АКТИВНЫЕ РАЗЛОМЫ АРАВИЙСКО-КАВКАЗСКОГО РЕГИОНА

В Аравийско-Кавказском регионе в позднечетвертичное время продолжала развиваться система тектонических нарушений, заложившихся в конце миоцена и плиоцене (рис. 15; см. рис. 9). Как отмечено выше, её важнейшими элемента­ми являются, во-первых, юго-восточный сегмент Северо-Анатолийской зоны и Главный современный разлом Загроса с его юго-восточным продолжением и, во-вторых, Левантская и Восточно-Анатолийская зоны разломов [Trifonov, Karakhanian, Kozhurin, 1994; Trifonov et al., 1996].

В Северо-Анатолийской зоне разломов между оз. Резайе (Урмия) и оз. Ван подвижки сопровождали катастрофические землетрясения 1648 и 1930 гг. Так, при Салмасском землетрясении 6 мая 1930 г. с магнитудой 7,2 по разлому на протяжении 30 км произошёл правый сдвиг до 4,1 м при опускании северо-вос­точного крыла до 5 м [Tchalenko et al., 1974]. При этом на западе возник также короткий сопряжённый разрыв северо-восточного простирания с левым сбро­со-сдвиговым смещением. Западнее, между оз. Ван и пересечением с главной ветвью Восточно-Анатолийской зоны, правосдвиговые подвижки с вертикаль­ной составляющей имели место при землетрясениях 1946, 1949, 1966 гг. и, воз­можно, более ранних [Ambraseys, 1975, 1988, 1989; Wallace, 1968]. Ф. Шароглу [Saroglu, 1988] отметил позднечетвертичные вертикальные подвижки. Нам уда­лось обнаружить возле сел. Ичмалиар северо-западнее г. Варто приведшие к пе­рестройке овражной сети правые смещения позднеплейстоценовых долин до 150 м [Trifonov, Karakhanian, Kozhurin, 1994].

Вдоль Главного современного разлома Загроса Н. Уэлман [Wellman, 1966] путём дешифрирования аэрофотоснимков обнаружил правые смещения и изги­бы водотоков амплитудой до 100 м. Были отмечены подвижки при Селяхорском землетрясении 1909 г. в районе г. Доруд: опускание восточного крыла до 1 м, со­провождавшееся правым сдвигом [Tchalenko et al., 1974]. Исследования X. Хес­сами, Ф.

Рис. 15. Активные разломы Аравийскд-Кавказскдга региона

Условные обозначения см. на рис. 10

Цифры на карте (р. - разлом, з.р. - зона разломов): 1 - Амударьинский р., 2 - Апшерон- ского порога з.р., 3 - Араксская з.р., 4 - Ахурянский р., 5 - Балыкгельский р., 6 - Владикав­казский р., 7 - Восточно-Анатолийская з.р., 8 - Восточного фланга Талышской дуги з.р., 9 - Гарнийская з.р., 10 - Гермабская з.р., 11 - Главный Копетдагский р., 12 - Главный современ­ный разлом Загроса, 13 - Гудермесская з.р., 14 - Гяурсдагский р., 15 - Даште-Байазский р., 16- Дена р., 17 - Дорунехская (Болынекевирская) з.р.. 18- Ипакская з.р., 19- Исак-Челекен- ская з.р., 20 - Казбек-Цхинвальский р., 21 - Казерун-Боразджанская з.р., 22 - Калмард р., 23 - Карех-Бас р., 24 - Кипрская дуга, 25 - Кух-Банан р., 26 - Левантская з.р., 27 - Моша р., 28 - Назранская з.р., 29 - Найбанд р., 30 - Нальчикская (Армавир-Невинномысская) з.р., 31 - Памбак-Севанский р., 32 - Равар р., 33 - Сальян-Ленгибизский (Аджичайский) р., 34 - Север­ного ограничения Бухарской ступени р., 35 - Северо-Анатолийская з.р., 36 - Северо-Восточ­но-Анатолийская зона, 37 - Северо-Тегеранский р., 38 - Тебризский (Северо-Тебризский) р., 39 - Фронтальная з.р. Загроса, 40 - Ханарасарский р., 41 - Центрально-Устюртский р., 42 - Черногорская флексура, 43 - Шахрудский р.

Fig. 15. Active faults in the Arabian-Caucasus region

See fig.

западного крыла на 12-15 м. На сдвиговые перемещения указывают и механиз­мы очагов землетрясений в зоне разлома [Nowroozi, 1972].

Разлом Дена продолжает на юг предположительно выделяемый юго-вос­точный сегмент Главного современного разлома Загроса и имеет в плане фор­му выпуклой на юго-запад дуги. Он представляет собой сложно построенную зону новейших нарушений, разные ветви которой активны в различной мере. На западном меридиональном участке разлома отмечены правосдвиговые сме­щения [Berberian, 1976, 1977]. Юго-восточнее, вблизи с. Си Сахт - 25 км к севе­ро-западу от г. Ясуджа выделяются три главные ветви разлома, отстоящие друг от друга на сотни метров. По северо-восточной ветви, круто наклонённой на се­веро-восток, I речная терраса взброшена на величину не менее 5 м, а врезанное в неё русло изогнуто вправо на 20 м. Центральная ветвь наклонена на северо- восток под углом 15°.Линзовидные слои грубого делювия юго-западного кры­ла круто наклонены от разлома, быстро выполаживаясь по мере удаления от него.

Казерунская зона разломов ответвляется от разлома Дена на юг чуть запад­нее г. Ясуджа. Выразительные признаки молодых смещений обнаружены в 15 км южнее Ясуджа. Здесь вскрыты две плоскости разлома, простирающиеся в направлении 340-345° ССЗ, отстоящие друг от друга на сотни метров и распо­ложенные кулисно таким образом, что западная ветвь продолжается на юг, а восточная на север. Первая ветвь наклонена под углом 70° 3. Линзовидные слои рыхлого щебня западного крыла наклонены от разлома под углами до 40° и бы­стро выполаживаются с удалением от него.

Вторая ветвь наклонена под углом 60° 3. Борозды на её поверхности накло­нены под углами 40-70° Ю, а зазубрины на зеркалах скольжения указывают на сочетание взброса и правого сдвига. При изменении простирания разлома до 352° борозды выполаживаются до 15° Ю. Поднимавшееся западное крыло силь­но закарстовано, причём крупные карстовые просадки развивались вдоль опе­ряющих трещин растяжения, простирающихся по азимутам 245-260° ЮЗ и на­клонённых под углами 70-90° Юв. Сейчас эти карстово-тектонические образо­вания имеют форму узких грабенов или щелей глубиной до 10 м и длиной до 100 м.

Южнее, между с. Магири и г. Нурабад видны несколько кулисно располо­женных четвертичных правых сбросо-сдвигов, простирающихся в направлении 20° ССВ и смещающих крупные формы рельефа. Чёткие признаки молодых правых смещений зафиксированы и южнее г. Нурабада. Далее к югу, напротив с. Оуладмирзан максимальная амплитуда правосдвиговых смещений крупных форм рельефа достигает 750-800 м, а вертикальных - 150 м.

Южнее обнажается обширное зеркало скольжения с почти горизонталь­ными бороздами. Правый изгиб на 12 м небольшого оврага сопровождается

Рис. 16. Правосдвиговые смещения дренажной сети по Казерунскому активному разлому за­паднее развалин Шахпура - столицы Сасанидского Ирана (фото А.И. Кожурина)

Fig. 16. Dextral offsets of the drainage system on the Kazerun active fault to the west of ruins of Shahpur - a capital of the Sasannian Iran (photo by A.I. Kozhurin)

на поверхности II речной террасы поднятием западного крыла на 1 м. Далее, напротив с. Тенге-Таркан, зафиксированы правые смещения разветвлённой сети оврагов (рис. 16). Характерные амплитуды сдвига - 3-5, 12-14 и 25-30 м. Выявлены следы многократных сейсмогенных подвижек (рис. 17). Далее к югу описанный сегмент разлома затухает, кулисно подставляясь с востока другим сегментом. Он выражен обращённым на восток крутым уступом по­верхности подгорной равнины, а тонкогалечный аллювий, примыкающий к разлому с востока, залегает почти вертикально. Разлом пересекает р. Руд-е Сафид и на её южном берегу по нему четвертичный аллювий южного кры­ла приведён в соприкосновение с миоценовыми гипсоносными отложениями. Южнее прослежено ещё несколько кулисно расположенных сегментов раз­лома, но позднечетвертичные смещения там не столь выразительны или проблематичны.

Боразджанская зона кулисно подставляет Казерунский разлом, продолжая его на юг. В приповерхностных слоях она представляет собой флексуру, а юж­нее кулисный ряд флексур, образующих западные и юго-западные крылья асимметричных краевых антиклиналей Низкого Загроса.

Рис. 17. Разрез канавы, пересекающей зону Казерунского активного разлома; видны следы нескольких сильных палеоземлетрясений, произошедших с конца плейстоцена (составили Д.М. Бачманов, А.И. Кожурин и В.Г. Трифонов)

1- камни, щебень и галька; 2- гравий; 3- песок с галькой или гравием; 4- песок и суглинок; 5 - слоистость в песке или суглинке; 6- гипс; 7 - ветви Казеру^ского разлома; S - мелкие живые трещины; 9 - эродированный разломный уступ. Разным тднду выделены разновозрастные слои; верхний слой - со­временная почва. Вертикальные и горизонтальные линии проведены через 1 м

Fig. 17. The trench section across the Kazerun active fault (compiled by D.M. Bachmanov,

A. I. Kozhurin, and V.G. Trifonov); records of several strong earthquakes are identified in the section

1 - stones and pebbles; 2 - gravel; 3 - sand with pebbles and gravel; 4 - sand and loam; 5 - stratification in sand and loam; 6 - gypsum; 7 - branches of the Kazerun fault; 8 - small living fractures; 9 - eroded fault scarp. Stratigraphic units of the Late Quaternary alluvium, delluvium, and colluvium deposits are differentiated by intensi­ty of a tone and are marked by numerals. The upper layer corresponds to the recent soil. Vertical and horizontal lines follow through a meter

Вместе с тем северо-восточнее г. Ахрема вдоль уступа Боразджанской зоны отмечены резкие правые изгибы молодых водотоков, возможно, отражающие правосдвиговые перемещения. Ось расположенной между соседними окончани­ями Казерунской и Боразджанской зон антиклинали Гисакан-Такаб сигмои­дально изогнута вправо на 10 км, что можно интерпретировать как пластиче­скую сдвиговую деформацию. Подобный изгиб повторяет расположенная севе­ро-восточнее полоса синклиналей, а оси более южных складок Низкого Загро­са испытывают вблизи Боразджанской зоны соответствующий подворот. Поэ­тому её можно рассматривать как скрытую и выраженную на поверхности пре­имущественно пластической деформацией зону разломов, сочетающую правый сдвиг с подчиненной взбросовой компонентой. Исходя из того, что по геологи­

ческим и палеомагнитным данным [Бачманов и др., 2000; Bachmanov et al., 2002] антиклиналь Гисакан-Такаб зародилась в конце плиоцена, амплитуда переме­щений вдоль Казерунской и Боразджанской зон составляет несколько милли­метров в год. С этим согласуются и приведённые выше данные о молодых сме­щениях в Казерунской зоне.

В северной части зоны разломов Карех-Бас, между с. Карех-Бас и с. Масе- рем, где зона ориентирована почти меридионально, обнаружены молодые вер­тикальные смещения и структурные признаки правого сдвига. Южнее зона при­обретает ступенчатый в плане рисунок, при котором её меридиональные отрез­ки секут складчатые формы, а отрезки юго-восточного простирания параллель­ны осям антиклиналей и чаще приурочены к их крутым юго-западным крыль­ям. Юго-западнее г. Фирузабада меридиональный сегмент зоны смещает на 4 км вправо крупную антиклиналь. К разлому приурочен соляной купол, южнее ко­торого наблюдались систематические правые смещения и изгибы водотоков и других молодых форм рельефа.

В 2 км южнее соляного купола современное русло смещено на 2,5-3 м. Характерны смещения на 18-20 и 45 м. Три относительно крупные долины смещены на 90-100 м. На правый сдвиг указывает и небольшая (десятки ме­тров) складка волочения с крутым шарниром. Поверхность разлома круто наклонена на восток в сторону поднятого крыла. Четвертичные конгломера­ты западного крыла круто падают от разлома (в одном месте даже запроки­нуты до 80°), а по мере удаления от него быстро выполаживаются. Таким об­разом, разлом является правым сдвигом с подчинённой взбросовой компо­нентой. Об этом свидетельствуют и борозды скольжения на поверхности разлома, наклонённые на север под углами 15-20°. Южнее зона Карех-Бас отгибается к юго-востоку и приобретает облик флексурно-разломной зоны с признаками надвигания.

Своеобразным ответвлением зоны Карех-Бас является грабен Дашт-е-Ар- жан, простирающийся меридионально, а в северной части на северо-восток. На обоих бортах грабена выявлены молодые сбросовые смещения (рис. 18). На от­резках меридионального простирания они сочетаются с правым сдвигом. Это видно на западном борту грабена, где русло оврага смещено вправо на 30-35 м.

Наряду с описанными крупными разломами, секущими Центральный Заг­рос в меридиональном направлении, в его пределах распространены активные нарушения продольного (северо-западного) простирания. Они представлены складками, флексурами и разломами взбросо-надвигового типа. Классическим примером стала описанная антиклиналь Шаур между г. Шушем (древняя Суза) и г. Ахвазом в Нижней Месопотамии. Оросительный канал, прорытый через её самую высокую часть не позднее сасанидских времен и пройденный возле её оси туннелем, сейчас на участке в 4 км поднят до 18 м [Лис, 1957]. Таким об­разом, скорость воздымания могла превышать 10 мм/год. Оно происходило на фоне продолжающегося тектонического погружения осевой части Месопо­тамского прогиба, наиболее отчётливо выраженного между гг. Басрой и Эль­Кувейтом. Прогибание охватывает и внешний край прогиба, например, район Вавилона, нижние археологические горизонты которого, представляющие по­стройки, некогда возводившиеся на берегу Евфрата, сейчас находятся до 10 м ниже уреза воды.

На северо-восточной стороне Персидского залива, в Центральном Загросе, крупнейшей является Фронтальная система активных разломов и флексур. Она отделяет область развития активных надвигов и взбросов, соскладчатых в Низ­ком и послескладчатых в Высоком Загросе, от Предгорной области, где поло-

Рис. 18. Плоскость активного сброса на северо-западном борту грабена Дашт-е-Аржан в Центральном Загросе (фото В.Г. Трифонова)

Свежая полоса (2) в основании вскрытой части плоскости разлома (1) - след молодой подвижки Fig. 18. Active normal fault surface in the northwestern side of the Dasht-e-Arjan graben in Central Zagros (photo by V.G. Trifonov)

Light (fresh) zone (2) in the lower part of the fault surface (1) is a sign of young offset

гие складки начали формироваться лишь в плейстоцене и не осложнены сколь­ко-нибудь значительными разрывами. Фронтальная система состоит из двух сегментов, разделённых Казерунской и Боразджанской зонами разломов. Юго­восточный сегмент отстоит на 100 км к югу от северо-западного. В пределах по­следнего находятся продолжающие одна другую флексурно-разломные зоны Раге-Сафид и Мезарей. В более северо-западной зоне Руге-Сафид надвиги и взбросы в неогеновых и нижне-среднеплейстоценовых отложениях дополняют­ся флексурным погружением юго-западного крыла, причём слагающие его сре-

днечетвертичные отложения местами запрокинуты до 60°, а наклон позднечет­вертичного аллювия достигает 5-6°.

Зона Мезарей, примыкающая на юго-востоке к Боразджанской зоне разло­мов, представляет собой крутое юго-западное крыло асимметричной антикли­нали Такаб. Полого залегающий на своде и северо-восточном крыле антикли­нали нижне-среднеплейстоценовый аллювий здесь залегает круто, почти верти­кально, а местами запрокинут до 80°. Аллювиальный чехол и поверхность позд­неплейстоценовой террасы приобрели наклон до 20° и к тому же смещены по почти вертикальному соскладчатому разрыву на 14 м. Средняя скорость поздне­четвертичных вертикальных перемещений по флексурно-разломной зоне дос­тигает 2 мм/год. Об их продолжении свидетельствует вертикальное смещение на 1,5 м оросительного туннеля сасанидской (?) эпохи.

Приуроченность к израильскому отрезку Левантской зоны разломов такой выразительной структуры как грабен Мёртвого моря явилась причиной того, что на первых порах основное внимание уделялось вертикальным смещениям по раз­ломам зоны, а сама она рассматривалась как рифт (рис. 19). Отмечено опускание на 30 см восточного крыла одного из разрывов западного берега Мёртвого моря в развалинах монастыря в Хирбет-Кумране, связанное с землетрясением 31 г. до н.э. [Zeiner, 1955]. Автору удалось посетить то конкретное место, где была изме­рена величина опускания (рис. 20). Это ступени, спускающиеся в выдолбленный в скальном грунте резервуар для сбора и хранения пресной воды. При прослежива­нии линии разрыва за пределы резервуара обнаружилось быстрое уменьшение амплитуды смещения до 10 см. Вероятно, аномально большое смещение в резер­вуаре связано с гидравлическим ударом при землетрясении.

Средняя скорость вертикальных перемещений на западном берегу Мёртво­го моря определена в 1-2мм/год за плейстоцен и 0,85 мм/год за поздний плей­стоцен и голоцен [Gardosh et al., 1990]. Вместе с тем описаны многочисленные примеры левосдвиговых смещений водотоков, сухих долин и других форм рель­ефа [Horowitz, 1979; Zak, Freund, 1965]. Скорость позднечетвертичного сдвига для разломов западного берега Мёртвого моря оценивается разными авторами величинами от 0,7 до 1,7 мм/год [Gardosh et al., 1990], а для всего израильского отрезка зоны - в 7,5 мм/год [Zak, Freund, 1965].

На территории Ливана зона приобретает северо-северо-восточное прости­рание и вместе с ним сжимающую компоненту перемещений [Лукьянов, 1965; Sitter, 1964]. Она выражается сочетанием левосдвиговых подвижек со взбросо- выми и развитием параллельных разломам сжатых складок. Здесь же от Ле­вантской зоны на северо-восток ответвляются более мелкие активные разломы со взбросовыми или надвиговыми смещениями. Один из них, Дамасский, про­стирается на северо-восток от г. Дамаска на 40 км. Разлом круто наклонён на се­веро-запад и характеризуется поднятием северо-западного крыла, причём в сме­щения вовлечены нижне- и среднеплейстоценовые отложения, деформацию ко­торых в ослабленной мере повторяет позднечетвертичный аллювий.

Здесь же к Левантской зоне примыкает с юго-востока система параллель­ных и нередко расположенных эшелонированно друг относительно друга разло­мов растяжения, представленных цепочками вулканических аппаратов плейсто­ценового и голоценового возраста [Поникаров и др., 1968]. Самые молодые из­вержения датируются радиоуглеродным и археологическим методами в

Рис. 19. Левантская зона активных разломов на космическом фотоснимке КАТЭ-140

Fig. 19. Space photo of the Levant active fault zone by camera KATE-140

Рис. 20. Левантская зона активных разломов в Хирбет-Кумране: смещение ступеней водона­ливного бассейна при землетрясении 31 г. до н.э. (фото В.Г. Трифонова)

Fig. 20. The Levant active fault zone in Khirbet-Qumran: offset of steps of the water reservoir during the 31 BC earthquake (photo by V.G. Trifonov)

4-4,5 тыс. лет [Трифонов, Эль-Хаир, 1988] (см. раздел 4.3). Область извержений охватывала юг Сирии и соседнюю часть Иордании.

Для определения направления и величин позднечетвертичных движений в районе г. Миссиаф (сирийский отрезок Левантской зоны) было предприня­то детальное изучение 26-километрового участка зоны между с. Сахлие (Асафа) на севере и с. Эль Бейда (рис. 21) [Трифонов и др., 1991]. Здесь хо­рошо видны две главные ветви разлома и несколько более мелких наруше­ний. По обеим ветвям обнаружены многочисленные левосдвиговые смеще­ния и изгибы долин и оврагов. Разновозрастные долины и их элементы сме­щены на разные расстояния. На севере западной ветви выявлены смещения долин на 400-450, 60-70 и 30-40 м. На юге той же ветви молодой сдвиг не

Рис. 21. Активные разломы между с. Сахлие и с. Эль-Бейда в Западной Сирии (а) и их поло­жение в Левантской зоне разломов (б) [Трифонов и др., 1991]

1 - активные разломы (точками показаны их предполагаемые продолжения); 2 - северная граница поля позднемиоценовых платобазальтов. Остальные условные обозначения см. на рис. 10. Цифры на карте: 1 - руины г. Афамия (Апамея), 2 - с. Дар-Тааза, 3 - с. Жанудие, 4 - Жур-эль-Анн-эль-Круум, 5 - с. Миданки, 6 - с. Нахр-эль-Ази, 7 - с. Салыб-Ястин, 8 - ур. Сарайя, 9 - с. Сармание, 10 - с. Хадди, 11- оз. Аль-Умк

Fig. 21. Active faults between villages Sakhlie and El Beida, Westm Syria (a), and their position in the Levant fault zone (б) [Трифонов и др., 1991]

1- active faults (their supposed continuations are shown by dots); 2 - nouthem boundary of the Late Miocene basalt field. See other legend in fig. 10. Numerals in the map: 1 - ruins of Afamia (Apamea), 2 - village of Dar- Taaza, 3 - village of Janudie, 4 - Jur el-Ann el-Kruum, 5 - village of Midanki, 6 - village of Nahr el-Azi, 7 - vil­lage of Salyb-Yastin, 8 - Saraya, 9 - village of Sarmanie, 10 - village of Haddi, 11 - Al-Umk Lake

превышает 25 м. На севере восточной ветви зарегистрированы сдвиговые смещения на 130 и 13-20 м (в одном случае 75-80 м). К югу они возрастают соответственно до 150-175 и 34—40 м.

Анализ рельефа показывает, что последние числа в каждом ряду характе­ризуют голоценовые смещения, а остальные — позднеплейстоцен-голоценовые. С юга на север величины сдвиговых смещений по западной ветви возрастают, а по восточной уменьшаются, но в сумме, по крайней мере для голоцена, остают­ся неизменными. Суммарная скорость сдвига по обеим ветвям может быть пред­варительно оценена в 5-6 мм/год. С этим согласуется левое смещение на 11 м позднеантичного или ранневизантийского акведука возле с. Эль Хафр (Хреф) по восточной ветви разлома. Повсеместно вертикальные смещения многократ­но уступают одновозрастным горизонтальным.

К приведённым числам близки определения величин молодых левосдви­говых смещений вдоль юго-западного и западного бортов впадины Эль-Габ [Трифонов и др., 1991], но отношения вертикальной и горизонтальной соста­вляющих смещений здесь больше, чем на описанном более южном отрезке зоны. Так, на юго-западном борту впадины в районе Джур эль-Айн эль-Кру- ум при левом изгибе долины на 28-30 м юго-западное крыло поднято на 10—11 м. На западном борту впадины между с. Сармание и г. Жиср Аш-Шахур отмечены левые смещения долин на 150-200, 24-32 и 6 м. Вдоль разлома во­сточного борта впадины Эль-Габ южнее развалин античной Апамеи неболь­шие водотоки изогнуты влево на 6-7 м при подъёме одновозрастных форм восточного крыла на 1,5 м.

Сильные землетрясения XX века в Левантской зоне единичны. Но из исто­рических хроник известны многочисленные более ранние сейсмические собы­тия интенсивностью 8-11 баллов. Последним было 10-балльное Дамасское зем­летрясение 1759 г. Сильные землетрясения на одних и тех же отрезках зоны по­вторялись через 200-300 лет, а наиболее катастрофические - через 500-600 лет [El Hakeem, 1986].

В Восточно-Анатолийской зоне на северо-западном фланге Аравийской плиты описаны многочисленные примеры позднечетвертичных левосдвиговых смещений элементов дренажной сети амплитудой в десятки метров и местами до 120 м [Saroglu et al., 1992а; Trifonov, Karakhanian, Kozhurin, 1994]. На отрезке зоны протяжённостью свыше 20 км левосдвиговое смещение до 20 см произош­ло в районе оз. Хазар при Бенгельском землетрясении 1971 г. с магнитудой 6,7 [Arpat, Saroglu, 1972]. Отмечены следы смещений, предположительно связывае­мых с землетрясениями 1874, 1893, 1904 и 1905 гг. с магнитудами 6,8-7,1 [Ambraseys, 1989].

Обрамляющие Аравийскую плиту Восточно-Анатолийская и Северо-Ана­толийская зоны пересекаются вблизи с. Карлиова и продолжаются соответст­венно на северо-восток и северо-запад. В месте пересечения они испытывают характерные ветвления и изгибы, отражающие взаимные смещения зон в ходе многократно повторявшихся сдвиговых подвижек [Trifonov et al., 1993; Trifonov, Karakhanian, Kozhurin, 1994].

От места пересечения Северо-Анатолийская зона следует на северо-запад и затем на запад более, чем на 1000 км вдоль всей Анатолии, кулисно подставля­ясь в районе Мраморного моря Северо-Эгейской зоной разломов. Северо-Ана­толийская зона состоит из ряда разломов, нередко расположенных эшелониро- ванно друг относительно друга. От зоны на юго-запад отходят оперяющие раз­ломы с признаками правосдвиговых смещений [Bingol, 1989; Sengor, Yilmaz, 1981; Barka, 1992; Saroglu et al., 1992b], Вдоль самой зоны описаны многочислен­ные примеры позднечетвертичных правых смещений речных и овражных долин и других молодых форм рельефа на десятки и сотни метров; при этом верти­кальная компонента смещений переменна и существенно уступает сдвиговой, а местами отсутствует [Allen, 1975; Barka, 1992; Saroglu, 1988; Tatar, 1975; Trifonov et al., 1993; Trifonov, Karakhanian, Kozhurin, 1994; Wallace, 1968].

Широкую известность приобрели катастрофические землетрясения XX ве­ка, последовательно охватывавшие своими подвижками разные сегменты Севе­ро-Анатолийской зоны [Ambraseys, 1970, 1975, 1988]. Последними событиями в этой серии были землетрясения августа и ноября 1999 г. (магнитуды соответст­венно 7,6 и 7,1), отразившие активизацию сегмента зоны непосредственно к юго-востоку и востоку от Мраморного моря. С учётом структурного проявле­ния этих землетрясений сейсмогенное разрывообразование охватило без мало­

го 90% длины зоны, причём её сегменты к западу от пересечения с Восточно­Анатолийской зоной оказались активизированными почти целиком. При всех землетрясениях происходили правосдвиговые перемещения, достигшие макси­мальной величины (до 7,5 м) при Эрзинджанском землетрясении 1939 г. [Ватка, 1992]. Изменчивая по направлению вертикальная компонента в ряде мест дос­тигла 2,5 м, а на двух непротяжённых участках - даже 5,5 м, но обычно была меньше. Чаще поднималось северное крыло.

По данным А. Кираци [Kiratzi, 1993], рассчитавшей скорость движения по тензорам сейсмических моментов современных землетрясений, она составляет в среднем 23 мм/год, возрастая с запада на восток от 16 до 27 мм/год. Иные оцен­ки приводят Дж. Джексон и Д. Мак-Кензи [Jackson, McKenzie, 1988]. Они исхо­дили из средней плиоцен-четвертичной скорости сдвига 31 мм/год и оценили вклад в него сейсмичности XX века в разных частях зоны в 80-260%. Столь па­радоксально большой вклад получился потому, что на XX век приходится пик сейсмотектонического цикла в Северо-Анатолийской зоне. С 1930 г. здесь за­фиксировано 12, а вместе с продолжением к востоку от с. Карлиова - 16 земле­трясений с магнитудами более 6,5. За предшествовавший период с середины XVII в. здесь произошли лишь 4 (9 вместе с восточным продолжением зоны) зе­млетрясений таких магнитуд [Ambraseys, 1975, 1989].

Предыдущий цикл закончился сильнейшими землетрясениями середины XVII в. Приняв продолжительность цикла в 250-300 лет и величину сдвига за цикл 7,5 м и соотнеся эти величины с реальными оценками средних плиоцен-чет­вертичных скоростей движений по Северо-Анатолийской зоне, получим вклад сейсмичности в перемещение за цикл от 30 до 100% при скорости современного сдвига до 25 мм/год. Показательно, что на ранних стадиях цикла (до начала XX в.) активизировались в основном фланги Северо-Анатолийской зоны, где в XX в. сейсмичность проявилась слабее, чем в центральных сегментах зоны.

При столь значительном вкладе в движение по Северо-Анатолийской зоне подвижек при сильных землетрясениях кажется удивительной на первый взгляд высокая скорость современного сдвига - 20-26 мм/год, определённая в 1990-х годах по данным космической геодезии, полученным техникой GRS [Reilinger, Barka, 1997; McClusky et al., 2000]. Не следует забывать, однако, что при удалён­ности пунктов измерений от разломов зоны полученная величина представляет скорость накопления сдвиговой деформации, которая местами и частично реа­лизуется крипом, а в большей мере снимается импульсными подвижками при сильных землетрясениях. При этом собственно в зоне разломов сдвиговая де­формация составляет 15-20 мм/год, а остальное приходится на приразломную зону шириной до 100 км [McClusky et al., 2000].

Севернее пересечения с Северо-Анатолийской зоной выявлены две ветви Восточно-Анатолийской зоны. Западная ветвь, выделяемая некоторыми иссле­дователями [Saroglu et al., 1992b] как Северо-Восточно-Анатолийская зона, представлена эшелонированно расположенными разломами юго-восточных бортов Чатской и Эрзрумской впадин, разломом Думлу и разломами возле с. Нарман и г. Олту. К этим разломам приурочены цепочка эпицентров земле­трясений XX века с магнитудами 5,5-6,2 и несколько более сильных землетря­сений предыдущих столетий [Bommer, Ambraseys, 1989]. Вдоль всех разломов отмечаются признаки позднечетвертичных взбросовых подвижек, а по разлому Думлу обнаружены левосдвиговые смещения молодых форм рельефа, много­кратно превосходящие взбросовую составляющую. Разломы прослеживаются до г. Ахалкалаки в Южной Грузии, где кулисно подставляются новейшим Каз- бек-Цхинвальским разломом, описанным Е.Е. Милановским [1968].

Восточная, главная ветвь Восточно-Анатолийской зоны простирается сна­чала параллельно западной, а северо-восточнее всё более отклоняется к восто­ку. Она следует вдоль верхнего течения р. Араке мимо с. Бардис и с. Зарушат в Северную Армению, где описана под названием Жолтороченско-Сарыкамыш- ского разлома [Трифонов, Караханян, Кожурин, 1990]. Плоскость разлома кру­то (50-60°) наклонена на северо-запад. Левосдвиговые смещения отмечены в разных частях описываемой ветви, но наиболее выразительны на её северо-во­сточном окончании, где достигают 350 м при поднятии северо-западного крыла до 70 м. По этим смещениям скорость позднечетвертичного сдвига оценивается величинами 4-5 мм/год. К зоне разлома приурочены эпицентры землетрясений 1859 г. с магнитудой 6,5 и 1924 г. с магнитудами 6,5 и 6,8. При Хорасанском зе­млетрясении 30 октября 1983 г. с магнитудой 6,9 по второстепенному наруше­нию, наклонённому на северо-запад примерно под теми же углами, что и глав­ная ветвь разлома, произошёл левый сдвиг до 1,2 м при вертикальной подвиж­ке до 0,6 м. Сейсмогенный разрыв зафиксирован на протяжении 8 км.

По Памбак-Севанскому разлому, примыкающему с юго-востока к восточ­ному окончанию Восточно-Анатолийской зоны, на протяжении 121 км отмече­ны многочисленные правосдвиговые смещения молодых форм рельефа, сопро­вождаемые взбросом северо-восточного крыла. На 30-километровом отрезке разлома между селами Сарапат и Арчут амплитуды правосдвиговых смещений варьируют от 3,2 м у молодого вреза до 350-400 м у больших долин и 1500 м у крупнейших долин и водоразделов. Возле с. Сарапат и северо-восточнее с. Го- гаран терраса возрастом около 70 тыс. лет смещена вправо на 300±20 м при под­нятии северо-восточного крыла на 20±5 м, а терраса возрастом 20-25 тыс. лет смещена вправо на 100±20 м при поднятии северо-восточного крыла на 10±5 м [Трифонов, Караханян, Кожурин, 1990]. Из этих данных следует, что скорость сдвига -4-,7+0,3 мм/год, а взброса - 0,5±0,2 мм/год.

Памбак-Севанский разлом продолжают на юго-восток два крупных разло­ма: Акеринский и Ханарасарский. Акеринский разлом отходит от его восточно­го окончания и характеризуется проявлениями позднечетвертичной активности лишь на отдельных участках. Ханарасарский разлом является главным актив­ным продолжением Памбак-Севанского, ответвляется от него на п-ове Арта- ниш и пересекает Большой Севан, достигая его южного берега в с. Карчахпюр. В 14 км юго-восточнее этого селения разлом смещает вправо на 800 м конус сродноплойстоцєновоговулкана Ханарасар (рис. 22) [Караханян и др., 1989]. Юго-восточнее вулкана позднеплейстоценовый лавовый поток взброшен в вос­точном крыле разлома на 10-20 м (в одном месте на 30 м), а соседний голоцено­вый поток - на 2-4 м. Принимая возраст вулкана Ханарасар равным 150-200 тыс. лет, получаем скорость сдвига 4—5 мм/год [Trifonov, Karakhanian, Kozhurin, 1994]. Такие же скорости сдвига определены на более юго-восточном участке разлома -на Сюникском нагорье [Karakhanian et al., 1997]. Вертикальная компонента движения переменна. Юго-восточнее вулкана Ханарасар она соста­вляет 0,3-0,6 мм/год, причём поднято северо-восточное крыло.

В зоне Ханарасарского разлома известны проявления недавней вулканиче­ской деятельности. В его зоне в 17 км от берега Севана находится голоценовый андезито-базальтовый вулканический центр Порак, характеризовавшийся неод­нократными извержениями вплоть до позднего голоцена (см. раздел 6.3). Дру­гой центр позднеплейстоценовых и голоценовых андезито-базальтовых излия­ний расположен в зоне разлома юго-восточноо, на Сюникском нагорье возле оз. Аллагиляр, где последние извержения относятся к первой половине IV ты­сячелетия до н.э. [Karakhanian et al., 1997]. Как и Порак, Сюникский центр при-

Рис. 22. Смещение среднеплейстоценового вулкана Ханарасар по Ханарасарскому активному правому сдвигу (фото А.С. Караханяна)

Fig. 22. Offset of the Khanarassar Middle Pleistocene volcano on the Khanarassar active dextral fault (photo by A.S. Karakhanian)

уронен к структуре типа pull-apart, где мелкие лавовые вулканы группируются вдоль раздвигов и сбросо-сдвигов (см. раздел 4.2).

В зоне разлома известна и современная газо-гидротермальная деятельность, на которую указывает, в частности, геохимическая аномалия в донных осадках Севана [Асланян, Сатиян, 1987; Karakhanian et al., 2001]. В пределах Сюникской структуры обнаружены проявления сильных палеоземлетрясений [Karakhanian et al., 1997]. Одно или два события близки по возрасту к последним фазам извер­жений (первая половина IV тысячелетия до н.э.). Вероятно, именно связанное с ними трещинообразование дало возможность лавам вулканического очага дос­тигнуть земной поверхности.

Восточная ветвь Восточно-Анатолийской зоны, Памбак-Севанский и Хана- расарский разломы образуют Северо-Армянскую дугу активных нарушений, у которых почти везде взброшены северные крылья и отмечаются сдвиговые смещения, многократно превосходящие амплитуду взброса. Скорость сдвига у всех разломов дуги близка к 5 мм/год. В описанную внешнюю дугу вложена вто­рая, внутренняя, дуга активных разломов, более круто изогнутая и касающаяся внешней дуги в её вершине. Внутренняя дуга представлена Ахурянским разло­мом северо-восточного простирания и Гарнийской зоной разломов северо-за­падного простирания [Trifonov, Karakhanian, Kozhurin, 1994].

Две ветви Ахурянского разлома отделяются от Восточно-Анатолийской зо­ны вблизи её сочленения с Памбак-Севанским разломом и сливаются воедино возле г. Гюмри (Ленинакан). Далее разлом прослеживается до верхнего течения р. Араке, где разделяется на две ветви. Одна из них следует вдоль Аракса в за- пад-юго-западном направлении по меньшей мере на 100 км, а другая, более про­тяжённая, достигает северо-западного побережья оз. Ван. К её юго-западному окончанию приурочен вулкан Немрут, извергавшийся в 1441 г. Общая протя­

жённость разлома со второй ветвью -275 км. Интерпретация детальных косми­ческих снимков турецкой части разлома даёт основание предполагать левосдви­говые смещения мелких речных и овражных долин. На вертикальные смещения указывает грабенообразное строение зоны разлома в районе Ахурянского водо­хранилища.

К Ахурянскому разлому приурочены эпицентры Ленинаканских землетря­сений 1926 г. (магнитуда сильнейшего из них 5,7), катастрофического землетря­сения 1046 г., разрушившего г. Ани, и ряда других сильных сейсмических собы­тий с магнитудами, близкими к указанной для сильнейшего Ленинаканского зе­млетрясения. На запад-юго-западном ответвлении разлома находится эпицентр землетрясения 13 сентября 1924 г. с магнитудой 6,8, а к южной части другой ветви приурочен эпицентр Патмосского землетрясения 28 апреля 1903 г. с маг­нитудой 7,0 [Ambraseys, 1988]. От эпицентра на северо-восток протягивается сейсмогенный разрыв, сопровождаемый оползнями [Ватка, Cadinsky-Cade, 1988].

Гарнийская зона состоит из нескольких сегментов северо-западного и севе­ро-северо-западного простираний, расположенных кулисно друг относительно друга таким образом, что каждый более южный сегмент начинается восточнее предыдущего. Окончания сегментов соединены более короткими разрывами, простирающимися также на северо-запад, но более широтно, чем сами сегмен­ты. Короткие разрывы и окончания сегментов образуют своеобразные ромбо­видные структуры.

Алаварский сегмент длиной 60 км простирается в направлении 320±5° СЗ и имеет крутой наклон, который в северо-западной части сегмента составляет 60-85° СВ. К сочленению сегмента с Памбак-Севанским разломом приурочена эпицентральная зона Спитакского землетрясения 1988 г. При землетрясении возник 37-километровый разрыв с взбросом северо-восточного крыла до 2 м (рис. 23) и правосдвиговым смещением, местами достигающим той же величи­ны [Трифонов, Караханян, Кожурин, 1990]. Многочисленные мелкие водотоки смещены по разлому вправо примерно на 20 м (в северной части есть единичное смещение на 6-8 м). Более крупные долины рек Карачобан и Мармарик испы­тали правые смещения соответственно на 100-150 м и 200 м. Предварительные оценки возраста долин позволяют считать смещения на 20 м голоценовыми, а на 150-200 м поздноплойстоцєн-голоцоновьіми,что даёт скорость сдвига 2 мм/год. Одновозрастная вертикальная компонента смещений (поднятие севе­ро-восточного крыла) существенно уступает сдвиговой и для голоцена обычно не превышает 1,5 м. К северо-западу она возрастает, и её отношение к сдвиго­вой составляющей голоценовых смещений достигает 1/2—1/4.

Следующий к юго-востоку Мармарик-Азатский сегмент разлома протяги­вается на 60 км от долины р. Мармарик до левобережья р. Азат (г. Гарни) в на­правлении 168±8° ЮВ. Искривление р. Раздан на пересечении с разломом даёт основание предполагать правый сдвиг за голоцен и конец плейстоцена на 100 м. На левом берегу реки терраса начала позднего плейстоцена поднята на 10 м в восточном крыле разлома относительно его западного крыла. Долина р. Азат в г. Гарни искривлена по разлому вправо на 200 м. Соотношения разлома с лаво­выми потоками в долине и на её склонах позволяют считать это смещение пос- лосрєдноплєйстоцєновьім,что даёт скорость сдвига 2 мм/год.

Более южный сегмент разлома протягивается от района с. Гелайсор до с. Арени на 50 км. Простирание сегмента 150±15° ЮВ. Северо-западнее с. Эль­пин виден наклон разлома на северо-восток под углами 80-90°. На левобережье р. Веди разлом представлен двумя ветвями. По обеим ветвям выявлено правое смещение долин: по северо-восточной ветви на 150 м с конца плейстоцена, а по

Рис. 23. Сейсмогенный разрыв, возникший при Спитакском землетрясении 1988 г. в Север­ной Армении (фото А.С. Караханяна)

Fig. 23. Seismic rupture of the Spitak 1988 earthquake in Northern Armenia (photo by A.S. Karakhanian)

юго-западной ветви на 10-15 м в течение голоцена при небольшом синхронном поднятии юго-западного крыла. Северо-западнее с. Элпин обнаружены правые смещения водотоков на 10-20 м за голоцен и на 40-50 м за голоцен и самый ко­нец плейстоцена, а непосредственно к югу от Элпина - на 120 м с конца плей­стоцена. Ещё юго-восточнее, между Элпином и Арени определено поднятие се­веро-восточного крыла разлома на 15-20 м по поверхности террасы конца сре­днего плейстоцена. Приведённые числа дают среднюю скорость сдвига 2 мм/год и скорость вертикального перемещения около 0,2 мм/год, т.е. в 10 раз меньше. По ориентировке борозд на поверхности разлома северо-западнее Элпина отно­шение вертикальной и сдвиговой компонент смещений за более длительный ин­тервал времени колеблется от 1/2 до 1/4.

Юго-восточнее Гарнийская зона раздваивается. Её восточная ветвь - Арпа- Зангезурский разлом, представлена сложно построенной, местами эшелониро­ванной системой нарушений, протягивающейся на восток-юго-восток вдоль южных склонов долин рек Арпа и Воротан и на востоке смыкающейся с зоной Ханарасарского разлома. Вдоль отдельных нарушений системы обнаружены признаки правого сдвига. Западная ветвь Гарнийского разлома протягивается в направлении 165±15° ЮВ на 60 км примерно до г. Нахичевань, где смыкается с Сардарапат-Нахичеванской зоной разломов северо-западного простирания и Араксской зоной северо-восточного простирания (см. ниже). В северной части этой ветви обнаружены структурные проявления сдвига.

На окончаниях сегментов, в ромбовидных структурах, преобладание сдвиго­вых смещений сохраняется, но возрастает вертикальная (взбросовая) составля­

ющая. Ещё больше она у разломов, связывающих сегменты и простирающихся более широтно. Более подробно эти структуры описаны в разделе 6.2.1.

Южнее р. Араке, на территории Иранского Азербайджана, крупнейшим ак­тивным нарушением является Тебризский разлом запад-северо-западного про­стирания [Berberian, 1976]. В районе г. Тебриза по разлому выявлены как право­сдвиговые, так и переменные по направлению вертикальные позднечетвертич­ные смещения (рис. 24) [Karakhanian et al., 2002]. К зоне разлома тяготеют эпи­центры землетрясений 1042 г. с магнитудой 7,6, 1273 г. с магнитудой 6,5, 1304 г. с магнитудой 6,7, 1721 г. с магнитудой 7,7 и 1934 г. с магнитудой 5,6 [Berberian, 1976, 1977, 1994]. Западнее Тебриза разлом разделяется на две ветви. Южная ветвь продолжает Тебризский разлом на запад, затухая севернее оз. Ван. Вдоль неё при землетрясении 1976 г. с магнитудой 7,3 возник 50-километровый почти вертикальный сейсмогенный разрыв. По нему произошёл правый сдвиг, дости­гающий 3,5 м на юго-востоке разрыва, уменьшающийся к северо-западу и мес­тами сопровождаемый вертикальным смещением до 0,5 м [Toksoz et al., 1977].

Северная ветвь (Балыкгельский разлом), всё более отгибаясь на северо-вос­ток, смыкается с Ахурянским разломом. Возле оз. Балык в Восточной Турции вдоль разлома и оперяющих его нарушений описаны молодые правосдвиговые и вертикальные (взбросовые) смещения [Trifonov, Karakhanian, Kozhurin, 1994]. По данным А.С. Караханяна, выполнившего в 1996 г. исследования в зонах Се­веро-Тебризского и Балыкгельского разломов, правосдвиговые смещения крупных долин достигают 300-1000 м, а мелких водотоков - 3-10 м; взбросовая компонента уступает сдвиговой в 2-7 раз, причём у Северо-Тебризского разло­ма чаще поднято северное крыло.

В районе г. Меренд от Северо-Тебризского разлома ответвляется на северо- запад прямолинейный разлом Маку. На территории Ирана, возле гг. Эвоглу, Хаджимир и Кара-Зиаоддин крупные долины р. Котурчай и её притоков Акчай и Аджичай смещены по разлому вправо на 10-12 км и подпружены в результа­те смещения. Меньшие по амплитуде смещения молодых водотоков фиксиру­ются вдоль всей трассы разлома. На северо-западе разлом Маку смыкается с Балыкгельским. По-видимому, здесь представлены подвижки при катастрофи­ческом Араратском землетрясении 1840 г. с магнитудой 7,4, и, весьма вероятно, что здесь же находился и его эпицентр [Ambraseys, 1988; Bommer, Ambraseys, 1989]. Возможно, там же располагался эпицентр и другого сильного историче­ского землетрясения в районе Арарата [Мовсес Хоренаци, 1990], которое, как показал А.С. Караханян, имело место, скорее всего, в начале II в. н.э.

Возле г. Меренд и северо-западнее от разлома Маку ответвляются на север два активных разлома с признаками правых сбросо-сдвиговых подвижек. Сли­ваясь западнее г. Нахичевани, они продолжаются на северо-запад и запад вдоль р. Араке Сардарапат-Нахичеванским разломом. На участке г. Кагызман-Сарда- рапатский вал-с. Маркара, где разлом имеет строение типа «пальмового дере­ва» (palm tree [Sylvester, 1988]), зафиксированы молодые правые смещения зна­чительной амплитуды. Им существенно уступают вертикальные смещения; опу­щено южное крыло.

Как отмечено выше, Тебризский разлом является частью прерывистой сис­темы четвертичных нарушений, протягивающихся в тылу Загроса примерно па­раллельно Главному современному разлому. По многих из них выявлены позд- нечетвертичньге смещения, правосдвиговые и взбросовые.

Восточнее Северо-Армянской дуги активных разломов расположена Та- лышская дуга меньших размеров, также выпуклая на север. Она образована зо­ной молодых нарушений, протягивающихся на северо-восток вдоль р. Араке, и

примыкающими к ней на севере активными разломами Талышских гор. Аракс- ская зона молодых нарушений западного фланга Талышской дуги представляет собой часть Пальмиро-Апшеронского линеамента, отдельные сегменты кото­рого испытали позднечетвертичную активизацию. Один из них - Центрально- Пальмирский разлом, примыкающий на юго-западе к активным сжатым склад­кам и взбросам района г. Дамаска, оперяющим Левантскую зону разломов. При­знаки средне- и позднечетвертичных подвижек отмечены и вдоль некоторых соскладчатых взбросов и надвигов Пальмирид, а также вдоль грабенов и сбро­сов, оперяющих Центрально-Пальмирский разлом [Трифонов и др., 1991].

Араксский сегмент Пальмиро-Апшеронского линеамента является глубин­ной структурой, отмеченной значительными градиентами аномалий силы тяже­сти, изменениями гипсометрического положения поверхности кристаллическо­го основания и внутрикоровых слоёв, а также повышенной плотностью глубин­ных (10-15 км) сейсмодислокаций, характеризующихся аномальным затуханием сейсмических волн [Макаров и др., 1982]. На земной поверхности зона выраже­на сравнительно непротяжёнными уступами террас и склонов долины р. Араке. Эшелонированное расположение уступов позволяет предполагать наличие ле­восдвиговой компоненты движений. Косвенно она подтверждается левыми сбросо-сдвиговыми сейсмогенными подвижками на юго-западном продолжении зоны при Салмасском землетрясении 1930 г. Эти подвижки произошли по не­большому разрыву, расположенному в зоне Пальмиро-Апшеронского линеа- мента и сопряжённому с главным сейсмогенным разрывом, приуроченным к Северо-Анатолийской зоне разломов и характеризовавшимся правыми сбросо­сдвиговыми смещениями [Tchalenko et al., 1974].

Система разломов восточного фланга Талышской дуги имеет в плане фор­му Z-образного пучка, в центре которого разломы сближены и простираются почти меридионально вдоль Каспийского побережья, а на севере и юге откло­няются на северо-запад и юго-восток, постепенно удаляясь один от другого. На севере разломы пучка образуют фронт дуги и сопрягаются с зоной нарушений её западного фланга, а на юге переходят в зону активных разломов северного склона Эльбурса. Вдоль разломов восточного фланга дуги выявлены молодые взбросовые смещения [Berberian, 1976, 1977], возможно, с правосдвиговой ком­понентой. Как правило, подняты западные крылья.

К крупнейшему Астаринскому разлому приурочены плейстосейстовая об­ласть землетрясения 1986 г. с магнитудой 5,5 и эпицентры более ранних земле­трясений с магнитудами более 6. Эпицентры подобных землетрясений отмече­ны и вдоль других разломов пучка. Вдоль одного из них при Ардебильском зе­млетрясении 1879 г. с магнитудой 6,7 возник сейсмогенный разрыв протяжённо­стью около 17 км с заметным поднятием восточного крыла.

Севернее Северо-Армянской и Талышской дуг активные разломы образу­ют северный фронт Аджаро-Триалетии и особенно многочисленны в южных предгорьях и на южном склоне Большого Кавказа [Trifonov et al., 1996]. С.И. Кулошвили, обобщивший данные о таких разломах на территории Грузии, отмечает вдоль них молодые надвиговые и взбросовые смещения. Преоблада­ние надвигов и взбросов характерно, по данным М.Л. Коппа и В.Г. Трифонова, и для территории Азербайджана.

С надвигами и взбросами сопряжены растущие антиклинали, наиболее эф­фектно проявленные на востоке Аджинаурской складчатой зоны. На пересече­нии с Аджинаурской грядой высота одной из хазарских террас (конец среднего плейстоцена) возрастает от 50 до 80-100 м [Думитрашко и др., 1961], а 15-мет­ровой позднеплейстоценовой террасы той же реки - до 60 м [Милановский,

1968]. По данным В.Г. Трифонова [1983], вскрытые в склонах долин пропилива­ющих Карамарьянский увал (восточная часть гряды) русел р. Гирдыманчай нижне- и среднеплейстоценовые отложения очерчивают асимметричную анти­клиналь с надвигом на юге. На северном крыле и своде антиклинали слои на­клонены под углом около 10°, а на южном крыле до 60° и более. В изгибе ха­зарской поверхности, образующей свод увала, выражена та же асимметрия: на северном крыле хазарские слои имеют наклон до 5°, а на южном до 14°. Глуби­на древнего ирригационного канала, врезанного в поверхность I террасы, воз­растает с севера на юг от 0,8 до 1,6 м, а к югу от гряды сокращается до 0,5 м.

Большинство активных разломов южного склона и южных предгорий Большого Кавказа простираются на запад-северо-запад параллельно оси горно­го сооружения. Но по некоторым разломам, отклоняющимся на северо-запад от этого генерального направления, обнаружены молодые правосдвиговые смеще­ния. Они наглядно представлены в зоне Сальян-Ленгибизского (Аджичайского) разлома на Юго-Восточном Кавказе. Разлом имеет протяженность свыше 50 км и состоит из отдельных дугообразных звеньев, каждое из которых на юге про­стирается почти широтно, далее приобретает северо-западное и севернее почти меридиональное простирание (рис. 25). Субширотные отрезки наклонены под углами 20-50° на север и являются надвигами. По крайней мере на двух отрез­ках северо-западного простирания обнаружены правосдвиговые смещения позднеплейстоценовых террас и русел современных водотоков, которые опре­деляют разлом как крутонаклоненный (65°) правый взбросо-сдвиг с 10-кратным преобладанием сдвиговой компоненты движений. Подвижки происходили неод­нократно, и их средняя скорость с конца плейстоцена составила 1 мм/год. На от­резках, где ориентировка звеньев разлома близка к меридиональной, появляет­ся сбросовая составляющая смещений [Трифонов, 1983].

Таким образом, направления молодых смещений на южном склоне и юж­ных предгорьях Большого Кавказа свидетельствуют о формировании разломов в условиях сжатия, ориентированного в северо-северо-восточном направлении. В этих условиях по разломам происходили надвиговые и взбросовые подвижки, нередко с правосдвиговой компонентой. На Юго-Восточном Кавказе эта про­стая закономерность осложнена появлением непротяжённых левых сдвигов се­веро-восточного простирания со смещениями позднеплейстоценовых и голоце­новых форм рельефа до 6, изредка 12 м. Они выявлены на обширной террито­рии, но особенно многочисленны на продолжении Пальмиро-Апшеронского ли- неамента.

В восточной части Главного Кавказского хребта (в Южном Дагестане и на его границе с Азербайджаном), по данным М.Л. Коппа, наряду со взбросами за- пад-северо-западного простирания и предполагаемыми правыми сдвигами севе­ро-западной ориентировки, появляются поперечные сбросы и флексуры. Они

Рис. 24. Активные разломы района г. Тебриза. АБ, ВГ -Тебризский разлом на космических снимках [Karakhanian et al., 2002]

1- сдвиг; 2- вертикальные смещения: а - поднятое крыло разлома, б - опущенное крыло; 3- реч­ные долины и водотоки; 4- конусы выноса; 5 - контур центра г. Тебриз в1950 г.; 6 - контур г. Тебриз в 1996 г.; 7 - старый и новый аэропорты Тебриза

Fig. 24. Active faults in the Tabris region; АБ, ВГ - the Tabris fault in space images [Karakhanian et al., 2002]

1 - dextral fault; 2 - vertical offsets: a - uplifted side, б- downthrown side; 3 - drainage system; 4 - alluvi­um fans; 5 - contour of the central part of Tabris in 1950; б- contour of town of Tabris in 1996; 7- the old and new Tabris airports

Рис. 25. Фестончатое строение Сальян-Лен- гибизского активного разлома на Юго-Вос­точном Кавказе [Трифонов, 1983]

Условные обозначения см. на рис. 10

Fig. 25. Festoon-like pattern of the Salyany- Liangabiz active fault in the southeastern Caucasus [Трифонов, 1983]

See fig. 10 for the legend

простираются в направлениях 20-40° СВ. Примером служит Кафлан-Ка- линский сброс, круто (60-70°) накло­нённый на северо-запад и характери­зующийся 100-метровым вертикаль­ным смещением среднеплейстоцено­вых форм рельефа.

В пределах северного склона и се­верных предгорий Большого Кавказа преобладают активные нарушения двух главных направлений: во-пер­вых, широтного и запад-северо-запад- ного и, во-вторых, северо-западного. Первое направление в Дагестане представлено серией взбросов, наклонённых на юг, реже на север. Особенности поля напряжений, восстановленного по ориентировке молодых трещин в зонах разломов, позволяют предполагать вдоль некоторых из них правосдвиговую со­ставляющую движений [Парфенов и др., 1991]. Вдоль двух активизированных взбросов описаны трещины, обвалы и оползни, возникшие при Дагестанском землетрясении 14 мая 1970 г. с магнитудой 5,7 [Шебалин и др., 1973; Дагестан­ское землетрясение..., 1981].

В Чечне к нарушениям того же направления относится Черногорская флексура, которой, по-видимому, соответствует под мощным осадочным чехлом разлом консолидированного основания. Флексура отделяет глубоко- погруженную Черногорскую впадину от горного сооружения. На западе флексура кулисно подставляется Владикавказским и расположенным южнее Балтийским разломами. На пересечении Владикавказского разлома с доли­нами рек Терек, Гизелдон и Камбилеевка поверхность террасы начала позд­него плейстоцена изменяет высоту от 50—90 м в северном крыле разлома до 10-20 м в южном крыле. Аналогичным образом изменяется на 15-25 м вы­сота террасы конца позднего плейстоцена. По Балтийскому разлому высоты тех же террас изменяются соответственно на 40-50 и 20-25 м. С обоими раз­ломами сопряжены асимметричные антиклинали с крутыми южными крыльями [Милановский, 1968].

Ещё западнее в пределах центрального сегмента Большого Кавказа к числу нарушений первого направления относится разлом Азау, по которому, по дан­ным Д.С. Кизевальтера, на величину до 1м смещена поверхность голоценовых лав; поднято южное крыло. В зоне фрагментарно активизированного Пшекиш- Тырныаузского разлома между реками Кестанты и Чегем Т.П. Иванова [Trifonov et al., 1996] обнаружила сейсмогенные разрывы и трещины. Севернее, вдоль Нагутской флексуры, переходящей на глубине в разлом кристаллическо­го основания и осложнённой близ поверхности двумя встречными надвигами

[Дотдуев, 1982], Т.П. Иванова отмечает современную газо-гидротермальную активность и концентрацию очагов слабых землетрясений.

Северо-западное структурное направление чаще представлено глубинными зонами активных нарушений, выраженными на поверхности лишь косвенными признаками. Таковы тектонические нарушения Каспийского побережья между г. Махачкала и г. Дербент, Гудермесская [Новый каталог..., 1977] и Назранская [Милановский и др., 1989] зоны разломов в Чечне. К Назранской зоне приуро­чены эпицентры шести землетрясений XX века с магнитудами более 4. Запад­нее подобными образованиями являются Лысогорская флексура, по которой отмечается погружение в восточном направлении позднеплейстоценовых и го­лоценовых террас [Дотдуев, 1982; Рейснер, 1986], и Нальчикская (Армавир-Не- винномысская) зона разломов [Милановский и др., 1989]. Последняя почти на всем протяжении характеризуется современной газочшдротермальной активно­стью, с которой связаны многочисленные слабые землетрясения.

Активные разломы двух выделенных направлений сочетаются друг с дру­гом, образуя в плане ромбовидные структуры. Такие сочетания, как отмечает Т.П. Иванова, особенно характерны для северного склона Центрального и Се­веро-Западного Кавказа. Хотя прямые данные о морфологии разломов и моло­дых смещениях немногочисленны, реконструкции полей напряжений по дан­ным о тектонической трещиноватости дают основание полагать, что разломы первого направления чаще всего являются взбросами, а разломы второго на­правления наряду с вертикальной имеют правосдвиговую составляющую сме­щений [Расцветаев, 1989]. Это совпадает с данными о кинематике активных раз­ломов южного склона Большого Кавказа, хотя амплитуды смещений там боль­ше, чем на северном склоне. Северо-Западный Кавказ имеет сходные особенно­сти смещений по разломам разных направлений. Существенным дополнением там являются сбросы и левые сбросо-сдвиги северо-восточного простирания, фиксируемые лучше всего в деформациях морских террас [Островский, 1968; Островский и др., 1977; Лукина, 1983; Несмеянов, Измайлов, 1995].

Активная тектоника Центрального Ирана и Эльбурса определяется под­вижками по разломам, простирающимся, во-первых, на восток или восток-севе­ро-восток и, во-вторых, на север или север-северо-запад. На севере региона пре­обладают субширотные активные нарушения. Они широко представлены в Эльбурсе и на обоих его склонах, где характеризуются взбросовыми смещения­ми [Berberian, 1976, 1977]. С этим согласуется субмеридиональная ориентировка горизонтального сжатия в очаге Сангечальского землетрясения с магнитудой более 7, которое произошло 2 июля 1957 г. в зоне Северо-Эльбурсского разло­ма [McKenzie, 1972]. Однако при Рудбарском землетрясении 20 июня 1990 г. с магнитудой 7,2 по продольному разлому Эльбурса произошла подвижка до 1 м с преобладающей левосдвиговой компонентой смещения, а определение меха­низма очага показало почти чистый левый сдвиг [Berberian et al., 1992].

Это побудило В.Г. Трифонова и иранских геологов X. Хессами и Ф. Джама­ли провести в 1996 г. дополнительное изучение субширотных активных разло­мов южных предгорий Эльбурса. Был выделен эшелонированный ряд наруше­ний (рис. 26), которые, наряду со взбросовой, имеют существенную и местами преобладающую левосдвиговую компоненту смещений [Trifonov, Hessami, Jamali, 1996; Bachmanov et al., 2002].

На западе указанного ряда находится кулисно построенная Ипакская зона разломов протяжённостью около 100 км. При землетрясении Буйин-Зара 1 сен­тября 1962 г. с магнитудой 7,25 активизировалась западная часть зоны (60 км), причём произошел взброс на десятки сантиметров при левом сдвиге в 0,1 м

Рис. 26. Левосдвиговый ряд субширотных активных разломов Центрального Ирана: 1- зона разломов Ипак, 2- Северо-Тегеранский разлом, 3- разлом Моша [Trifonov, Hessami, Jamali, 1996]

Fig. 26. Sinistral row of the W-E-trending active faults in the central Iran: 1 - Ipak fault zone, 2 - North Tehran fault, 3 - Mosha fault [Trifonov, Hessami, Jamali, 1996]

[Ambraseys, 1963]. Вдоль зоны отмечены также более ранние позднечетвертич­ные взбросовые смещения, а М. Берберян [Berberian et al., 1983] допускал на от­дельных участках присутствие и левого сдвига.

Наши исследования выявили в ряде мест молодые левосдвиговые смещения, существенно превосходящие взбросовую компоненту. Так, в 1 км северо-запад­нее с. Ипак смещена влево на 85-90 м древняя (конец среднего или поздний плейстоцен) часть конуса выноса, что позволяет гипотетически оценить ско­рость сдвига в 0,5-1,5 мм/год. Юго-западнее по оперяющему разлому две круп-

Рис. 27. Северо-Тегеранский активный разлом на восточном борту долины р.Кан: надвигание коренных отложений на среднеплейстоценовый аллювий и последнего на верхнеплейстоце­новые отложения (фото В.Г. Трифонова)

Fig. 27. North Tehran active fault in the eastern side of the Kan River valley: thrusting of bedrocks onto the Middle Pleistocene alluvium and that alluvium onto the Late Pleistocene deposits (photo by V.G. Trifonov)

ные долины смещены влево на 25-30 м. В западной части зоны разлома наклон молодой штриховки определяет соотношение взбросовой и сдвиговой компо­нент как 1/2—1/3.

По Северо-Тегеранскому разлому очевидны четвертичные и местами позд- ночетвертичные взбросовыо и надвиговыо смещения (рис. 27) [Tchalenko, 1975; Berberian, 1976, 1977]. Однако на северном краю Тегерана возле Университета Шахид Бохошти по омоложенному сегменту разлома можно предполагать левое смещение на 1Ω0÷-00 м тылового шва сроднеплойстоцоновой (?) террасы р. Да- раке, хотя техногенные изменения ландшафта не позволяют уточнить амплиту­ду сдвига.

Болоо выразительные признаки поздночотвертичной активизации демонст­рирует разлом Моша, к которому Соверо-Тогеранский разлом примыкает на востоке. Разлом Моша протягивается на 175 км в запад-севоро-западном напра­влении. Обычно поднято (взброшено и изредка надвинуто) его соворноо крыло. Вместо с тем, возле с. Ираа и с. Джавард мелкие притоки р. Ираа систематиче­ски смещаются влево, а штриховка на плоскости разлома указывает на пример­ное равенство взбросовой и сдвиговой компонент.

Восточнее с. Моша, гдо судя по штриховке взбросовая компонента несколь­ко превосходит сдвиговую, долина оврага, врезанного в подноплейстоценовые ледниковые и флювиогляциальные отложения, смещена влево на 25 м (рис. 28). К востоку амплитуда сдвига уменьшается до 20 м при одновременном выпола- живании разлома и возрастании надвиговой компоненты смещения (см. рис. 28). Поскольку упомянутый овраг врезан в ледниковые отложения, он начал фор­мироваться не раньше 13-10 тыс. лет назад, и соответственно скорость сдвига не можот быть меньше 2-2,5 мм/год, а общая средняя скорость перемещений превосходит 3 мм/год. Возможно, именно с этим разломом связано сильнейшее в районе Тегерана землетрясение Рай-Руйан 958 г. [Berberian, 1994].

Возможным восточным продолжением описанной системы левых взбросо- сдвигов является активный разлом восток-северо-восточного простирания, выде­ленный на Сейсмотектонической карте Ирана [Berberian, 1976, 1977] и названный Н. Уэлманом [Wellman, 1966] Шахрудским. Вдоль него Н. Уэлман отдешифриро- вал на аэрофотосниках 14 водотоков, изогнутых влево на величину около 50 м. Юго-восточнее, на востоке Ирана известен субширотный новейший Даште-Бай- азский разлом, в зоне которого 31 августа 1968 г. произошло землетрясение с маг­нитудой 7,2 [Tchalenko, Ambraseys, 1970; Tchalenko, Berberian, 1975]. Образовалась зона нарушений шириной до 3 км и протяжённостью 80 км. Вдоль зоны выявлен левый сдвиг до 4,5 м при переменной вертикальной составляющей, которая дос­тигает наибольшей (2,5 м) величины в западной части зоны. Об унаследованности сейсмогенной подвижки свидетельствует расположение в зоне разлома четвер­тичных и более древних трещин и мелких плиоценовых сдвигов. Измерения, вы­полненные в 1971-1972 гг. с помощью мекометра выявили растяжение в направ­лении 54° СВ, т.е. продолжение таких же перемещений.

Более сложный характер молодых смещений выявлен вдоль расположенно­го между Шахрудским и Даште-Байазским разломами 700-киломотрового Боль- шокевирского (Дорунехского) разлома. Он образует пологую выпуклую на се­вер дугу, которая в болое протяжённой западной части простирается на восток- северо-восток, а в восточной части - на восток-юго-восток. Н. Уэлман [Wellman, 1966] отметил приразломные изгибы водотоков и связал их с лово- сдвиговыми смещениями. В дальнейшем это было подвергнуто сомнению: по мнению И.С. Чаленко и его коллог, изгибы водотоков связаны с вертикальны­ми подвижками. Однако детальные последующие работы между с. Дорунох и

Рис. 28. Разлом Моша: а - левый сдвиг позднеплейстоценовой долины (1-2), дополняемый приразломным изгибом долины (2-3) в 0,5 км восточнее с. Моша; б - надвигание вендских до­ломитов (1) на позднеплейстоценовые гляциальные и флювиогляциальные отложения, поло­го наклонённые к югу (2) (фото В.Г. Трифонова)

Fig. 28. Mosha fault; а -sinistral offset (1-2) and associated bend (2-3) of the Late Pleistocene valley in 0,5 km to the east of village of Mosha; б-- thrusting of the Vendian dolomites (1) onto the Late- Pleistocene glacial and fluvial deposits, gently dipped to the south (2) in 2 km to the east of village of Mosha (photo by V.G. Trifonov)

с. Руштар [Mohajer-Ashjai et al., 1975] показали, что на западе этого отрезка раз­лом представлен широкой зоной позднечетвертичных левосдвиговых деформа­ций, в центре регистрируются следы лишь взбросовых и сбросовых подвижек, а восточнее - активного левого взбросо-сдвига. 100-километровый разлом Асада- бад ответвляется от Дорунехского разлома на восток-северо-восток и морфоло­гически сходен с его западным отрезком. С разломом Асадабад связано земле­трясение 1971 г. с магнитудой 5,5, имеющее надвиговый механизм с небольшой левосдвиговой компонентой.

А.С. Караханян, обследовавший зону разлома в 1998 г., обнаружил в ого за­падной части убедительные признаки молодых ловосдвиговых смещений, кото­рые восточнее ответвления Асадабадского разлома сменяются правосдвиговы­ми. По существу, соотношение между сегментами с разным направлением сдви­га такое жо, как между Восточно-Анатолийским и Памбак-Севанским разлома­ми в Северо-Армянской дуго, и указывает в данном случае на северный дрейф Лутского массива.

Разломы второй, субморидиональной, системы обрамляют с запада и вос­тока Лутскую впадину. На западном обрамлении это разломы Кух-Банан, Ра- вар, Найбанд и Калмард. Их простирания изменяются от соверо-соворо-запад- ного и меридионального на юго до соворо-соворо-восточного на севере. Неза­висимо от таких изменений по разломам имеют место правосдвиговыо смеще­ния молодых форм рельефа, которые сопровождаются сбросовой или чаще взбросовой составляющей [Berberian, 1976, 1977; Mohajer-Ashjai et al., 1975; Wellman, 1966]. На восточном обрамлении Лутской впадины отмочены моло­дые вертикальные смещения [Berberian, 1976, 1977]. Правосдвиговые смеще­ния выявлены в зоно меридионального разлома Джаббар, поресокающого вос­точную часть Дашто-Байазского разлома. Установка крипметра на разломе Джаббар показала постоянное правосдвиговоо поромощенио в точонио первых четырёх месяцев 1972 г.

Характер поздночетвортичных смещений по разломам Центрального Ира­на позволяет предварительно оценить направление максимального укорочения зомной коры. Оно близко к 35° СВ [Mohajer-Ashjai et al., 1975] и совпадает с на­правлением сжатия в очагах большинства сильных землетрясений региона [McKenzie, 1972; Nowroozi, 1972]. Активные разломы распределены неравно­мерно, ограничивая более или монее крупные блоки. Однако наличие таких блоков не искажает существенно однообразия динамической картины. Она от­ражает отжимание горных масс Ирана к востоку от дрейфующей к северу Ара­вийской плиты и Малокавказского синтаксиса.

В Северном Иране динамическая обстановка разрывообразования иная: северный дройф Лутского массива привёл к образованию новейшей струк­турной дуги Аладаг-Боналуда и в целом Туркмоно-Хорасанских гор. По про­дольным разломам дуги зафиксированы молодые взбросовые и надвиговыо смещения. С совора дуга ограничена зоной Главного Копетдагского разлома, по которому выявлены многочисленные активные нарушения [Трифонов, 1976, 1983]. Между гг. Казанджик и Ашхабад они приурочены к двум вотвям соворо-западного простирания, кулисно подставляющим одна другую, и па­раллельным им болоо мелким разрывам. Обе вотви круто (40-60°) наклоне­ны на юго-запад, причём подняты юго-западныо крылья. Это говорит о взбросовой компоненто смещений.

Её превосходит в 2—8 раз правосдвиговая компонента. Она выражена резки­ми изгибами и смещениями пересекаемых речных и овражных долин и местами дровних подземных ирригационных галерей (рис. 29). По свидетельству В.М. Массона, их начали сооружать в Туркмении ещё до походов Александра Македонского, т.е. более 2300 лот назад, и продолжали строить и возобновлять до недавнего времени. Отдельные галереи функционируют до сих пор. Некото­рые галереи несут следы неоднократных сдвиговых смещений, очевидно, сейс­могенных; их максимальные выявленные амплитуды достигают 10 м. Такая смещённая на 10 м галерея возле с. Пароу обнаруживает признаки трёхкратно­го разрушения и поновлония, что позволяет предположительно оценить индиви­дуальную сойсмогонную подвижку в 3-4 м, а их повторяемость в 600-800 лет.

Рис. 29. Правосдвиговые смещения подземных оросительных галерей по Главному Копетдаг- скому разлому [Трифонов, 1983]

I - между г. Казанджик и с. Ушак; II - на левобережье долины р. Аджидере; III - юго-восточнее с. Пароу (а - западная и центральная системы, б - восточная система; центральная и восточная системы древнее западной); ГУ - восточнее с.Пырнуар (молодая система); V - вблизи развалин античного города Старая Ниса (система а моложе систем б ив, которые, в свою очередь, моложе системы г); VI - смеще­ние вала крепости Чугундор (Восточный Копетдаг). 1- современный разрыв; 2- колодец оросительной системы; 3- подземная галерея, соединяющая колодцы; 4- участок подземной галереи, построенный вместо разрушенного; 5 - вал крепости Чугундор

Fig. 29. Dextral offsets of ancient underground irrigation canals on the Main Copet Dagh fault [Три­фонов, 1983]

I - between town of Kazanjik and village of Ushak; II - in the left side of the Adji-Dere River valley; III - to the SE of village of Parou (a - western and central systems, б- eastern system; the central and eastern systems are older, than the western one); IV - to the east of village of Pymuar (young system); V - near ruins of the ancient town of Old Nissa (the system a is younger, than the systems бand e; and all they are younger, than the system г); VI - offset of the wall of the Chugundor Fortress, Eastern Copet Dagh. 1 - recent fault; 2 - a well of the irrigation sys­tem; 3 - underground gallery joining the wells; 4 - segment of the underground gallery, built insteead the destroyed segment; 5 - wall of the Chugundor Fortress

К югу и юго-востоку от с. Беурме присутствуют обе главные ветви разло­ма. Средняя скорость сдвиговых перемещений по южной ветви составляет

1 мм/год, по северной 0,6 мм/год, т.е. в сумме около 2 мм/год по всей зоне.

На непротяжённых участках юго-восточнее с. Искандер и южнее с. Келята зона Главного Копетдагского разлома резко изгибается, простирается на вос­ток-северо-восток и обнаруживает признаки молодых надвиговых перемеще­ний. Возле с. Пароу к разлому с юго-запада причленяются сопряжённые с ним активные левые сдвиги. В районе г. Бахардена и западнее с. Багир от зоны Глав­ного разлома отходят на юго-восток оперяющие её Гермабская и Асельминская правосдвиговые зоны. 50-километровый отрезок Гермабской зоны был активи­зирован при Гермабском землетрясении 1 мая 1929 г. с магнитудой 7,1. Право­сдвиговая подвижка сопровождалась поднятием северо-восточного крыла до

2 м [Tchalenko et al., 1974].

В Асельминской зоне среди развалин античного города Старая Ниса обна­ружены молодые правосдвиговые смещения дворцово-храмового комплекса I в. н.э. (на 10 и 15 см по параллельным разлому трещинам), древних оросительных галерей (неоднократные подвижки с максимальным смещением на 10-12 м) и мелких голоценовых оврагов. Голоценовые вертикальные смещения, там где

они есть, не превышают 1 м. С запада основной разлом оперяют два субширот­ных активных надвига с амплитудой позднечетвертичных смещений до 1 м.

Наиболее сложное сочетание разнонаправленных активных нарушений вы­явлено юго-восточнее Ашхабада. Здесь есть субширотные надвиги, северо-за­падные правые и северо-восточные левые сдвиги и даже небольшие зоны сбро­сов и раздвигов меридионального и северо-восточного простираний [Копп и др., 1964]. Некоторые из них были октивизировоны при Ашхабадском землетрясе­нии 1948 г. [Рогожин, 1994]. С надвигами, как и в других участках зоны Главно­го розломо, иногдо связаны складчатые дєФормоции[Горелов и др., 1968]. Ак­тивные нарушения прослеживаются далее в Восточный Копетдог вдоль север­ного края предгорных складок. Разлом северо-восточного склоно хребта Гяур- сдог наклонён на юго-запад под углами 30-50° и сочетает признаки правого сдвига и надвига.

Если на всём описанном протяжении зоны Главного Копетдагского разло- мо подвижки по разнонапровленным октивным норушениям указывают на еди­ное примерно меридионольное направление горизонтального сжатия, то в обла­сти низких предгорий Восточного Копетдага, как и в Западном Копетдаге, ори­ентировка разломов и смещения по ним свидетельствует о большем рознообра- зии динамических условий. Возможно, это связано с наложением на региональ­ную систему разломов локальных систем, обусловленных развитием складок.

Вместе с тем разломы региональной системы подчиняются в Заподном Ко­петдаге той же зокономерности, что и в Центральном Копетдаге. Зона Главно­го розлома продолжается том вдоль северо-восточного склоно хребта Большой Балхан. Молодые смещения имеют как взбросовую, так и правосдвиговую со­ставляющие смещений при преоблодании последней.

Южнее параллельно зоне Главного разлома протягивается Исак-Челекен- ская ■ зона [Расцветоев, 1972,1973]. В ней на северо-восточном склоне возвышен­ности Сыртланлы обнаружены правосдвиговые смещения голоценовых овро- гов до 4 м. Поднято юго-западное крыло розлома, причём вертикольная состов- ляющоя смещения меньше сдвиговой в 3-4 разо. Непосредственно к северо-за­паду от Сыртланлы 20-километровый отрезок Исак-Челекенской зоны был ак­тивизирован при Кумдагском землетрясении 14 марта 1983 г. (магнитудо 5,7, глубино гипоцентра 7-8 км). На укозанном учостке произошла правосдвиговая подвижко до 0,4 м [Трифонов и др., 1986]. Ещё северо-зопаднее 8 февраля 1984 г. произошло Бурунское землетрясение с магнитудой около 6. При этом зе­млетрясении также возник сейсмогенный розрыв, прослеженный на 10 км. По нему имел место провый сдвиг до 8 см и поднятие южного крыло на ту же или несколько меньшую величину. Исок-Челекенскоя зона продолжается на северо- запод зоной разломов Апшеронского порога, котороя на Большом Кавкозе ку- лисно подставляется эшелонированно построенной зоной активного Главного взброса.

Иток, новейшая структуро области взоимодействия Аравийской и Еврозий- ской плит сложилось практически в современном виде к плиоцену. Позднейшие новооброзования, если и возникали, то предстовляли собой лишь детали глов- ных структурных элементов. Сами эти элементы гетерогенны и розновозраст- ны. Ток, Северо-Анатолийскоя зоно разломов в восточной чости унаследовала раннекайнозойский сдвиг, а зоподнее совпала с сутурой мезо-Тетиса, насыщен­ной ультробазитами и другими породоми офиолитового комплекса. Если на бо­лее ранних стадиях коллизии происходили значительные перестройки структур­ного плана и изменения нопровлений движения горных масс, то с плиоцено, а на значительной части территории с концо миоцена таких изменений не происхо­

дило, и перестройки структуры были минимальными. Важнейшие плиоценовые структурные элементы развиваются поныне и запечатлены в проявлениях ак­тивной тектоники.

Главные черты активной тектоники региона сводятся к следующему. По ха­рактеру молодых смещений на границах Аравийской плиты устанавливается её современное движение к северу. Скорость современного движения Аравии от­носительно соседней части Африканской плиты (Восточного Средиземно­морья) вдоль Левантской зоны разломов - не менее 5 мм/год, что несколько ус­тупает скорости четвертичного раздвигания Красноморского рифта (около 10 мм/год). Возможно, часть относительного движения между этими плитами проходит западнее, вдоль континентального склона, а также реализуется в на­рушениях, оперяющих Левантскую зону, в Пальмиридах и вдоль Пальмиро-Ап- шеронского линеамента. Соизмеримые скорости позднечетвертичных право­сдвиговых перемещений установлены на северо-восточном обрамлении Ара­вийской плиты - в восточной части Северо-Анатолийской зоны (около 9 мм/год) и вдоль Главного современного разлома Загроса (5-10 мм/год).

Внутри Альпийского пояса северный дрейф Аравийской плиты трансфор­мируется в два потока литосферных масс. Один из них направлен к западу и про­является наиболее ярко в правосдвиговых смещениях по Северо-Анатолийской зоне разломов. Второй поток реализуется в меридиональном сжатии и укороче­нии Малого Кавказа, причём Малокавказская и дополняющая её Талышская дуги активных разломов смещены к востоку относительно выступа Аравийской плиты. Возможно, разделение, обусловлено тем, что севернее выступа Аравий­ской плиты находится литосферный блок Чёрного моря со сравнительно высо­ко поднятой мантией.

Своеобразным структурным выражением разделения потоков является пере­сечение Северо-Анатолийской и Восточно-Анатолийской сдвиговых зон на се­верном фронте Аравийской плиты. Своеобразие этого структурного сочетания состоит в том, что из-за происходящих перемещений в каждой из зон возникают новые ветви, соединяющие смещённые сдвигом участки зоны. Поскольку ско­рость плиоцен-четвертичного сдвига в Северо-Анатолийской зоне (15—25 мм/год) примерно в 4 раза выше, чем в Восточно-Анатолийской (1-2 мм/год в западной и 4-5 мм/год в восточной ветвях), она смещает Восточно-Анатолийскую зону на су­щественно большую величину, чем сама смещается Восточно-Анатолийской зо­ной. Из-за этого блоки литосферы Аравийской плиты, отделяемые новообразо­ванными ветвями Восточно-Анатолийской зоны, причленяются к Анатолийской микроплите и вовлекаются в её западный дрейф.

Меридиональное укорочение Малого Кавказа проявляется в значительной мере в сдвиговых перемещениях вдоль Североармянской дуги активных разло­мов, что предполагает отток горных масс на запад и восток от области макси­мального укорочения. Вместе с тем происходит не только укорочение Малого Кавказа, но и его северный дрейф, находящий отражение в активной тектонике более северных зон. На северо-западном фланге Малокавказской дуги отмеча­ется её четвертичное надвигание на сопряжённые структуры Рионской впадины и Дзерульского блока. Восточнее г. Тбилиси северный фронт Малого Кавказа перекрыт надвигами южного склона Большого Кавказа и осадками Куринской впадины. Здесь можно говорить о пододвигании Малокавказской дуги и распо­ложенного перед её фронтом Дзерульского блока (части Грузинской микропли­ты) под структуры Большого Кавказа.

Идея крупного глубинного поддвига косвенно подтверждается интерпрета­цией данных глубинного сейсмического зондирования [Краснопевцева, 1984].

Под нодвигоми и смятыми в складки осадкоми зоподной части Куринской вподи- ны но глубинох около 20 км выделены породы с мантийными скоростями сейс­мических волн, под ними - слой с сейсмическими скоростями, хароктерными для нижней коры, о ещё ниже - монтийные образовония. Возможно, высокоскоро­стные породы под Куринской вподиной смыкаются на юге с ультрабозитами офиолитового комплексо Молоковказской дуги. Северной гроницей высокоско­ростных пород является крутоноклонённое глубинное продолжение Главного нодвиго Большого Кавказа.

Поскольку последний простирается но северо-зопод, норяду с пододвигони- ем имели место правосдвиговые перемещения. В зависимости от ориентировки розломов преоблодоют либо взбросо-надвиговая, либо провосдвиговая компо­ненты движения. Токие же смещения, хотя и меньшей амплитуды, выявлены на северном склоне Большого Кавкоза.

Но северо-восточном обрамлении Аровийской плиты её дрейф вызывает сжотие и укорочение в северо-восточном направлении. Они проявляются склод- чотостью и надвигонием во Внешнем Загросе и сдвиговыми перемещениями по розломом Центрального Ирона: левым вдоль субширотных и провым вдоль суб­меридиональных розломов. Возможно, на изменение напровления сжатия по сровнению с более зоподными облостями влияет ориентировко флонго плиты и отток горных мосс от ноиболее сжатой Молоковказской дуги к востоку.

Но севере Ирона и в Туркмении вновь реконструируется субмеридиональное сжотие и укорочение горных масс. Породы осадочного чехла Копетдага оказыва­ются зажотыми простирающимися на запод (до запод-юго-западного направле­ния) горными цепями Алодог-Беналуда и простирающейся на северо-запад зоной Главного Копетдогского розлома (современной границы Туранской плиты) и вы­давливаются на зопад. Это приводит к появлению молодых складок.меридиональ­ного и северо-восточного направлений на западе Туркмении и в смежной части Южно-Каспийской впадины [Копп, 1979, 1997]. Аналогичное происхождение мо­гут иметь молодые складки западной части Южного Каспия, параллельные вос­точному флангу Толышской дуги. Возникновение этой дуги связано с существо­ванием Пальмиро-Апшеронского линеомента, ограничивающего дугу с северо- запада. Линеамент фрагментарно сохранил активность до сих пор, но особенно интенсивно функционировал в конце миоцена, когда обособлял блок Алеппо от основной части Аравийской плиты [Трифонов и др., 1991].

Таким образом, важнейшая исходная причина современного тектогенеза в регионе - северный дрейф Аравийской плиты - в конкретных структурных ус­ловиях трансформируется, что выражается изменением ориентировки тектони­ческих напряжений и типов возникающих разрывов и складок. Токие трансфор­мации определяются неоднородностями строения территории и различиями со­стояния вещества на розных уровнях литосферы, предопределённых, в свою очередь, как предшествующей историей, так и развитием тектонических про­цессов в плиоцен-четвертичное время.

Завершая обзор активных разломов Аравийско-Кавказского региона, оста­новимся но разломах окрестностей Аральского моря. Наиболее протяжённое активное нарушение западной части Туранской плиты, прослеженное от Ман­гышлака почти до р. Амударьи (г. Куня-Ургенч), - зона Центрально-Устюрт­ского разлома запад-северо-западного простирания длиной в 450 км [Nikonov, Sholokhov, 1996]. Как долгоживущее и продолжавшее развиваться на новейшем этапе нарушение, её характеризует взброс южного крыла, выраженный смеще­нием поверхности фундамента и мезозойско-палеогенового чехла и деформаци­ей неогеновых отложений.

Признаки позднечетвертичной активизации представлены фрагментарно. Так, в западной части разлома обнаружены правые смещения четвертичных су­хих долин, причём крупные долины смещены на большее расстояние (1-1,2 км), чем мелкие (0,2-0,5 км); они сопровождаются геоморфологически выраженным подъёмом южного крыла до нескольких метров [Никонов, Шолохов, 1995]. Во­сточнее в ряде мест выявлены оперяющие молодые разрывы типа раздвигов, подтверждающие правый сдвиг. К югу от Центрально-Устюртской зоны при­знаки позднеплиоцен-четвертичных правых смещений эрозионной сети выявле­ны на юго-западном склоне Музбельской новейшей антиклинали. Скорость сдвига оценена А.А. Никоновым и В.В. Шолоховым не менее, чем в 1,6 мм/год. О надвиге олигоценовых слоев на четвертичные отложения на юге Мангыш- лакского полуострова сообщает В.И. Попков [1992].

Вблизи современного русла р. Амударьи Центрально-Устюртский разлом затухает и кулисно подставляется столь же крупным новейшим нарушением, на­чинающимся южнее и протягивающимся на восток-юго-восток как северное ог­раничение Бухарской ступени фундамента Туранской плиты. В отличие от Цен­трально-Устюртского разлома у него поднято северное крыло, хотя амплитуда неоген-четвертичных смещений обычно невелика. Вблизи Амударьи она, как правило, не превышает десятков метров [Пинхасов, 1984].

Данные о сдвиговых перемещениях противоречивы. С одной стороны, их правосторонний характер следует из приводимых В.И. Макаровым [Макаров и др., 1982; Трифонов и др., 1988] данных о сейсмотектонике Газлийских земле­трясений 1976 и1984 гг. с магнитудами более 7 и согласуется с правыми смеще­ниями на юго-восточном продолжении зоны - границе Тянь-Шаня и Таджик­ской депрессии и долине р. Зеравшана (см. выше). С другой стороны, деформа­ции руин крепостных сооружений V в. до н.э. - VIII в. н.э. в зоне разлома непо­средственно на правом берегу Амударьи (Питнякский разрыв) и в зоне парал­лельного разлома на северо-восточном склоне Султануиздага скорее указыва­ют на левый сдвиг [Nikonov, Sholokhov, 1996]. Такую же деформацию руин древ­него сооружения цитируемые авторы выявили на левобережье Амударьи юж­нее г. Куня-Ургенча в зоне новейшего широтного разлома. На его западном продолжении в устьевой части средневекового русла Амударьи, раскрывавше­гося в Сарыкамышскую впадину, деформирован позднечетвертичный аллювий.

Кулисное сочленение двух протяжённых новейших разломных зон запад-се- веро-западного простирания представляет собой сложный тектонический узел. К югу от него отходит Амударьинский глубинный разлом юго-восточного про­стирания, следующий вдоль русла Амударьи и разделяющий северо-восточную Чарджоускую и юго-западную Багаджинскую ступени фундамента. Последняя более погружена (до 4 км). Вдоль разлома по краю Чарджоуской ступени про­тягивается Султансанджарский вал, образованный кулисно расположенными брахиантиклиналями, которые простираются несколько более широтно, чем сам разлом, и осложнены продольными разрывами с левосдвиговыми смещени­ями эрозионной сети амплитудой до 1 км. Это дало основание предполагать ле­вый сдвиг и по основному глубинному разлому. В 1983 г. при крупном промыш­ленном взрыве на Султансанджарском валу по разлому возникло геодезически зафиксированное левосдвиговое смещение амплитудой в несколько миллимет­ров [Гохберг и др., 1988].

Погребённая под молодыми наносами новейшая зона разломов выявлена и в самых низовьях Амударьи данными бурения и геофизических работ [Пинха­сов, 1984]. Она отходит от упомянутой области кулисного сочленения на севе­ро-запад и, заворачивая на север вдоль современного западного берега реки, до­

стигает Арала. Подошва неоген-четвертичных отложений поднята в восточном крыле зоны на десятки метров. Но её северном продолжении, на дне Западного Арала и его северном побережье, А.А. Никонов и В.В. Шолохов выделяют За- поднооральско-Иргизский и Джетыгаринский субмеридиональные разломы с признаками правосдвиговых и сбросовых смещений. Севернее Арала подняты их западные крылья. Непротяженные разрывы со сбросовыми позднечетвер­тичными смещениями до 5 м обнаружены на западном берегу Аральского моря [Аристархова и др., 1991].