₀=2,13х10^-5х7х10⁶=149,3мм.

Разделив это значение временного смещения на мощность толщи, в которой находится зона, получим величину деформации, за которой процесс разрывообразования станет необратимым: _i= U_i1/Н=4.98х10^-6, т.е процесс переходит в закритическое деформированное состояние. Большая полуось эллипсоида, охватывающего всю афтершоковую область, а также длина концентратора, локализующая максимальные касательные напряжения, соответствующие сбросу напряжений и разрыву, равна а₀=7км или d=а₀/2=3,5км. Тогда, умножив d на _i , получим значение дополнительных перемещений, которые понадобились для подготовки такого разрыва, dх_i =17,43мм. Если каждый год, в среднем, вертикальные движение составляли U₁=2мм/год, то разделив значение дополнительных смещений на U₁, получим, сколько лет понадобилось для концентрации дополнительных напряжений:

Т = dх_i / U_i =17,43мм/(2мм/год)=8,72 года.

Это соответствует 1957 г. Именно с этого времени наблюдался рост концентрации радона в термоминеральной воде Ташкентского артезианского бассейна (Ташкентское землетрясение,1971,рис.106,с.190). Подобные расчеты для Газлийских очаговых зон 1984г. показали, что при a₀=20км; b₀=5км; V₀₁=72мм; V₀₂=73,2мм; =8МПа; U_i=4мм/год; ₀₁=1,44х10^-5 , ₀₂=1,46х10^-5, а также v_i1=292,8мм; v₀₂=288мм. Разделив их на Н=30км, получим _i=9,6х10^-6 , которая по порядку и значению совпадает с величиной основных деформаций, определенных по электрометрическим измерениям (К.Н.Абдуллабеков, Ю.П.Цветков, А.И.Туйчиев,1986) и d=10км. Далее: Т=dх_i / U_i =9,6х10^-6х10⁷ мм/(4мм/год)=24 года, что соответствует 1960 г., когда началась промышленная эксплуатация Газлийского месторождения природного газа. Нам не удалось из литературных источников обнаружить результаты исследований предвестников землетрясений для этого участка Центральных Кызылкумов, проведенных с 1960 г. В вышеуказанном сборнике при анализе профильных магнитометрических съемок “путем анализа среднегодичных данных сети магнитных обсерваторий, а также ряда измерений на полигонах и пунктах векового хода выделены магнитные поля интенсивностью 50-70нТл с характерным временем 15-20 лет и линейными размерами в первые сотни километров”. Такую вариацию авторы объяснили “тектоническими процессами активных областей земной коры и фазами сейсмической активизации в сейсмотектонических регионах”. С другой стороны, согласно данным, период проявления среднесрочных аномалий, по формуле lgT=0,76M-1,83 (И.П.Добровольский,1980), составляет Т=12лет. Этим определяется, что в сейсмогенных тектонических разломах локализация дополнительных напряжений, приводящих состояние среды к необратимым динамическим сейсмическим процессам, начинается с деформаций _i10^-6.

В пятой главе анализируются основные геомеханические силовые поля при квазиравновесном напряженно-деформированном состоянии сейсмогенных структур Западного Тянь-Шаня, Южно Гиссарских гор, Западного Узбекистана. Здесь же изложен геомеханический анализ напряжений при разных возможных сейсмотектонических структурных изменениях. Оценка величины возможных избыточных напряжений произведена по формулам С.Кинга, Л.Кнопофа (1968), Бруно-Эшельби-Хаскела (1957,1964,1970), М.А.Чиннери (1971), Т.Ямашита (1975), Б.В.Кострова (1976), Уломова В.И.(1983), Ю.В.Ризниченко (1985). Выявлено, что предельные значения избыточных напряжений составляют приблизительно 811% от действующих. Согласно результатам, построенные поля дополнительных касательных напряжений для конкретного участка разлома на 17% исследуемого участка имеют избыточную нагрузку более 0,5 МПа, а 20% разгрузку более -0,5 МПа. Расчеты показали, что характер изменения напряжений указывает на то, что зона нагрузок сопряжена с участком активного влияния разлома, в котором проявлялись очаги землетрясений со сбросом напряжений выше 0,5 МПа (зона разгрузки). Подобные зоны для сейсмотектонических условий Узбекистана определены Р.Н.Ибрагимовым (1976,1978) и названы сейсмогенными. Существенным деформациям подвергаются концевые части концентраторов.

Для вертикального перемещения при y=0 имеем, что v=v(x,H,a,b,,₀,,). Если взять строго вертикальную форму разлома S₀ или строго горизонтальную, то (с₁)= (с₂). Здесь (с_i)- граничные точки интервала зоны интенсивного изменения смещений. В зависимости от глубины и наклона концентратора к сжатию интервал [c₁,c₂] может перемещаться строго наклонно в сторону от ожидаемого центра концентратора. Видимо, интервал [c₁,c₂] можно принять за зону существенного влияния избыточных напряжений вблизи подготавливающегося разрыва, которые создают дополнительные деформации, способствующие появлению аномальных изменений в геофизических полях. Оценивая вариацию d_c[c₁,c₂] при увеличении ₀, выявлено, что при росте энергии деформации интервал зоны d_c аномальных изменений резко уменьшается и в длительный период устанавливается на определенном уровне; далее интенсивно расширяется (при осесимметричной задаче - радиально). Изучая информативность предвестников перед коровым Назарбекским землетрясением 11 декабря 1980 г., нами определена подобная картина для всех компонент наблюденных аномалий, включая сейсмологические (А.Г.Аронов, Т.И.Аронова, 1980-1994), деформационные (В.Н.Яковлев, Р.С.Ибрагимов, 1980-2006), гидрогеофизические (Ф.Г.Зиган, Ш.С.Юсупов, 1980-1994), гидрогеохимические (А.Н.Султанходжаев, Г.Ю.Азизов, 1980-2007) и магнитометрические (К.Н.Абдуллабеков, С.Х.Максудов, С.С.Хусамиддинов, 1980-2007). Выявлено, что сначала все предвестники в зоне очага в определенный период проявлялись контрастно в неустановившемся режиме, а ближе к основному сбросу их режим установился. Отсюда можно предположить, что перед разрывообразованием напряжения сейсмоактивного разлома локализуется на достаточно узком участке, и среда на этом участке переходит из одного квазиравновесного состояния в другое.

С учетом результатов анализа концентрации напряжений для нескольких совмещенных геоструктур можно отметить еще один важный факт: возможность станционного фиксирования аномальных явлений, в основном, зависит от типа и расположения концентратора напряжений. На примере сейсмогенной структуры Восточного Узбекистана, где в 1959г. произошло Бурчмуллинское землетрясение, в 1966г.- Ташкентское, в 1977г.- Таваксайское и в 1980г.- Назарбекское, выявлено, что значения взаимно сопряженных параметров землетрясений очень близки между собой. На этой основе определены возможные скорости трансформирования энергии деформации по активной сейсмогенной структуре. На основании анализа численных результатов количественной модели концентрации напряжений в структурах геологической среды, инструментальных наблюдений за предвестниками землетрясений, сейсмометрической информации по Приташкентской флексурно-разрывной зоне Западного Тянь-Шаня нами определено, что сброс сейсмотектонической энергии в одной части сейсмогенного разлома способствует ускорению притока той же энергии в другой ее части.

Далее рассмотрено условие концентрации напряжений в конкретных разрывных тектонических структурах Узбекистана. Наиболее соответствующими для проведения исследований выбраны Южно-Тянь-Шаньская и Караташ-Зарафшанская разломные зоны в Западном Узбекистане, Поперечно-Тянь-Шаньская и Бухаро-Гиссарская в Южном Узбекистане и Кумбель-Угамская и Приташкентская флексурна-разрывная зона в Восточном Узбекистане. Для этих зон собраны исходные геолого-геофизические данные проведенных специальных сейсмотектонических и тектонофизических исследований (Р.Н.Ибрагимов,1978; А.Р.Ярмухамедов,1988; М.Х.Бакиев,1983; и др.). В каждом выбранном участке имеются от трех до пяти зон (пояса) растяжения, которые одновременно являются низкоскоростными (Ф.Х.Зуннунов,1976; А.М. Сайипбекова,2003; S.V.Roecker, T.M.Sabitova, L. P.Vinnik, 1993); итого насчитываются 134 разрыва. Для удобства расчетов в отношении границ взбросов производилось выравнивание контуров без нарушения их целостности. Аналогичным образом рассматривали и вещества в зоне сбросов, за исключением того, что принимали несколько заниженное относительное значение модуля упругости. Коэффициент Пуассона, по опубликованным данным, находится в пределах 0,25 - 0,35 (М.Х.Бакиев, 1989). Расчеты средних касательные напряжений и деформаций для предорогена за четвертичную эпоху показали качественную близость к значениям, полученным измерениями в штольнях Кочбулака, Чарвака, Сумсара и др. (К.Ф.Иноятов,1994).

Рассчитывая сброшенные напряжения Западного Узбекистана по имеющимся мировым эмпирическим формулам и результатам численной модели, определены дополнительные напряжения, их величины находятся в пределах от 10 до 25МПа для участков разломных зон Центральных Кызылкумов. Уровень среднегодовых деформаций - не ниже 10^-81/год (Л.М.Плотникова, Б.С.Нуртаев, 1995). Среднегодовые вертикальные перемещения, по Р.Н.Ибрагимову, Ю.М.Садикову (1971) и А.Р.Ярмухамедову (1995), составляют 20мм/год. Расчетами выявлено, что при основных напряжениях от 80 до 150МПа среднегодовая концентрация дополнительных напряжений в локальных участках активных разломов может достигать от 140 до 370Па. Снятые при крупных землетрясениях напряжения составляют всего 20-25% от общих. Если сила, затраченная на основные деформации региона, составляет 40-45% от концентрированных (при среднем вертикальном смещении 20-30мм/год), то 35-40% дополнительных напряжений затрачено (или должно реализовываться) на другие прцессы. Для условий земной коры Западного Узбекистана такими процессами могут быть или уменьшение инертности движения всего региона за счет сильных внутренних криповых движений, или увеличение объема добычи ископаемых и эксплуатации месторождений, или вероятность появления новых участков локальной концентрации избыточных напряжений вблизи разломов земной коры, по которым ранее не были зафиксированы какие-либо сейсмотектонические процессы. В этом случае вероятность появления новых очаговых зон типа Газлийских станет достаточно высокой.

В Южном Узбекистане рассмотрен район Гиссарских гор. Зона находится под влиянием группы южных активных разломов. Для дальнейшего исследования характерных особенностей поля регионального напряжения и влияния, вызванных этой группой разломов напряжений, произведены расчеты и механический анализ напряжений региона, особо выделив зону Гиссарского хребта и прилегающие к нему разломы. На рис.4 показано распределение максимальных касательных напряжений вблизи Поперечно-Тянь-Шаньского и Бухаро-Гиссарского разломов при разных деформациях. Выявлено, что сбросы вдоль северо-западного направления характеризуются левым вращением, а взбросы – правым.

Для Восточного Узбекистана отдельно выделена Кумбель-Угамская разломная зона, а также Каржантауская флексурно-разрывная зона. Полученные результаты свидетельствуют, что преобладающая ориентация регионального напряжения, влияющего на север 15-20^, запад 60-70^. Учитывая среднюю глубину очагов землетрясений в данном районе, отобрали один слой на глубине 20 км, для которою произвели обработку аналогично случаю плоской деформации. Статическое давление скальной породы (520МПа) принималось в качестве среднего напряжения, максимальное - 620МПа, минимальное - 420МПа. Результаты расчетов показали, что по этому разлому движения происходят с жестким сцеплением, когда смещения с двух сторон равны между собой по абсолютной величине. При определении поля деформации выявлена существенная зависимость полей перемещений и деформаций среды от размера разрывообразующих зон (концентраторов напряжений) и их расположения в зонах локализации больших концентраций напряжений. На основе этих результатов можно утверждать, что образование избыточных напряжений в предразрывообразовательный период может создавать существенно различные дополнительные вариации геофизических полей (аномальные предвестниковые возмущения) вблизи земной поверхности. При этом деформационные предвестники могут проявляться на существенных расстояниях за пределами будущей плейстосейстовой зоны.

Когда в локальных участках появляются избыточные напряжения (при медленном росте деформации сжатия в пределах 2-3х10^-12 1/год), вероятность достижения предельных значений, особенно при больших масштабах и в интрузивных породах, достаточно высока. Возможно, в пределах малых деформаций в предварительно нагруженной среде напряжения могут достигнуть больших значений.

При этом среда не разрушается, хотя при подобных нагрузках в лабораторных испытаниях эти напряжения могли быть и запредельными. Зоны слияния разломов представляет ту тектоническую структуру локализации касательных напряжений, в которой часто встречаются очаги динамического сброса напряжений.

Рис. 4. Распределение максимальных касательных напряжений в зонах Поперечно-Тянь-Шаньского и Бухаро-Гиссарского разломов Южного Узбекистана по разным геологическим эпохам (при разных деформациях).


Они расположены в участках слияния разноранговых разрывов. Средние значения напряжений сдвига вблизи зон слияния разломов с различными длиной и углом падения неодинаковые. Средняя величина напряжения сдвига показывает частное, полученное делением на число дискретных сумм нескольких рассчитанных значений напряжения сдвига (табл.2). В табл.3 показан характер изменения этих значений.

Выявлено, что изменение деформаций в группирующихся сейсмоактивных геоструктурных элементах Западного, Южного и Восточного

Таблица 2

Сравнение расчетных значений напряжений и их направлений

с инструментальными и эмпирическими данными

№ пп	Разлом	Расчет-ные значе-ния, МПа	Осред- нение по эмпирии-ческим формулам, МПа	Средний механизм очага по простиранию	Направление главных напряжений
1	Кумбельский	68	53	Сбросо-сдвиг  С	Северо-запад
2	Угамский	76	59	Сбросо-сдвиг  СЗ	Северо-запад
3	Чаткальский	106	87	Надвиг  ЮВ	Юго-запад
4	Каржантауский	61	52	Надвиг  С	Северо-запад
5	Пскемский	95	77	Взбросы  СЗ	Северо-запад
6	Ташкентская ФРЗ	63	42	Надвиг  СЗ	Северо-запад

Таблица 3

Сравнение значений ориентации регионального главного напряжения

Ориентация региональ-ного максималь-ного напряжения	Перемещение сбросов по направлению разрывов			Сравнение с фактической ориентацией главного напряжения в обследованных районах	Направле-ние движения
	СВ	СЗ	ВЗ
ЗВ	Деформа-ция при сжатии	Деформа- ция при сдвиге	Растяже-ние с кручением	В большинстве случаев не имеется	СВ на ЮЗ
ЮС	Левое вращение	Правое вращение	Деформа-ция при сжатии	Наблюдается частичное соответствие	СВ на ЮЗ
С 450 З	Сжатие	Сжатие	Растяже-ние с кручением	Большое несоответствие	СВ на ЮЗ
С 450 В	Левое вращение	Правое вращение	Деформа-ция при сжатии	В большинстве случаев соответствие	СЗ на ЮВ
С 200 В	Левый сдвиг	Правый сдвиг	Сжатие	Подавляющее большинство данных совпадает	ЮВ на СЗ

Узбекистана, особенно вблизи разрывообразующих рифтообразных зон, контролируется неотектоническими условиями современных движений и ориентацией простирании сейсмогенных разломов.

Распространяя вышеизложенные способы на всю территорию Западного Тянь-Шаня, в первом приближении построена схематическая карта концентрации напряжений с учетом сброса избыточных напряжений в районе исследования от 0 до 15 МПа и более (рис.5, 6, 7).

На схеме рис.6 определено распределение касательных напряжений: положительные и отрицательные направления внутренних усилий, которые в локальных участках указывают на зоны сжатия и растяжения, они хорошо согласуются с данными Р.Н.Ибрагимова (1976,2003), И.У.Атабекова, А.И.Ходжиметова (2004), А.К.Ходжаева (1985), Р.А.Умурзакова (2007) и А.Р.Ярмухамедова (1987, 2003) (на рис.6 результаты расчета распределения касательных напряжений определены по площади реализованной схемы, и градация нормирована по s_xy=_xy/₀)



Рис.5. Схема распределения избыточных касательных напряжений Восточного Узбекистана (Л.А.Хамидов).


На рис.5, 6, 7 видно, что в обширных районах вне зоны разломов и, в частности, на больших участках к востоку от Кумбельского основная ориентация север-северо-западная. В зоне разломов, расположенных субпараллельно хребтам Чаткал-Кураминской зоны, наблюдаются большие изменения в ориентации главного напряжения (рис.6).