Изучение пространственно-временной локализации сильных (М≥8) землетрясений Центральной Азии – актуальная современная задача. Над ее решением в течение многих лет работают группы специали-стов ряда стран. Принятый авторами подход требует изменения парадигмы о связи очагов землетрясений с очень прочным составом пород. На этот тезис опираются практически все известные физические модели очагов землетрясений. В статье изложен новый подход к пониманию сейсмического процесса, при котором генеируются сильные землетрясения. Он базируется на акцентировании специфики геодинамики части региона, в которой зафиксированы сильные землетрясения двух последних столетий. Локализация землетрясений с М≥8 за последние два столетия показывает их приуроченность к областям динамического влияния крупных глубинных разломов только западной части Центральной Азии. Наличие четкой субмеридиональной структурной границы, проходящей примерно по 95–105° в.д. и разделяющей континентальную Азию на западную и восточную части, предопределяет локализацию сильных событий в западной части. Их энергетическим источником является давление с юга Индостанской плиты. Это факт, не подлежащий сомнению. Важную роль в локализации сильных событий в относительно небольшой по площади центральной части Центральной Азии играют окружающие территории. Установлены специфические гео-динамические параметры, отличающие регион от сопредельных территорий с севера, востока и запада, к которым относятся следующие. 1. Толщина земной коры в два раза больше. 2. Большая ранговая раздробленность блоковых структур с тенденцией к превалированию линзовидных обтекаемых форм, вытянутых в субширотном направлении. 3. Активные разломы, ограничивающие крупные блоковые структуры, характери-зуются существенными сдвиговыми скоростями, достигающими максимальных значений в центральном части Тибетского плато. Севернее скорости постепенно снижаются до минимальных значений. 4. Рекуррентное время сильных землетрясений в целом для территории западной части Центральной Азии составляет около 25 лет. Численно оно совпадает с периодической активизацией сейсмического процесса, которая происходит в Азии примерно с таким же временным интервалом; рекуррентное время для сильных событий в зоне влияния одного разлома составляет 100–250 лет и более. 5. Механизмы очагов всех сильных землетрясений содержат сдвиговую компоненту, чаще всего сочетающуюся с компонентой сжатия. Она корреспондирует со смещениями по разломам, установленными геологическими методами, то есть с движениями масс горных пород в околоразломной среде. 6. Современные данные по движениям земной коры методом GPS-геодезии показывают их векторную направленность в СВ направлении в Тибете, севернее направление меняется на субширотное, а на границе ~105°в.д. и южнее 30° с.ш. векторы приобретают ЮВ направление; южнее 20° с.ш., в области выступа на восток Гималайского надвига, векторы вновь приобретают субширотное направление. Высокие скорости современных движений характерны для Тибета. 7. Встречные векторы, связанные с тихоокеанской зоной субдукции, характеризуются северо-западным направлением. Равнодействующая северо-восточных и северо-западных векторов способствует правостороннему сдвижению горных масс в субмеридиональной пограничной зоне. 8. Геодинамические зоны, окружающие центральную зону с локализацией сильных землетрясений, характеризуются несравненно более низкой геодинамической активностью. Они способствуют накоплению напряжений сжатия в центральной геодинамической зоне, в которой происходит переход пород в квазипластическое состояние и даже течение. Это обстоятельство принципиально выделяет регион локализации сильных землетрясений из окружающего пространства. Структурная позиция современных сильных землетрясений континентальной Центральной Азии ограничивается: (1) территориальным вычленением только западной части названной территории; (2) увеличенной мощностью коры в ней; (3) сильным субмеридиональным сжатием коры и верхней части литосферы в сочетании со сдвиговыми напряжениями; (4) высокими скоростями современных движений земной коры и (5) ее реологическими характеристиками.

Аннотация: Проведена систематизация существующих тектонофизических данных о состоянии коры поднятий и впадин внутриконтинентальных орогенов. Результаты тектонофизического анализа данных о механизмах очагов землетрясений для Алтае-Саян и Северного Тянь-Шаня позволили выявить, что кора впадин и поднятий в большом числе случаев выглядит как антиподная структура по режиму напряженного состояния. В коре поднятий, как правило, оси максимального сжатия субгоризонтальны, а в коре прогибов субгоризонтальна ось главного напряжения минимального сжатия (максимального девиаторного растяжения). Эти данные хорошо коррелируют с результатами расчетов деформаций на поверхности коры, полученными GPS-геодезией, и с данными по замерам напряжений методами in-situ в горном деле. Такая антиподность строения и физических полей коры впадин и поднятий не случайна и говорит о едином механизме деформирования на стадии их активного развития. Вместе с тем по результатам такого же тектонофизического анализа, выполненного для коры плато Па-мира и Тибета, установлено, что здесь в субгоризонтальном направлении действуют напряжения минимального сжатия, что определяет геодинамический тип напряженного состояния в виде горизонтального растяжения или горизонтального сдвига. Подобная закономерность резко контрастирует с типом напряженного состояния горизонтального сжатия в коре поднятий в виде хребтов, окружающих эти плато (Гималаи, Кунь-лунь, Цилиан-Шань, Гиндукуш), а также с характером напряженного состояния активных орогенных струк-тур Тянь-Шаня и Алтае-Саян. Выполненные оценки величин напряжений, отвечающие различным геодинамическим типам напряженного состояния, показывают, что переход от режима горизонтального растяжения к горизонтальному сжатию требует приложения дополнительных сжимающих напряжений порядка 5.4 кбар, что может занять око-ло 10 млн лет при наблюдаемых в настоящее время с помощью GPS-геодезии скоростях региональных деформаций.

Рассмотрены представления о возрасте Байкальского рифта (БР) и модели его развития. В литературе обсуждаются три варианта возраста БР – он формируется с позднего плиоцена (5 млн лет), с миоцена или олигоцена (30 млн лет), с позднего мела (60–70 млн лет). Его развитие продолжается в современную эпоху. Утверждения о молодом – плиоцен‐четвертичном – возрасте БР изложены в работах [Artyushkov, 1993; Nikolaev et al., 1985; Buslov, 2012; и др.]. Е.В. Артюшков считал, что в доплиоценовой Байкальской структуре отсутствуют элементы, свидетельствующие о напряжениях растяжения, и она не рифт, а грабен. Однако структуры растяжения (наклонные блоки, листрические разломы) широко распространены в Байкальской впадине (БВ) по всему ее разрезу [Lamakin, 1968; Ufimtsev, 1993; Zonenshain et al., 1995; Mats, 1993, 2012; Mats et al., 2001], и, таким образом, аргументация Е.В. Артюшкова оказалась несостоятельной. Оживил взгляды о молодом БР М.М. Буслов [Buslov, 2012], который, ссылаясь на исследования в Центральной Азии, считает рифтовой только плиоцен‐четвертичную структуру БВ. Древнейшие кайнозойские структуры (верхний мел – миоцен) являются, по М.М. Буслову, фрагментами крупного кайнозойского Предбайкальского предгорного прогиба (ППП) и не имеют отношения к рифту. Однако литолого‐формационный состав, мощность отложений и характер тектонических структур одновозрастных кайнозойских образований Предбайкальского прогиба и Байкальской впадины не имеют ничего общего. На разделяющих их пространствах отсутствуют какие‐либо отложения и структуры, которые позволили бы соединять в одну структурно‐формационную область БР и ППП. Все попытки соединить их в единое образование ничем не обоснованы, и утверждения о плиоцен-четвертичном возрасте БР должны быть отвергнуты как противоречащие новейшим геолого‐геофизическим данным и не учитывающие то, что сейсмическим профилированием в БВ установлена синрифтовая осадочная толща мощностью более 7.5 км. Этому также противоречит установленный бурением возраст в 8.4 млн лет 600‐метровой части разреза осадочной толщи Байкала [Horiuchi et al., 2004], тогда как по построениям М.М. Буслова на формирование всей синрифтовой толщи Байкала требуется всего лишь около 5 млн лет. Наиболее распространено мнение о миоценовом (олигоцен‐миоценовом) возрасте БР [Bazarov, 1986; Rasskazov et al., 2014; Mashchuk, Akulov, 2012; Hutchinson et al., 1993; Zonenshain et al., 1995; Kaz’min et al., 1995; и мн. др.]. Оно основано на признании танхойской свиты (миоцен или олигоцен‐миоцен) в качестве начинающей байкальский синрифтовый разрез, так как она залегает непосредственно на кристаллическом фундаменте рифта, а также на корреляции нижнего сейсмостратиграфического комплекса (ССК‐1) с танхойской свитой [Hutchinson et al., 1993; Zonenshain et al., 1995]. Но эти утверждения не учитывают основную закономерность строения разреза развивающегося рифта. Она заключается в том, что наиболее древние элементы синрифтового разреза скрыты в глубинной части рифта, а на дневной поверхности фундамент перекрывают более молодые элементы разреза (эффект несогласия растяжения [Khain, Mikhailov, 1985]). Корреляция ССК‐1 с танхойской свитой ошибочна – на представительном сейсмическом профиле видно (рис. 5), как ССК‐1, не доходя до дневной поверхности, выпадает из разреза, прислоняясь к подымающемуся склону фундамента, и с танхойской свитой коррелирует ССК‐2. Корреляции ССК‐1 с танхойской свитой противоречат также данные структурных исследований [San’kov et al., 1997; Delvaux et al., 1997]. ССК‐1 формировался до проникновения в Байкальский регион влияния Индо‐Евроазиатского столкновения, под воздействием чистого раздвига при ориентировке растягивающих напряжений с СЗ на ЮВ вкрест простирания рифта по азимуту ЮВ 145–150 [Zonenshain et al., 1995]. Ко времени формирования ССК‐2 вектор напряжений развернулся против часовой стрелки в направлении СВ‐ЮЗ под острым углом субпараллельно к простиранию рифта. Изменилась структура Байкальского рифта – одностороннюю впадину сменил двухсторонний грабен, простирающийся к ЮЗ‐СВ, выполненный ССК‐2 и ограниченный листрическими сбросами [Zonenshain et al., 1995]. Структурными исследованиями на суше, окружающей Байкал, установлено, что в танхойское время рифт развивался в обстановке транспрессии и транстензии, под воздействием напряжений, ориентированных субпараллельно простиранию рифта и связанных с Индо‐Евроазиатской коллизией [San’kov et al., 1997; Delvaux et al., 1997; Parfeevets, San'kov, 2006]. Таким образом, с танхойской свитой, по данным структурных исследований, коррелируется не ССК‐1, а ССК‐2, возраст танхойской свиты не является показателем возраста БР, и представление о его миоценовом (олигоцен‐миоценовом) возрасте должно быть отвергнуто. Наиболее полно имеющимся геолого‐геофизическим данным соответствует вывод о позднемеловом-палеогеновом возрасте БР [Logachev, 1974, 2003; Mats, 1987, 1993, 2012; Mats et al., 2001; Mats, Perepelova, 2011]. Это утверждение базируется на обнаружении в керне глубоких скважин, пробуренных в дельте р. Селенги (Южнобайкальская впадина), палеогеновых (эоцен) палиноспектров [Faizulina, Kozlova, 1966]. Кроме того, на хамар‐дабанском побережье Южного Байкала (р. Половинка) обнаружены палеоцен‐эоценовые дотанхойские отложения [Mats, 2013]. Отложения формации коры выветривания БВ коррелируются [Mats, 2013] с палеонтологически датированными палеогеновыми отложениями Предбайкальского прогиба [Pavlov et al., 1976; Popova, 1981]. Древний возраст БВ подтвержден также в работах [Nikolaev, 1998; Galazii et al., 1999; Kontorovich et al., 2007; Jolivet et al., 2009]. Обзор обсуждаемых представлений о возрасте БР приводит к заключению о необходимости исключить из рассмотрения заявления о его плиоцен‐четвертичном и олигоцен‐миоценовом («танхойском») возрасте как не отвечающие современным геолого‐геофизическим данным. Удлинение возраста БР до 60–70 млн лет и его комплексное изучение позволили сформулировать новый взгляд на Байкальский рифтогенез и предложить вместо известной двухэтапной модели его формирования [Logachev, 2003] трехэтапную (рис. 6), а также дополнить пассивную и активную модели рифтогенеза третьей – импактогенной [Mats, 2012; Mats, Perepelova, 2011]. На первом этапе – поздний мел – ранний олигоцен (70–30 млн лет) – БР формировался в условиях общего рассеянного растяжения литосферы в виде щелевого (по Е.Е. Милановскому) рифта, по пассивной модели, на фоне исходного пенеплена и до проникновения в Байкальский регион напряжений, продуцируемых Индо‐Евроазиатским столкновением. Структура рифта была образована в виде односторонней впадины, ограниченной с северо‐запада зоной листрических сбросов и выполненной сейсмически прозрачным сейсмострати-графическим комплексом – ССК‐1. На втором этапе – поздний олигоцен – ранний плиоцен (30–5 млн лет) – БР развивался под воздействием напряжений, продуцируемых Индо‐Евроазиатским столкновением. Был образован двухсторонний грабен, выполненный слоистым деформированным ССК‐2. На третьем этапе – поздний плиоцен – квартер (5 млн лет тому назад – современность) – рифт развивался под воздействием местных глубинных источников напряжений, по активной модели [Logachev, Zorin, 1987; Zorin et al., 2003]. Вновь сформировался односторонний грабен, ограниченный с северо‐запада листрическими разломами, выполненный слоистым недеформированным комплексом (ССК‐3).

В пределах Хангай-Хэнтейской тектонической седловины в центральной части Монголии выполнены исследования активных разломов с применением дешифрирования космических снимков, анализа рельефа, геолого-структурных данных и реконструкции тектонических палеонапряжений. Показано, что активизация разломов на позднекайнозойском этапе происходила селективно и для района характерен кластерный тип локализации комплекса активных разломов. Кинематика разломов Хангай-Хэнтейской седловины и их морфолого-генетический тип связаны с простиранием наследуемой ими древней структурной неоднородности. Разломы широтного и ЗСЗ простирания являются левосторонними сдвигами при обязательном наличии взбросовой или надвиговой компоненты (Джаргалантгольский и Северо-Бурдский разломы). Разломы СЗ простирания являются взбросами или надвигами с левосторонней, а при отклонении к северу – правосторонней компонентой горизонтальных смещений (Тухмийннуур-Уртынгольский, Орхон-Сангийндалайнуурский и Ховрийнгол-Шарлийнгийнгольский разломы). Горизонтальная составляющая смещений, как правило, превышает вертикальную. Разрывные деформации в зонах разломов не конформны плиоценовому и, по большей части, плейстоценовому рельефу. С определенной долей осторожности можно заключить, что начало последнего этапа активизации сдвиговых и взбросовых движений по разломам относится к позднему плейстоцену. Разломы СВ простирания – сбросы, распространенные главным образом в пределах Хангайского поднятия. Их особенностями является более ранняя активизация в пределах позднего кайнозоя и отсутствие связи с крупными линейными структурами предыдущих тектонических этапов. Реконструкции стресс-тензоров последнего этапа деформаций в зонах активных разломов Хангай-Хэнтейской седловины по тектонической трещиноватости и смещениям по разрывам указывают на преобладание условий сжатия и сдвига с ССВ направлением оси максимального сжатия. В пределах Орхонского грабена реконструированы тензоры типа растяжения с ССЗ направлением оси минимального сжатия. Сделан вывод о том, что активизация разломов центральной части Монголии на плейстоцен-голоценовом этапе, а также современная сейсмичность контролируются в основном дополнительным горизонтальным сжатием в СВ направлении, связанным с процессом конвергенции Индостана и Евразии. Дополнительным фактором, позволяющим реализоваться сдвиговым деформациям в земной коре территории исследований и объясняющим дивергентные движения в Байкальском рифте, а также ЮВ движение Амурской плиты, является воздействие на подошву литосферы астеносферного потока в ЮВ направлении. Земная кора Восточного Хангая деформируется в условиях растяжения, которое связано с динамическим воздействием на литосферу локальной аномалии разуплотненного мантийного вещества. Граница между Амурской плитой и Монгольским блоком (по [Zonenshain, Savostin, 1979]) в тектонической структуре выражена фрагментарно и представляет собой краевую часть зоны деформаций, охватывающей Монгольский блок и прилегающие к нему поднятия Монгольского Алтая, Тувинского нагорья, Восточного Саяна. Вдоль границы на плейстоцен-голоценовом этапе реализуются деформации сжатия и транспрессии.

Введение. Для отслеживания текущих деформаций в зонах активных разломов перспективны определения (234U/238U) в подземных водах (скобки обозначают единицы активности). Циклическое равновесие отношения активностей 234U/238U≈(234U/238U)≈γ≈1 соответствует атомному отношению ≈5.47×10–5. Вариации этого параметра могут быть обусловлены эффектом Чалова–Чердынцева – обогащением подземных вод нуклидом 234U в результате деформаций пород [Cherdyntsev, 1969, 1973; Chalov, 1975; Chalov et al., 1990; Faure, 1989]. В 1970–1980‐х гг. использовались трудоемкие методы измерения изотопных отношений урана. В настоящее время для измерений концентраций и изотопных отношений урана разрабатываются экспрессные методики с использованием метода масс‐спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ИСП–МС) [Halicz et al., 2000; Shen et al., 2002; Cizdziel et al., 2005; Chebykin et al., 2007]. Этим методом могут анализироваться серии проб, поэтому проблема сейсмопрогностического значения урановой изотопной систематики подземных вод в свете режимных наблюдений может быть выведена на качественно новый уровень. Настоящая работа по измерениям (234U/238U) в подземных водах преследует цель – выбрать на Култукском полигоне наиболее чувствительные станции для наблюдений активности Обручевского и Главного Саянского разломов, ограничивающих с юга Шарыжалгайский выступ кристаллического фундамента Сибирского кратона и сочленяющихся между собой на этой территории (рис. 1). Использованы данные, полученные для 170 проб из сорока серий, отобранных в период с 27 июня 2012 г. до 28 января 2014 г.

Методика. Для определения изотопного состава урана и стронция в природных водах использовали модифицированные методики [Chebykin et al., 2007; Pin et al., 1992]. Аналитические исследования урана проводили методом ИСП–МС на квадрупольном масс-спектрометре Agilent 7500ce в центре коллективного пользования «Ультрамикроанализ», аналитические исследования стронция – на масс‐спектрометре Finnigan MAT 262 Байкальского аналитического центра коллективного пользования. Для контроля качества измерений применяли стандартный образец изотопного состава природного урана ГСО 7521‐99 (Уральский электрохимический комбинат, г. Новоуральск) и стандартный образец изотопного состава стронция NBS 987.

Результаты. Култукский полигон охватывает сравнительно крупные бассейны речек Култучная, Ангасолка и Талая, а также небольшие бассейны ручьев Медлянка и Воротный. Базису эрозии в этих бассейнах соответствует зеркало оз. Байкал. В бассейнах выделяются участки опробования: Старая Ангасолка, Слюдянка, Воротный, Медлянка, в бассейне р. Култучная – два участка, Тигунчиха и Вербный. Еще два участка, Школьный и Земляничный, находятся на склонах, лишенных постоянных водотоков (рис. 2). Результаты измерений концентраций U и (234U/238U) в водах участков Култукского полигона приведены в табл. 1.

Анализ результатов и обсуждение. В воде активных разломов (234U/238U) зависит от текущих деформаций. Чем выше деформации, вызывающие образование трещин, тем выше (234U/238U). Изотопный состав Sr существенно зависит от химического выветривания породы. Его первичный состав может сохраниться в центральных частях минералов породы и выявляется посредством предварительной обработки пробы измененной породы раствором соляной кислоты [Rasskazov et al., 2012]. В целом изотопные отношения U и Sr в подземных и поверхностных водах меняются в зависимости от состава вмещающих пород, степени их выветривания и щелочности. Растворенный уран мигрирует в виде уранил‐иона UO22+, в котором он находится в своей высшей степени окисления (+6). Восстановленные формы U(+4) практически не растворимы в воде, поэтому по концентрации урана в воде можно делать косвенную оценку окислительно‐восстановительных свойств среды. Поверхностные воды Култукского полигона с низкими (234U/238U) разделяются на группу с аномально низкими концентрациями урана (менее 0.009 мкг/л, компонент р. Медлянка) и группу с умеренными концентрациями урана (~0.5 мкг/л, компонент р. Култучная). Состав урана первой группы отражает резко восстановительные условия, второй – более окислительные. Возрастание (234U/238U) в поверхностных водах с промежуточными концентрациями урана (0.009–0.5 мкг/л) может свидетельствовать о примеси компонента подземных вод (рис. 3). Рис. 4 иллюстрирует соотношения компонентов поверхностных и подземных вод Култукского полигона по составу урана. На рис. 5 поле фигуративных точек изотопных отношений U и Sr в водах Култукского полигона ограничивается кривыми линиями, сходящимися между собой в точках, соответствующих конечным компонентам E иNE. В первом уран находится в изотопном равновесии (equilibrium U, 87Sr/86Sr = 0.7205, (234U/238U)=1.0), во втором – имеет сильно неравновесный состав (nonequilibrium U, 87Sr/86Sr = 0.70534, (234U/238U)=3.3). Область этих точек характеризует воды из пород южной шовной зоны Сибирского кратона. Смещение фигуративных точек вод ст. 26 и 1310 правее этой области (т.е. с относительным обогащением радиогенным Sr) обусловлено латеральной сменой пород шовной зоны архейскими породами Шарыжалгайского блока Сибирского кратона (рис. 6). Изотопная систематика урана и стронция сегмента сильнонеравновесного U дополняется систематикой урана в координатах (234U/238U) – 1/U (рис. 7). Состав урана в водах ст. 40 отражает сочетание процессов, протекающих на ст. 27, в центре деформационной системы, и на ее периферии, на ст. 38. Приблизительно равные содержания U на всех трех станциях могут отражать близкую степень окисленности среды. По данным Иркутской сейсмической станции [Map…, 2013], в течение начального периода исследований вод в районе Южно‐Байкальской впадины признак активизации проявился 08.01.2013 г. в землетрясении класса 11.2 с эпицентром рядом с пос. Листвянка (51.85° с.ш., 105°16 в.д.), на удалении от пос. Култук на ~100 км к востоку вдоль Обручевского разлома. Затем, 24.04.2013 г., произошло землетрясение класса 10 в районе пос. Култук. Новая сейсмическая активизация имела место 07.06.2013 г. (рис. 8). За все время наблюдений на ст. 9 выделилось 9 максимумов и 10 минимумов (234U/238U), составляющих 9 полных циклов (табл. 2). Амплитуды циклов на этой станции превышают ошибку измерений в 2–4 раза. На рис. 9 приводится график временных вариаций (234U/238U) в водах ст. 9 без обозначения ошибок в сопоставлении с подобными графиками для ст. 11 и 8. На рис. 10 приводятся графики временных вариаций (234U/238U) в водах ст. 40 и 27. Временной интервал наблюдений на первой станции (диаграмма а) разделяется на три отрезка: 1) 12.04.–04.07.2013 г., 2) 04.07–21.10.2013 г. и 3) 21.10.2013–17.01.2014 г. Начальный и конечный отрезки сходны между собой по резкому
снижению кривой с четко выраженной ступенью (234U/238U) в средней части, минимумом и последующим поднятием кривой. Временной интервал между сопоставимыми частями этих отрезков составлял 5–6 месяцев. Промежуточный отрезок обозначил крутой рост средних значений (234U/238U) в диапазоне 2.34–2.47 ед. активности со средней скоростью около 0.2 ед./год. На ст. 27 также выделяется отрезок нисходящей кривой со ступенью, минимумом и восходящей кривой, частично совпадающий по времени с начальным отрезком ст. 40. Землетрясения Култукского полигона пришлись на согласующиеся во времени ступенчатые части кривых этих станций. По сходной конфигурации линии конечного отрезка наблюдений ст. 40 можно было бы предположить, что образование ступени на нисходящей кривой должно было также сопровождаться землетрясениями. Однако землетрясений не произошло. В связи с этим мы обращаем внимание на отсутствие одновременного проявления ступенчатой конфигурации на ст. 27. По‐видимому, для реализации сейсмического события косейсмическая ступень должна быть выражена на обеих станциях. Сейсмические процессы контролируются триггерами, обеспечивающими эффект синхронизации. Причиной его проявления могут быть процессы самоорганизации. Интервалы синхронизации колебаний, подобно форшоковой активизации, являются признаками неустойчивого состояния сейсмоактивной области [Sobolev et al., 2005]. Подобную информацию о переходе в предсейсмогенное состояние можно получить из анализа вариаций (234U/238U) в водах из активных разломов. В начальный интервал наблюдений деформационная система Култукского полигона (станции 8, 9 и 11) развивалась медленно, с периодичностью 110–170 дней/цикл. Первые признаки предсейсмогенного состояния на полигоне обозначились совмещением минимумов в циклах всех станций 16.03.2013 г. После общего совмещения минимумов через 39 дней произошло первое сейсмическое событие (24.04.2013 г.). В предсейсмогенном состоянии стали проявляться сравнительно короткие периоды циклов. Второе сейсмическое событие (07.06.2013 г.) отразилось в совмещении минимумов короткопериодных циклов станций 8, 9 и 40 (рис. 11). Время наблюдений на Култукском полигоне разделяется на два интервала, начинающихся: 1) 10.07.2012 г. и 2) 07.08.2013 г. Первый рассматривается в связи с подготовкой и проявлением на полигоне сейсмических событий 10‐го класса, второй – в связи с дальнейшей эволюцией деформационной системы, которая может перейти в новое сейсмогенное состояние. Интервал 10.07.2012–07.08.2013 включает три временных отрезка, начинающихся: 1) 10.07.2012 г., 2) 10.01.2013 г. и 3) 12.04.2013 г. (рис. 12). Усиление деформаций вдоль линии 8–9 сопровождалось их проявлением вдоль линии ст. 40 и 27 (субмеридиональное направление 14°), что выразилось в синхронизации (234U/238U) этих станций (рис. 13). На фоне хаотического состояния системы наблюдений Култукского полигона выделяются фазы а–г последовательной самоорганизации, выраженной в азимутальной синхронизации станций. Пространственный ход зарегистрированных процессов представлял собой последовательность сейсмогенной активизации западного окончания Обручевского разлома (рис. 14). Из общего анализа временных вариации концентраций U (рис. 15) следует вывод о разной динамике поступления урана в воды ст. 9 и 8. Несовпадающие между собой (фоновые) экстремальные значения (234U/238U) и концентраций U в начальный период наблюдений на ст. 9 сменились эпизодами повышенной мобильности урана из деформационной зоны, чередовавшимися с эпизодами повышенной мобильности урана из зоны окисления. На ст. 8 в период с 26.10.2012 г. до 04.07.2013 г. эпизодически проявлялись деформационные урановые импульсы, в том числе сочетавшиеся с землетрясениями 9–10‐го класса. Начиная с 07.08.2013 г. эти импульсы сменились урановыми импульсами зоны окисления. На этом этапе произошел аномальный выброс урана.

Заключение. Для обоснования системы наблюдений станций на Култукском сейсмопрогностическом полигоне изучены пространственные вариации (234U/238U) в поверхностных и подземных водах. Выявлено преобладание на тектонически стабильных участках компонентов поверхностного стока с частичным примешиванием компонентов грунтовых вод из приповерхностных источников. На участках активных разломов к компонентам поверхностного стока примешиваются компоненты подземных вод из деформационной зоны и зоны окисления. На участках активных разломов без постоянных водотоков в подземных водах обнаружено частичное примешивание к компонентам деформационной зоны компонентов близповерхностных грунтовых вод. Обоснована Sr–U‐изотопная систематика подземных вод полигона, и выбраны станции с высокими (234U/238U) (2.0–3.3 ед. активности) и низкими 87Sr/86Sr (0.705341–0.712927) для мониторинга, продолжавшегося с 27 июня 2012 г. до 28 января 2014 г. Определен колебательный характер временных вариаций (234U/238U) с менявшимися во времени амплитудами и длительностями циклов и обнаружена синхронизация циклов (234U/238U) в водах линий станций в субширотном и субмеридиональном направлениях во временные интервалы сейсмических толчков на полигоне. В период наблюдений зарегистрирован основной сценарий вариаций (234U/238U) в подземных водах, обусловленный сейсмогенной активизацией западного окончания Обручевского разлома, который может использоваться для прогноза будущих землетрясений в Южно‐Байкальской впадине. Юго‐юго‐восточное окончание Главного Саянского разлома в настоящее время не активно.