Активная тектоника Эгейского региона
В западной части Северо-Анатолийская зона разломов разделяется на несколько ветвей (рис. 30). Её южные ветви отклоняются к юго-западу и приобретают наряду с провосдвиговой сбросо-раздвиговую компоненту движений, выраженную уступами и трогами в прибрежной части Эгейского моря.
Южнее, в восточной части моря, прослеживается несколько параллельных им разломов юго-западного простирания, имеющих, согласно определениям механизмов очагов землетрясений, провосдвиговую компоненту перемещений [Pavlides, 1996].Главная северная ветвь Северо-Анатолийской зоны кулисно подставляется с севера Северо-Эгейской провосдвиговой зоной. Но их сочленении развивается впадина pull-apart Мраморного моря. Северо-Эгейскоя зона пересекает Дарданеллы и продолжается на юго-запад в северную часть Эгейского моря расширяющимся на юг трогом. Сильнейшее известное землетрясение с Ms = 7,4 произошло здесь в 1864 г. Скорость правого сдвига вдоль зоны оценивается, по сейсмологическим данным, величинами от 6 до 24 мм/год [Papazachos, Kiratzi, 1996]. Вместе с тем в южной, троговой, части зоны очевидно компонента растяжения.
Активные сбросы, образующие грабены и уступы на границах молодых впадин, широко представлены но обоих побережьях Эгейского моря. Но турецком побережье они особенно многочисленны на Мендересском массиве и в его окрестностях, где имеют разнообразные, но чаще других субширотные или юго-западные простирания [Okumura, 1988]. В Греции большинство активных разломов простираются в широтном или зопад-северо-заподном направлениях и характеризуются сбросовыми смещениями [Seismotectonic map..., 1989], хотя у некоторых разломов, например, Сербо-Македонской зоны северо-западного простирания, обнаружено левосдвиговая компонента смещений [Pavlides, Kilias, 1987; Pavlides et al., 1990].
Сбросы имеют различное структурное и геоморфологическое выражение в породах разного состава [Pavlides, 1996; Goldsworthy, Jackson, 2000].
В греческой Македонии и Северной Греции наиболее выразительны сбросы района Козони Гревено, впадины Мигдония и северной части п-ово Халкидики [Pavlides, Caputo, 1997; Pavlides, Syrides, 1997]. По ним при землетрясениях в зоне Кавола-Комоти- ни 1829 г. (Ms > 7), Халкидики 1932 г. (Ms = 6,9) и Козани Гревено 1995 г. (Ms = 6,6) возникли сейсмогенные нарушения длиной свыше 12 км [Pavlides, 1996]. В Фессалии, но кроях бассейна Ларисса, крупные сбросы выделены на севере - по границам впадины Тирнавос и на юге - во впадинах Василика и Алми- рос [Caputo, 1990; Pavlides et al., 1991].Крупнейшие сбросовые зоны -Фермопилы-Атоланти и Коринфского залива - находятся в Центральной Греции и её границе с Пелопоннесом. Зона Фер- мопили -Аталанти, с которой связан грабен, ограничивающий о-в Эвбея с юга, характеризуется скоростями вертикальных движений 1,1-1,3 мм/год по геодезическим донным и 0,8-1,4 мм/год по геологическим данным за поздний голоцен
Рис. 30. Активные разломы Эгейского региона
Условные обозначения см. на рис. 10.
Цифры на карте (р. - разлом, з.р. - зона разломов): 1 - Козани-Гревана р., 2 - Коринфского залива з.р., 3 - Крито-Эллинская дуга, 4 - Ларисса р., 5 - Мендересского массива разломы, 6 - Мигдония р., 7 - Северо-Анатолийская з.р., 8 - Северо-Эгейская з.р., 9 - Фермопилы-Аталанти з.р.
Fig. 30. Active faults in the Aegean region
See fig. 10 for the legend. The faults (f.)and fault zones (f.z.), discussed in the text are marked by numerals: 1 - Kozani-Grevena f., 2 - Corinthian Gulf f.z., 3 - Crete-Hellenic arc, 4 - Larissa f., 5 - Menderes Block faults, 6 - Mygdonia f., 7 - North Anatolian f.z., 8 - North Aegean f.z., 9 - Atalanti-Thermopylae f.z.
[Stiros, Rondoyanni, 1985]. Средняя скорость перемещений со среднего плейстоцена могла достигать 2,7 мм/год [Philip, 1974]. По зоне разломов южного берега Коринфского залива сейсмологическим методом скорость поперечного растяжения оценена в 0,8 мм/год [Tselentis, Makropoulos, 1986]. Землетрясения с магнитудами около 7 имели место в зоне Фермопили-Аталанти в 426 г.
до н.э. и в 1894 г. При землетрясении 1894 г. возник сейсмогенный разрыв длиной не менее 25 км. В зоне Коринфского залива 15-километровый разрыв образовался при землетрясении 1981 г. (Ms= 6,7). С этим же разломом, возможно, связано землетрясение 551 г. н.э. с магнитудой более 7 [Papazachos, Papazachou, 1989].Итак, в ориентировке активных разломов Эгейского региона и характере перемещений по ним обнаруживается закономерность. Правосдвиговые перемещения, связанные на севере с Северо-Анатолийской и Северо-Эгейской зонами разломов, сменяются к югу грабенами, сбросами и другими структурами растяжения. Это подтверждают и определения механизмов очагов землетрясений. Согласно сейсмологическим данным скорость субмеридионального растяжения Эгейского региона достигает 10 мм/год [Papazachos, Kiratzi, 1996]. Подобно трещинам в движущемся полузастывшем лавовом потоке структуры растяжения очерчивают дуги, выпуклые к югу (в направлении движения?): на Анатолийском побережье и востоке Эгейского моря они простираются широтно или на запад-юго-запад, а в Греции - широтно и на юго-восток.
Ситуация принципиально изменяется в зоне Крито-Эллинской дуги, где, по сейсмологическим донным, господствуют условия сжатия, поперечного во фронте дуги и косого но её западном и особенно восточном флангах [McKenzie, 1978]. Скорость укорочения в направлении ЮЮЗ-ССВ составляет от 10 до 30 мм/год в разных частях дуги [Papazachos, Kiratzi, 1996]. Выделяется сейсмофо- кальная зона, протягивающаяся на глубину более 150 км и образованная системой разломов [Le Pichon, Angelier, 1979], которая во фронте дуги южнее Крита имеет кулисное строение (см. рис. 30) [Ковачев и др., 1991]. Здесь происходили сильнейшие в регионе землетрясения (например, землерясение 1903 г. на острове Китера с Ms = 7,9). С движениями по разломам дуги связан её современный подъём, оцениваемый в 2,2-2,7 мм/год [Papadopoulos, 1989] или 3-13 мм/год [Jackson, McKenzie, 1988].
Предлагается следующая модель, объясняющая указанные соотношения [Трифонов, 1999].
Западный дрейф Анатолийской плиты достигает Эгейского региона, но не продолжается дальше на северо-запад, поскольку структуры Ди- норид зажаты Адриатическим блоком, на который надвигаются Апеннины. В результате Эгейский регион испытывает боковое сжатие, приводящее к его субмеридионольному удлинению. Удлинение к северу ограничено Родопским массивом и происходит в южном, а точнее, юго-юго-зопадном направлении. При этом оно превышает поперечное укорочение, поскольку его дополнительным источником являются подъём и растекание мантийного диапира, инициированные нарушением континентальной коры, возникшей но более раннем этапе альпийского орогенеза. В процессе растяжения происходит утонение и перерождение коры и формирование морской впадины. Растяжение сопровождается надвиганием перемещаемых масс по Крито-Эллинской дуге - навстречу под- двигу Африканской плиты.Изложенная модель подтвердилась результатами повторных космогеодезических наблюдений техникой GPS [Drewes, Geiss, 1990; Reilinger, Barka, 1997; McClusky et al., 2000]. Согласно этим данным, западный дрейф Анатолийской плиты приводит к правосдвиговой деформации в Северо-Анатолийской зоне со скоростями 20-25 мм/год. Острова Эгейского моря смещаются но юго-юго-зо- под но 6—8 мм/год быстрее, чем Анатолийская плита, что связано с предполагаемым влиянием мантийного диапира. Встречный дрейф Африканской плиты относительно Европы не превышает 5-7 мм/год, т.е. существенно уступает скорости надвигания по Крито-Эллинской дуге. Итоговое сближение Евразийско- Анатолийских и Африканских горных масс достигает здесь 40 мм/год. Палео- магнитное изучение эоцен-олигоценовых и миоценовых отложений показало, что подобный процесс происходил с конца миоцена и привёл к удлинению Эгейского региона на 200-300 км, т.е. но треть первоначальной ширины [Le Pichon, Angelier, 1979; Angelier et al., 1982].
2.4.