Присдвиговые впадины

В зонах крупных активных сдвигов Северо-Армянской дуги выделяются два типа позднечетвертичных впадин. Первый тип - впадины pull apart, возникшие на участках кулисного подставления сегментов сдвига, расположенных эшело- нированно друг относительно друга таким образом, что сдвиговые перемеще­ния создают локальные условия горизонтального растяжения.

На её примере мы убедились, что суммарная средняя скорость сдвиговых пе­ремещений на бортах структуры такая же, как и в других частях Ханарасарской зоны разломов, но она, во-первых, распределяется неравномерно, а, во-вторых, дополняется проседанием. Неравномерность распределения выражается в том, что на восточном борту структуры, разрывное ограничение которого продолжа­ет более северо-западный сегмент разлома, скорость сдвига уменьшается к югу, а на западном борту, продолжающем более юго-восточный сегмент, она возрас­тает к южном направлении. Вертикальные подвижки (опускание), превышаю­щие таковые на других участках сдвиговой зоны, связаны с условиями растяже­ния и реализуются смещениями по сбросам и сбросо-сдвигам. Дополнительным источником опускания, возможно, явилось проседание над опустошавшимся маг­матическим очагом. Его позднеплейстоценовая и голоценовая активность про­явилась андезито-базальтовыми излияниями, центры которых располагались внутри и на краях впадины вдоль раздвигов, сбросов и сбросо-сдвигов.

Другая подобная структура, Поракская, выявлена на более северо-западном участке Ханарасарской зоны между Сюникским нагорьем и оз.Севан (см.

Рис. 134. Активные разломы района Ванадзорской и Фиолетовской структур типа push-inside в зоне Памбак-Севанского правого сдвига Армении [Karakhanian, Trifonov et al., 2002]

1 - сдвиги; 2 - взбросы и надвиги; 3- сбросы; 4- участки оценки скорости смещения по разломам и палеосейсмологических работ; 5 - даты и магнитуды сильных землетрясений; 6 - поверхностные разры­вы сильных землетрясений; 7 - направление регионального сжатия

Fig. 134. Active faults in the region of the Vanadzor and Fioletovo push-inside structures in the Pambak-Sevan dextral fault zone, Armenia [Karakhanian, Trifonov et al., 2002]

1 - strike-slip faults; 2 - thrusts and reverse faults; 3 - normal faults; 4 - sites, where paleoseismological obser­vations and estimations of rates of motion on the faults were carried out; 5 - dates and magnitudes of strong earth­quakes; 6 - seismic ruptures of strong earthquakes; 7 - regional stress direction

116 и раздел 6.3.2). Она отличается от Сюникской структуры тем, что кулисно расположенные сдвиговые сегменты здесь отстоят друг от друга лишь на 1,5-2 км, отчего Поракская структура имеет форму узкого параллелограмма, вытянутого вдоль Ханарасарской зоны на 15 км. Её погружение относительно структурного обрамления проявлено слабее, чем в Сюникской структуре. Вул­канический центр Порак находится на северо-западном краю структуры и пред­ставляет собой стратовулкан с многочисленными одноактными лавовыми вул­канами по его периферии. Ряд этих мелких вулканов группируется в субмериди­ональную цепочку, параллельную восточному сбросовому ограничению парал­лелограмма, и, вероятно, приурочен к системе нарушений раздвигового типа. Поракский вулканический центр возник ещё в позднем плейстоцене, о чём сви­детельствует относительный возраст основания стратовулкана, но лавовые вул­каны по его периферии извергались в течение голоцена вплоть до историческо­го времени.

Структуры типа pull apart выявлены в зоне Балыкгельского разлома на гра­нице Турции и Ирана. Они известны и в активных сдвиговых зонах Восточного Средиземноморья, где к их числу относятся впадины залива Акаба, Мёртвого

моря, Генисаретского озера и Эль-Габ в Левантской зоне. К разломам впадин Эль-Габ и, возможно, Мёртвого моря приурочены центры поздноплойстоцєно- вого базальтового вулканизма. Подобные впадины есть и на западе Северо­Анатолийской зоны. Между западным окончанием её северной ветви и восточ­ным окончанием Северо-Эгейской зоны находится pull-apart Мраморного моря.

Иные черты строения и механизм образования имеют впадины в зоне Пам- бак-Севанского разлома в вершине Северо-Армянской дуги. Частично эти впа­дины были выделены и описаны Е.Е. Милановским [1968] под названием Верх- не-Памбакских. Наши исследования показали, что такие же впадины распола­гаются вдоль разлома и юго-восточнее, почти до оз. Севан. Одна из них, наибо­лее протяженная, охватывает окрестности г. Ванадзор (Кировакан), но значи­тельные техногенные преобразования затрудняют изучение деталей её морфо­логии. Другая впадина выделена нами возле с. Фиолетово (рис. 134).

Небольшие размеры и хорошая сохранность морфологии Фиолетовской впадины делают её удобным объектом для изучения. Она простирается вдоль Памбак-Севанского разлома на расстояние более 2 км и в описывае­мом ниже сечении (рис. 135) имеет ширину 650 м. Вдоль впадины проходит долина р. Акстеф.

Северный борт впадины образован разломами, простирающимися в напра­влении 245° ЮВ. По северному разлому на высоте 51м над урезом реки зелено­вато-серые вулканогенные породы эоцена надвинуты на юг под углом 45° на бу­рый неслоистый суглинок с редким щебнем, вероятно, ледникового происхож­дения. Суглинок перекрыт существенно суглинистым, обогащённым органикой делювием голоцена, наклонённым по склону под углом около 20°. Отчетливого смещения делювия по надвигу не наблюдается, но мощность делювия возраста­ет от 0,3 м на северном крыле до 1-1,5 м на южном крыле, что свидетельствует о существовании крутого разломного уступа и возможном продолжении подви­жек в течение голоцена.

Выходы морены с юга ограничены разломом, за которым обнажаются сло­истые окремнелые эоценовые отложения, круто падающие на север. Разлом, вскрытый в обрывистом обнажении, в нижнем части падает на юг под углом 80°, т.е. имеет взбросовую компоненту, а близ поверхности изгибается и падает на север под углами 65-70°. Судя по ориентировке и морфологии борозд сколь­жения на его поверхности, разлом является правым взбросо-сдвигом с преобла­данием сдвиговой компоненты. Восточнее линза ледниковых отложений вы­клинивается, и ограничивающие её нарушения сливаются в единый субширот­ный разлом, по которому вулканогенные эоценовые отложения надвинуты на юг на окремнелые породы эоцена под углами 45-50°.

Описанные разломы нарушают северный склон долины р. Акстеф, к югу от которой вдоль впадины протягивается узкая эшелонированно построенная цепь холмов (рис. 136). На обоих берегах реки сохранились фрагменты поймы и двух надпойменных террас. Верхняя II терраса цокольная. Цоколь сложен ожолоз- ненными кремнистыми породами эоцена, а чехол образован слоистым горным аллювием с большим содержанием плохо окатанного и мало сортированного галечника. В основании чехла на северном берегу реки встречены валуны диа­метром до 80 см; возможно, это переотложенная морена. На южном берегу под чехлом II террасы сохранилась маломощная линза такой морены. Мощность аллювиального чехла на северном берегу - до 2,5 м. I терраса аккумулятивная.

Как и пойма, она целиком сложена горным аллювием, близким по размерности и степени окатанности материала к аллювию II террасы.

Высота II террасы на северном берегу реки 22 м, а на южном берегу (север­ном склоне холма) 31м.

На вершине холма (около 50 м над руслом реки) сохранились фрагменты ма­ломощного чехла грубообломочной морены. Между ними выступает скальное основание ( эоценовые породы, ожелезненные и обогащённые в зоне разлома медью и золотом. Возможно, моренный покров не был сплошным изначально. Рудное обогащение явилось источником длительных медных разработок, суще­ственно изменивших первичное залегание позднечетвертичных покровных от­ложений. Мощность культурного слоя местами превышает 1 м. Находками кера­мики и радиоуглеродным датированием зафиксированы следы разработки и по­селений поздней эпохи КУАК (даты 3940 ± 90 лет [2500-2300 гг. до н.э.] по углю и 3900 ± 120 лет [2500-2200 гг. до н.э.] по щелочной вытяжке органики - опреде­ления ГИН-9917), эпохи лчашен-мецаморской культуры (дата 3190 ± 120 лет [1600-1350 гг. до н.э.] - определение ГИН-9918), античного времени (к нему, ве­роятно, относятся остатки цитадели или сторожевой башни в юго-восточной ча­сти холма, а также радиоуглеродная дата и находки керамики, сделанные при изучении приведённого ниже разреза канавы) и средневековья (дата 1050 ± 100 лет [890-1150 гг.] - определение ГИН-9916). Сейчас разведочные ра­боты на месторождении возобновлены в очередной раз.

В нижней части южного склона холма видны следы молодого разломного уступа с опущенным южным крылом. Выше него на склоне под голоценовым почвенно-культурным слоем мощностью до 0,7 м вскрыта линза бурого несло­истого суглинка, аналогичного тому, что смещён надвигом на северном склоне долины р. Акстеф. Видимая в разведочных канавах мощность суглинка - до 0,7 м.

Рнд. 135. Разрез Фиолетовской структуры типа push-inside в зоне Памбак-Севанского право­го сдвига Армении (составил В.Г. Трифонов)

1- эоценовые осадочные породы; 2 - эоценовые вулканогенно-осадочные породы; 3 - позднеплей­стоценовая морена; 4 - позднеледниковые (озерные?) суглинки; 5 - речной аллювий; 6- ранне-среднего­лоценовые отложения, местами с культурными остатками (слева) и голоценовые отложения нерасчлененные (справа); 7 - коллювиальные клинья; 8- позднеголоценовые отложения, местами с культурными остатками; 9 - активные разломы; 10- геологические границы; 11- места отбора радио­углеродных проб. Нижний разрез продолжает верхний на юг

Fig. 135. Cross-section of the Fioletovo push-inside structure in the Pambak-Sevan dextral fault zone, Armenia (compiled by V.G. Trifonov)

1 - Eocene sedimentary rocks; 2 - Eocene volcanic and sedimentary rocks; 3 - Late Quaternary moraine; 4 - Late Quaternary (lake ?) loam; 5 - river alluvium; 6 - Earlier and Middle Holocene deposits with artifacts in some sites; 7 — colluvium wedges; 8 —Late Holocene deposits with artifacts in some places; 9 — active faults; 10 —bound­aries of units; 11 - sites of the radiocarbon sampling. The lower part of the cross-section continues the upper part to the south

Рис. 136. Система центральных холмов в Фиолетовской структуре типа push-inside (на топографической карте и аэрофото­снимке; составил А.С. Караханян)

Fig. 136. System of longitudinal hills in the Fioletovo push-inside structure (interpreted in topographic map and areal photo by A.S. Karakhanian)

Рис. 137. Разрез канавы поперек южного склона продольного холма внутри Фиолетовской структуры типа push-inside [Avagyan, 2001; Philip et al., 2002]

1- коренные эоценовые отложения; 2 - брекчированные эоценовые отложения; 3- коллювий, сме­шанный с палеопочвой (1); 4-8,15- отложения эпохи КУАК: 4 - включения камней в тонком обломочном материале, 5- переотложенная палеопочва с камнями, щебнем и культурными остатками (1А), 6- сугли­нок, 7 - тонкообломочная часть 2Ь нижнего коллювиального клина, S - грубообломочная часть того же (2а) и вышележащего (3) коллювиальных клиньев, 15- почвенное включение в коллювиальный клин 3; 9-12 - отложения античной эпохи: 9 - тонкообломочный делювий 4а, 10- среднеобломочный делювий 4Ь, 11- грубообломочные отложения 4с (возможно, коллювиальный клин), 12- среднеобломочный делювий 4d; 13- средневековый (?) делювий 4е; 14- современная почва; 16 - невскрытая часть склона; 17 - разло­мы; 18 - границы слоев; 19 - место находки керамики; 20- место отбора радиоуглеродной пробы

Fig. 137. The trench section across the southern slope of the longitudinal hill within the Fioletovo push­inside structure [Avagyan, 2001; Philip et al., 2002]

1 - Eocene bedrock; 2 - breccia of Eocene bedrock; 3 - colluvium, mixed with paleosoil (1); 4-8,15 - deposits of the Kura-Araks epoch: 4 - stones within fme matrix, 5 - re-sedimented paleosoil with stones and ceramics (1A), 6 - loam, 7 - fine part (2b) of the lower colluvium wedge, 8 - coarse part of the same (2a) and upper (3) colluvium wedges, 15 - paleosoil fragment included into colluvium wedge; 9-12 - deposits of the Antique epoch: 9 - fme del- luvium 4a, 10 - middle-size delluvium 4b, 11 - coarse deposits 4c (colluvium wedge ?), 12 - middle-size delluvium 4d; 13 - Middle Age (?) delluvium 4e; 14 - recent soil; 16 - unexcavated part of the slope; 17 - faults; 18 - bound-.. aries of layers; 19 - site of finding ceramics; 20 - site of the radiocarbon sampling

никовые отложения также выклиниваются, а непосредственно над уступом вы­клинивается и культурный слой.

Разломный уступ был вскрыт канавой, прорытой А.С. Караханяном совме­стно с группой геологов из Университета Мон-Пеле (Франция) под руководст­вом проф. Э. Филипа [Avagyan, 2001; Philip et al., 2002] и позднее углублённой нами. Разлом оказался сбросом, наклонённым на юг под углами 65-70° (рис. 137). В его опущенном крыле вскрыт снизу вверх следующий разрез:

1. На брекчированной и неровной поверхнорхи плотных эоценоцых пород залегает линза суглинка, обогащённого нигй∏оонB и содержащего крупные об-

ломки коренных пород. Характер контакта с коренными и расположение кам­ней в основании линзы допускают существование искусственного сооружения, позднее разрушенного. Линза содержит, по определению П. Аветисяна и Р. Ба­даляна, фрагменты керамики поздней, «беденской», фазы КУАК (XXVI-XXII вв. до н.э.). Радиоуглеродный возраст - 5030 ± 170 лет [3980-3650 гг. до н.э.] (ГИН-9919). Мощность линзы - до 1м.

2. Коллювиальный клин с большим количеством щебня; нечёткие линзо­видные слои падают вблизи разлома под углами до 35°, а южнее быстро выпо- лаживаются до 10°. Из небольших (мощностью до 10 см) линзовидных вклю­чений суглинка, обогащённого органикой, Э. Филипом получены радиоугле­родные даты 3080-2890 гг. и 4710-3770 гг. до н.э.; обнаружены фрагменты ке­рамики, аналогичной найденной в линзе 1, но испытавшей вторичный перенос [Avagyan, 2001]. Кверху размер обломков в клине уменьшается, и возрастает до 50% содержание тонкообломочного материала. Общая мощность клина - до 1,2 м.

3. Второй коллювиальный клин, мощность которого вблизи разломного ус­тупа достигает 1 м. Как и нижний, верхний клин характеризуется выполажива- нием нечётких слоев и сокращением мощности с удалением от разлома, а также тенденцией, хотя и не столь ярко проявленной, к уменьшению размерности об­ломочного материала вверх по разрезу. Из аналогичного небольшого включе­ния обогащённого органикой суглинка в грубообломочной части клина Э. Фи­лип получил радиоуглеродную дату 5280-4400 гг. до н.э.; там же обнаружены фрагменты керамики, аналогичной найденной в нижнем клине [Avagyan, 2001].

4. Отложения, в которых мелкощебнистые слои чередуются с более тонким материалом, местами обогащённым органикой. Общая мощность - 1,3 м. На­клонены на юг вдоль склона: под углами 20-25° вблизи разлома и около 15° на удалении от него. Залегают несогласно на коллювиальных клиньях, падая под более крутыми углами, чем их слои. В нижней и средней части найдена антич­ная керамика (III в. до н.э., по определению П. Аветисяна и Р. Бадаляна); отсю­да же Э. Филип получил две тождественные радиоуглеродные даты, отвечаю­щие 387-200 гг. до н.э. Возможно, в этой части разреза также присутствует кол­лювиальный клин.

Отмеченные в разрезе канавы коллювиальные клинья представляются сле­дами сильных землетрясений, с которыми были связаны подвижки по разлому. Два таких события имели место в эпоху КУАК или позднее, но до античного времени и, возможно, ещё одно произошло в античное или послеантичное вре­мя. Скорее всего первое из этих событий произошло именно в эпоху КУАК, прервав на время жизнь поселения и горные разработки. Поскольку между дву­мя коллювиальными клиньями не сформировался почвенный слой, можно по­лагать, что второе сильное землетрясение произошло вскоре после первого. Пользуясь соотношениями между магнитудой M_sи подвижкой при землетрясе­нии по сейсмогенному разрыву [Wells, Coppersmith, 1994], Э. Филип и его колле­ги оценили магнитуду первого землетрясения величиной >7,3, а второго - вели­чиной >7,2.

Обращают на себя внимание две особенности описанного разреза, кото­рые на первый взгляд кажутся парадоксальным. Во-первых, радиоуглеродная дата линзы 1 древнее содержащейся в ней керамики. Это, по-видимому, объ­ясняется тем, что в ходе эксплуатации находившейся здесь постройки почвен­ный слой, на котором она была возведена, лишился своей самой верхней час­ти, и керамика, соответствующая возрасту постройки, оказалась вдавленной в более древнюю часть почвенного слоя. Во-вторых, коллювиальный клин 3

дал более древнюю радиоуглеродную дату, чем клин 2, а последний показал более древний радиоуглеродный возраст, чем возраст линзы 1 по содержа­щейся в ней керамике, которая была обнаружена и в обоих клиньях. Ситуа­ция объясняется тем, что коллювиальные клинья явились (как и в других по­добных случаях) продуктами катастрофического сноса по склону обломочно­го материала, дезинтегрированного при землетрясении. Этот материал вклю­чал и обломки керамики, и фрагменты длительно формировавшегося почвен­ного слоя, из которых и были получены радиоуглеродные даты. Поскольку ко времени второго землетрясения склон в значительной мере уже лишился верхней части почвенного слоя, его фрагмент в коллювиальном клине 3 ока­зался древнее, чем в клине 2.

Южнее описанного разлома находится депрессия, вероятно, трогового про­исхождения. Наиболее пониженная часть её днища находится на высоте 22 м над урезом реки, т.е. на высоте II террасы её северного берега. Разрез депрес­сии вскрыт на западной оконечности удлиненного холма, где крупновалунная морена мощностью до 10 м прислонена к коренным эоценовым породам по кру­той границе, падающей под углами 40-А5° ЮЗ. С удалением от контакта море­на несколько выполаживается и оказывается перекрытой упоминавшимся вы­ше бурым неслоистым суглинком с редкими включениями щебня. Мощность суглинка - до 6 м. Его контакт с мореной наклонён на юго-запад под углами 20-25°. Возможно, суглинок представляет собой отложения ледникового озера, спроектировавшиеся на поверхность морены (а в других местах на коренные от­ложения) после таяния ледника.

Депрессия асимметрична. Её наиболее погруженная часть примыкает к хол­му и переходит в пологий южный склон Фиолетовской впадины. В руслах мел­ких водотоков, прорезающих склон, под современной почвой мощностью око­ло 0,2 м залегает слой до 0,3 м, редко до 0,5 м суглинка, обогащённого органи­кой, с редким и обычно мелким щебнем. В отдельных небольших линзах содер­жание щебня возрастает. В суглинке найден неолитический кремневый нож. Ниже залегает бурый ледниковый суглинок.

В нижней части склона (50 м южнее описанного выше разлома на юге хол­ма) в канаве, вырытой А.С. Караханяном и сотрудниками проф. Э. Филипа, ими описан более сложный разрез. Здесь бурый позднеплейстоценовый суглинок по крутому взбросу, переходящему близ поверхности в надвиг, контактирует с нижнеголоценовыми отложениями северного крыла. Деструктированная близ разлома палеопочва дала радиоуглеродный возраст 7600 ± 860 лет [7540 + 5640 гг. до н.э.]; в основании палеопочвы найдены фрагменты примитив­ной керамики, датированной П. Аветисяном и Р. Бадаляном IV—III тысячелети­ями до н.э. [Philip et al., 2002]. Верхняя часть голоцена (суглинок, обогащённый органикой, и современная почва общей мощностью до 0,6 м) перекрывают раз­лом без смещения. Таким образом, в нижней части депрессии обособляется уз­кий ограниченный разломами блок, в котором, в отличие от склонов, присутст­вуют нижне-среднеголоценовые отложения.

Выше на южном склоне депрессии установлены ещё два нарушения с под­нятыми южными крыльями. Нижнее из них выражено пологим уступом поверх­ности, которому соответствует флексурный изгиб поверхности бурого суглинка под углом 20°. Выше по склону местами выклинивается слой, обогащённый ор­ганикой, а затем резко выклинивается и слой бурого суглинка. Здесь проходит второе нарушение - вероятно, крутой взброс, за которым обнажаются корен­ные известняки, перекрытые щебнем (0,4 м) и современной почвой (0,15 м). Вы­ше по склону линза щебня утоняется.

Рис. 138. Гегам-Варденисская и Араратская миндалевидные структуры и приуроченные к ним вулканические центры [Karakhanian, Djrbashian et al., 2002]

1-3 - активизированные новейшие разломы: 1- сдвиг, 2- сброс, 3- надвиг или взброс; 4-7 - вулка­нические образования: 4 - средне-позднеплейстоценовые, 5 - вулкан Тендурек (Т), 6- позднеплейстоце­новые, 7 - голоценовые

Буквенные и цифровые обозначения. Голоценовые вулканы и лавовые потоки: 1 - группа Цхук- Каркар, 2 - Порак, 3 - Смбатасар, 4 - Вайоцсар; круивые вулканы: Ar - Арарат, Arg - Арагац, S - Си- пан; вулканические нагорья: SVR - Сюникское, VVR - Варденисское; разломы: AF1,2,3 - Ахурянский, AF - Акеринский, CF - Чалдеранский, ESF - Восточно-Анатолийский, GP1,2,3,4 - Гарнийский, GF5 - Ар- па-Зангезурский, GSKF - Балыкгельский, IF - Игдирский, KF - Кагысманский, MF - Маку, NF - Нахиче­ванский, NTF - Северо-Тебризский, PSSF1,2,3 - Памбак-Севанский, PSSF4 - Ханарасарский, PSSF5 - юж­ные продолжения Ханарасарского разлома, Гиратахское на востоке и Дебаклинское, активное лишь фрагментарно, на западе, SF - Сардарапатский

Fig. 138. The Ghegam-Vardenis and Ararat almond-shaped structures and related volcanic formations [Karakhanian, Djrbashian et al., 2002]

1-3 - active faults: 1 - strike-slip, 2 - normal, 3 - thrust or reverse; 4-7 - volcanic formations:. 4, - ∙ Middle or Late Pleistocene, 5 - Tendurek volcano (T), 6 - Late Pleistocene, 7 - Holocene.

Letters and numerals in the map. Holocene volcanoes and lava flows: 1 - the Tskhuk-Karkar group, 2 - Porak, 3 - Smbatasar, 4 - Vaiotssar; major volcanoes: Ar - Ararat, Arg - Aragats, S - Sipan; volcanic uplands:

Фиолетовская впадина, как и более западные депрессии в зоне Памбак-Се- ванского взбросо-сдвига, расположена на участке кулисного подставления его сегментов. Но, в отличие от структур типа pull-apart, здесь это подставление та­ково, что создаёт условия не растяжения, а дополнительного сжатия. Оно выра­жается появлением взбросовой компоненты движений по разломам (наряду с сохранением сдвиговой компоненты, зафиксированной на северо-восточном крыле впадины) и развитием цепи эшелонированно расположенных антиклина­лей внутри впадины.

В описанном сечении Фиолетовской впадины такой антиклинальный холм, унаследовавший приразломную рудоносную зону, существовал, судя по распре­делению мощностей морены, уже в позднем плейстоцене. О дальнейшем возды- мании свидетельствуют: отсутствие на холме бурого суглинка конца леднико­вой эпохи; постседиментационный наклон морены и суглинка, наиболее явно выраженный в западной части холма; различия высот террас на северном и юж­ном берегах р. Акстеф; сейсмогенные подвижки по разлому на южном склоне холма. С сильными землетрясениями, возможно, связаны перерывы в горных разработках на холме, отчего там фиксируются резкие смены культур куро- аракса, лчашен-мецаморской эпохи, античности и средневековья.

Участки подобного кулисного подставления сдвиговых сегментов, приводя­щего к локальному дополнительному сжатию, выявлены и в зоне Гарнийского разлома (рис. 138). Как отмечено выше, это правый взбросо-сдвиг с многократ­ным (в 2-10 раз) преобладанием сдвиговой компоненты движений. Средняя ско­рость сдвига - 2-3 мм/год [Trifonov, Karakhanian, Kozhurin, 1994]. Как правило, поднято северо-восточное крыло, и разлом наклонён на северо-восток под угла­ми 60-88°, что и доказывает взбросовый характер вертикального смещения.

Один из участков рассматриваемого типа - Элпинская впадина (рис. 139,а), охватывающая район сёл Элпин и Арени и вытянутая в северо-западном напра­влении на 20 км. Она сложена верхнеэоценовыми вулканогенно-осадочными породами, из-под которых местами выступают известняки пермо-триаса. В юго­восточной части впадины возле с. Арени скважина на глубине 500 м вскрыла офиолиты [Асланян, Сатиан, 1990]. Значительная часть днища впадины покры­та четвертичным аллювием. По обоим сегментам Гарнийской зоны, ограничи­вающим впадину, выявлены как вертикальные, так и многократно превосходя­щие их правосдвиговые смещения. Так, по разлому юго-западного борта впади­ны северо-западнее с. Элпин средняя скорость сдвига близка к 2 мм/год, а ско­рость вертикального перемещения 0,2 мм/год, т.е. в 10 раз меньше. По ориенти­ровке борозд на поверхности разлома отношение вертикальной и сдвиговой компонент смещения варьирует за более длительный интервал времени от 1/2 до 1/1.0.

Разлому северо-восточного борта Элпинской впадины присущ, наряду со сдвиговым, взбросовый характер вертикального смещения. Разломы западного борта наклонены под углами 75-90° ВСВ, что при относительном опускании во­сточного крыла определяет их как сбросо-сдвиги. Террасы и участки днища впадины непосредственно под сбросо-сдвиговыми уступами испытали вращение вокруг горизонтальной оси и приобрели наклон в сторону уступов. Разломы за-

SVR - Syunik, VVR - Vardenis; faults: AF 1,2,3 - Akhurian, AF - Akera, CF - Chalderan, ESF - East Anatolian, GF1,2,3,4 - Garni, GF5 - Arpa-Zanghezur, GSKF - Balykghel, IF - Igdir, KF - Kaghysman, MF - Maku, NF - Nakhichevan, NTF - North Tebriz, PSSF1,2,3 - Pambak-Sevan, PSSF4 - Khanarassar, PSSF5 - southern continu­ations of the Khanarassar fault (Ghiratah fault in the east and Debakly fault in the west; only some segments of the later are active), SF - Sardarapat

Рис. 139. Эльпинская (а) и Гелайсорская (б, в) впадины типа push-inside в зоне Гарнийского правого взбросо-сдвига Армении

1 -оползень и поверхность его отрыва. Цифра 1 на рис. 139,6 - положение канавы рис. 140

Fig. 139. The Elpin (a) and Ghelaisor (б, в) push-inside basins in the Garni dextral-reverse fault zone, Armenia (compiled by A.S. Karakhanian and V.G. Trifonov)

1 - landslide and scarp of its abruption. Numeral 1 in fig. 139,6 shows location of the fig. 140 trench

падного борта расположены эшелонированно друг относительно друга, но хара­ктер их взаимного кулисного подставления противоположен Элпинской впади­не в целом: каждый более южный сегмент начинается западнее северного. Со­ответственно, между кулисами возникают условия растяжения, формируются маленькие замкнутые котловины и иногда сбросовые уступы, соединяющие сегменты.

Окончания соседних кулисно расположенных сегментов Гарнийской зоны отстоят один от другого не более, чем на 4 км. Соответственно, соединяющие их разломы непротяжённы. По крайней мере, по северному разлому, простира­ющемуся на запад-северо-запад, можно предполагать взбросо-сдвиговое напра­вление перемещений.

Некоторые разломы Элпинской впадины (особенно её юго-западного борта) обнаруживают признаки недавних сейсмогенных подвижек. Судя по лаконичным историческим данным, именно к Элпинской впадине приурочен очаг катастрофического Вайодзорского землетрясения 906 г. с магнитудой M_sоколо 7.

Гелайсорская впадина (см. рис. 139, б,в) находится в 30 км северо-западнее Элпинской непосредственно к юго-востоку от г. Гарни (30 км юго-восточнее Еревана) и удлинена в северо-западном направлении на 32 км. Впадина и её гор­ные обрамления сложены дислоцированными туфопесчаниками верхнего эоце­на, подстилаемыми верхнемеловыми песчаниками и известняками. На северо­восточном краю впадины возле с. Байбурт Р.Т. Асланян и М.А. Сатиан [1990] нашли небольшие выходы радиоляритов, вероятно, принадлежащие невскры­тому офиолитовому комплексу. Он обнажается юго-восточнее впадины, в рай­оне с. Веди. Значительная часть впадины, особенно на северо-западе, покрыта молодыми оползнями. В котловинах центральной части впадины распростране­ны позднечетвертичные и современные озёрно-болотные отложения. Впадина ограничена с запада и востока окончаниями двух соседних сегментов Гарний- ской зоны. Окончания сегментов соединены между собой разломами северо-за­падного простирания, которые в сочетании с окончаниями сегментов образуют в плане параллелограм.

По Мармарик-Азатскому сегменту зоны, образующему западный борт впа­дины, средняя скорость сдвига не менее 2 мм/год - такая же, как и на других уча­стках Гарнийской зоны (см. раздел 2.2.2). Что же касается вертикальной компо­ненты смещений, то южнее долины р. Азат, т.е. вдоль борта Гелайсорской впа­дины, поднятым оказывается юго-западное крыло разлома. При этом плос­кость разлома и параллельные ему небольшие нарушения почти вертикальны. Высота уступа, образованного разломом и параллельными нарушениями, дос­тигает 30-40 м. Таким образом, в отличие от других участков Гарнийской зоны здесь поднято юго-западное крыло, а средняя скорость вертикальных движений возрастает. Сегмент зоны, образующий восточный борт Гелайсорской впади­ны, продолжается на юго-восток в долину р. Веди. На её левобережье разлом представлен двумя ветвями, суммарная средняя скорость сдвига по которым до­стигает 3 мм/год. Вертикальная компонента смещений обычно невелика, но на восточном борту Гелайсорской впадины она возрастает: высота разломного ус­тупа достигает 20 м.

Разломы юго-западного и северо-восточного бортов Гелайсорской впади­ны, связывающие между собой соседние сегменты Гарнийской зоны, также вы­ражены на местности прямолинейными уступами. По обоим уступам впадина опущена. При этом северный уступ в значительной мере нарушен и замаскиро­ван оползнями, транспортировавшими материал поднятого крыла разлома в расположенную северо-восточнее долину р. Гарничай. Оба разлома очень кру­тые и имеют правосдвиговую компоненту смещений. Если по разлому юго-за­падного борта впадины сдвиг только предполагается по нечётким искривлени­ям пересекаемых оврагов, то на северо-западном борту сдвиговые смещения вполне достоверны и превосходят вертикальные. Они отмечаются и на юго-во­сточном продолжении разлома, уже за пределами впадины, где русла пересека­емых оврагов смещены вправо на 20-30 м, а правый изгиб более крупной доли­ны достигает 110-120 м. Вертикальная составляющая движений, если и присут­ствовала там, то полностью замаскирована оползанием северо-восточного кры­ла разлома.

Центральная часть Гелайсорской впадины нарушена многочисленными мелкими разломами, уступы которых определяют ступенчатый рельеф днища и формируют небольшие замкнутые котловины. По одному из таких разломов (1 на рис. 139, б) наряду с уступом высотой 2-3 м выявлено правосдвиговое сме­щение на 10-15 м. По другим нарушениям зафиксированы только вертикаль­ные смещения, которые в одних случаях обнаруживают признаки взброса, а в

Рис. 140. Фрагмент разреза канавы поперек активных разрывов внутри Гелайсорской впади­ны типа push-inside (составили А.С. Караханян и В.Г. Трифонов)

1- почвенный слой; 2- щебень; 3 - голоценовые (?) отложения; 4- коллювий коренных пород; 5, 6- коренные породы: 5 - песчаники и глины, 6- известняки

Fig. 140. Fragment of the trench section across active faults within the Chelaisor push-inside basin (compiled by A.S. Karakhanian and V.G. Trifonov)

1 - recent soil; 2 - crushed rock; 3 - Holocene (?) deposits; 4 - colluvium of bedrock; 5,6- bedrock: 5 - sand­stones and clays, 6 - limestones

других - сброса. В канаве, вскрывшей один из разломов, обнаружены оба типа смещений: по двум плоскостям, различающимся наклоном; опущены южные крылья (рис. 140), причем сбросовая подвижка более молодая.

В пределах Гелайсорской впадины и её обрамлений обнаружены многочис­ленные следы катастрофического Гарнийского землетрясения 1679 г. Они пред­ставлены свежими оползнями, молодыми смещениями по разломам впадины, разрушением и повреждением церквей и других средневековых сооружений. Время разрушений и повреждений устанавливалось по церковным хроникам, проверялось на месте и в ряде случаев удостоверялось радиоуглеродным дати­рованием. Пользуясь шкалой балльности, основанной на сравнении выявлен­ных разрушений с разрушениями аналогичных построек при Спитакском земле­трясении 1988 г., А.С. Караханян [Trifonov, Karakhanian, Assaturian, Ivanova, 1994] уточнил карту изосейст и положение эпицентра Гарнийского землетрясения (см. рис. 46). Оказалось, что его магнитуда близка к 7, а очаг приурочен к Ге­лайсорской впадине.

Вместе с тем сейсмогенный облик многих разломов впадины, их разновоз- растность и неоднократное возобновление подвижек, равно как и разновозраст- ность оползней, в одних случаях перекрывающих возникшие разломы, а в дру­гих нарушаемых смещениями по ним, свидетельствуют о неоднократном повто­рении сильных землетрясений в течение голоцена.

К более северо-западному участку кулисного подставления Мармарик- Азатского и Алаварского сегментов приурочена, как показал А.С. Караханян [Trifonov, Karakhanian, Assaturian, Ivanova, 1994], эпицентральная область Цах- кадзорского землетрясения 8 октября 1827 г. с магнитудой >6,5 (см. рис. 47). Сходный рисунок имеет и северо-западное окончание Гарнийского разлома. Здесь, на сочленении с Памбак-Севанским разломом, Гарнийский разлом рас­щепляется на несколько ветвей, простирающихся более широтно, чем юго-вос­точное продолжение разлома. Эти ветви имеют значительную взбросовую со­ставляющую смещений, причём обычно подняты северо-восточные крылья.

Крайняя юго-западная ветвь явилась тем тектоническим нарушением, по которому произошла главная подвижка при Спитакском землетрясении 7 дека­

бря 1988 г. с магнитудой 7 (рис. 141). Возник 37-километровый сейсмогенный разрыв с правым сдвиго-взбросовым смещением до 2 м в центральной части, причём на отрезках разрыва запад-северо-западного простирания существенно преобладает взбросовая составляющая, а на отрезках северо-западного прости­рания более заметной и местами преобладающей становится сдвиговая состав­ляющая [Трифонов, Караханян, Кожурин, 1990]. Повсеместно поднято (взбро­шено) северо-восточное крыло разлома. При том же землетрясении и его аф­тершоках активизировались и соседние активные разломы. В области, ближай­шей к эпицентру главного толчка, по Памбак-Севанскому разлому на земной поверхности возникла 200-метровая трещина с правым сдвигом стенок до 3 см и поднятием северного крыла до 6 см. В северо-восточной части Восточно-Ана­толийской зоны произошёл левый сдвиг до 10 см.

Приуроченность эпицентров сильнейших землетрясений к участкам кулис­ного подставления сегментов сдвиговых зон представляется неслучайной. По­добную приуроченность обнаруживают и сильнейшие землетрясения XX века в Северо-Анатолийской зоне. Одной из характерных структур рассматриваемого типа здесь является Эрзинджанская впадина, вытянутая на 50 км [Trifonov et al., 1993] (рис. 142). Впадина выполнена плиоцен-четвертичными обломочными толщами, среди которых, по крайней мере вдоль северо-восточного борта впа­дины, присутствуют вулканические или субвулканические образования. Они об­разуют цепь холмов (Алтин-Тепе, Кара-Тепе, Боз-Тепе, Пелитли-Тепе и др.). Эти холмы служат своеобразным экраном, из-за которого водные потоки, спу­скающиеся с северо-восточного склона впадины, не достигают напрямую её осевой части и разгружают сносимый обломочный материал перед фронтом холмов в виде больших конусов выноса. Современное осадконакопление осо­бенно интенсивно в юго-восточной половине впадины, занятой долиной р. Ев­фрат. Плиоцен-четвертичные толщи залегают на крупнейшем гипербазитовом массиве, обнажающемся на бортах впадины.

Средняя скорость правосдвиговых перемещений вдоль Северо-Анатолий­ской зоны за поздний плиоцен и квартер достигает здесь 18-20 мм/год [Ватка, 1992; Trifonov, Karakhanian, Kozhurin, 1994]. Современная скорость накопления упругой деформации в зоне разлома определена техникой GPS в 26 мм/год [Drewes, Geiss,1990; Reilinger, Barka, 1997; McClusky et al., 2000]. Близкие оценки дал анализ сейсмологических данных (см. раздел 2.2.2).

Сегменты Северо-Анатолийской зоны ограничивают Эрзинджанскую впа­дину с юго-запада и северо-востока. Они простираются под острым углом друг к другу, сливаясь на северо-западе и расходясь на 15 км в юго-восточной части впадины.

Позднечетвертичная активность разлома юго-западного борта впадины вы­ражена фрагментарно. Отмечены небольшие правые смещения водотоков и си­стематическое взбросовое поднятие юго-западного крыла. Активность разлома северо-восточного борта проявлена повсеместно. Разлом состоит из двух, мес­тами трёх ветвей (см. рис. 142), из которых наиболее активна самая северо-вос­точная ветвь. Вдоль её 10-километрового отрезка между с. Ялнизбаг-Ко и г. Эр­зинджаном четыре долины средне- или позднеплейстоценового заложения сме­щены вправо на 1000 м [Trifonov et al., 1993]. Северо-восточнее Эрзинджана, возле с. Джечит-Ко, большой овраг смещён вправо на 100 м. Тот же овраг сме­щён вправо на 15-20 м по более юго-западной ветви разлома. Более мелкие ов­раги смещены вдоль неё на 8 м. Ещё в 15 км юго-восточнее, возле холмов Ал- тин-Тепе и Боз-Тепе правые смещения долин измеряются десятками метров и иногда достигают 100 м.

Рис. 142

По тем же ветвям разлома подняты северо-восточные крылья. Смещение имеет сбросовый характер, что хорошо видно в северо-западной части впадины в 1 км южнее с. Эйниол. Здесь вскрыт тектонический контакт ультрабазитов с аллювиальными конгломератами плиоцена-нижнего плейстоцена. Поверхность контакта наклонена на юго-запад под углами 80-90°. Линзы песчаника и граве­лита в конгломератах наклонены возле разлома на юго-запад под углами 50-70°. Конгломераты сильно уплотнены и карбонатизированы.

Разломы обоих бортов Эрзинджанской впадины продолжаются на юго-вос­ток за её пределы. Продолжение разлома юго-западного борта причленяется к Восточно-Анатолийской зоне разломов южнее с. Карлиова. Как и в пределах впадины, его позднечетвертичная активность проявлена фрагментарно. Так, не­посредственно к северу от с. Пюлюмюр наблюдается несколько сближенных молодых уступов с поднятыми северо-восточными крыльями. Активность юго­восточного продолжения разлома северо-восточного борта впадины проявлена повсеместно. Отмечены как вертикальные, так и многократно превосходящие их правосдвиговые голоценовые и позднеплейстоценовые смещения [Trifonov, Karakhanian, Kozhurin, 1994].

С юго-востока Эрзинджанская впадина ограничена разломом Овасик, кото­рый юго-западнее переходит в разлом Малатия, сливающийся на юго-западе с Восточно-Анатолийской зоной. Вдоль разломов Овасик и Малатия выявлены четвертичные и местами позднечетвертичные левосдвиговые смещения с вер­тикальной компонентой [Saroglu et al., 1992b]. На юго-восточном борту Эрзинд­жанской впадины позднечетвертичные вертикальные смещения имеют взбро- совый характер. Поднято юго-восточное крыло разлома.

Внутри Эрзинджанской впадины обнаружено несколько небольших разло­мов, параллельных разлому Овасик и разделяющих впадину на поперечные блоки (см. рис. 142). Разлом между с. Хилир и с. Джерме ограничивает область интенсивной голоценовой седиментации к северо-западу от него. Разлом возле с. Пизван ограничивает с северо-запада широкую часть поймы Евфрата и забо­лоченную равнину к северу от реки.

Рис. 141. Сейсмогенный разрыв Спитакского землетрясения 1988 г. среди активных разломов Гарнийской зоны [Трифонов, Караханян, Кожурин, 1990]

1- сейсмогенный разрыв Спитакского землетрясения 1988 г.; 2 - области голоценовой аккумуля­ции. Остальные обозначения см. на рис. 10. Буквы на карте: села А - Алавар, Г - Гехасар, Го - Гогаран, Са - Сарапат; города К - Кировакан (Ванадзор), Л - Ленинакан (Гюмри), С - Спитак; Н - пос. Налбанд (Ширакамут)

Fig. 141. Seismic rupture of the Spitak 1988 earthquake and other active faults in the Garni zone [Три­фонов, Караханян, Кожурин, 1990]

1 - seismic rupture of the Spitak 1988 earthquake; 2 - area of Holocene sedimentation. See fig 10 for other leg­end. Letters in the map: villages: A - Alavar, Г - Ghehasar, Го - Gogaran, H - Nalband (Shirakamut), Ca - Sarapat; towns: К - Kirovakan (Vanadzor), Л - Leninakan (Ghyumri), C - Spitak. Алаварский разлом (Alavar fault) is a segment of the Garni zone; Амасия-Сарыкамышский разлом (Amasia-Sarykamysh fault) is a segment of the East Anatolian fault zone

Рис. 142. Эрзинджанская впадина в восточной части Северо-Анатолийской зоны разломов [Trifonov et al., 1993]

1-3- активные разломы, слева достоверные, справа предполагаемые: 1- с правым смещением, 2 - с вертикальным смещением, 3- с неустановленным смещением; 4- участки обильного трещинообразо- вания при землетрясении 1992 г.; 5 - области интенсивного позднечетвертичного осадконакопления Fig. 142. Erzincan basin in the eastern part of the North Anatolian fault zone [Trifonov et al., 1993]

1-3 - active faults (proved in the left and supposed in the right): 1 - with dextral offsets, 2 - with vertical off­sets, 3 - without identified offsets; 4 - sites of abundant rupturing during the 1992 earthquake; 5 - areas of intensive Late Quaternary sedimentation

В районе Эрзинджанской впадины обнаружены многочисленные следы го­лоценовых сильных землетрясений. О них свидетельствуют и ^исторические хро­ники [Ambraseys, 1970, 1975, 1988]. На этот район, охватывающий 1/10 длины Северо-Анатолийской зоны, пришлось около 1/3 всех зафиксированных в ней исторических и инструментальных землетрясений с магнитудами не менее 5,5 [Trifonov, Karakhanian, Assaturian, Ivanova, 1994].

Наибольшую известность приобрело сильнейшее землетрясение 26 декабря 1939 г. (М = 7,8). Его эпицентр располагался недалеко от Эрзинджана, но воз­никшая при землетрясении зона сейсмогенных разрывов распространилась вдоль Северо-Анатолийской зоны лишь на северо-запад от эпицентра на 350 км. Вдоль неё произошёл правый сдвиг до 3,7 м и вертикальное смещение до 2 м [Pavoni, 1961; Ambraseys, 1970, 1988]. По данным А. Барка [Barka, 1992], макси­мальное сдвиговое смещение при землетрясении достигало 7,5 м.

13 марта 1992 г. произошло землетрясение магнитудой 6,8 с эпицентром в юго-восточном углу Эрзинджанской впадины [Barka, Eydogan, 1993]. Вдоль разлома северо-восточного борта впадины возникла прерывистая полоса эшелонированно расположенных трещин растяжения, нередко с вертикаль­ным смещением до 20 см (как правило, подняты северо-восточные крылья) и иногда с правосдвиговым смещением до 10 см [Trifonov et al., 1993]. Протя­жённость полосы - 62 км. Она частично совпадает с сейсмогенным разрывом 1939 г., но главным образом наращивает его к юго-востоку. По-видимому, эти трещины косвенно отражают косую правосдвигово-сбросовую подвижку в очаге землетрясения.

При сильнейшем афтершоке 18 марта 1992 г. (М = 5,8) был активизирован небольшой разлом северо-восточного простирания у восточных окраин с. Пю- люмюр. Возникла простирающаяся по азимуту 55-60° СВ полоса зияющих тре­щин и небольших уступов, вдоль которой оказались сконцентрированными сильнейшие разрушения. Таким образом, при этом землетрясении активизиро­вались оба структурных направления, определивших конфигурацию Эрзинд­жанской впадины.

Структуры описанного типа, наряду с впадинами типа pull apaprt, присутст­вуют и в более западных частях Северо-Анатолийской зоны разломов [Sengor et al., 1985]. В этой и других сдвиговых зонах они возникли на участках такого ку­лисного подставления сегментов, при котором происходит локальное усиление сжатия, приводящее к вдавливанию межразломного блока. Мы предложили на­зывать их впадинами push inside (в противоположность впадинам pull-apart) [Trifonov et al., 1995]. Их отличает появление взбросовой компоненты смещений и местами возникновение осложняющих складок.

Между двумя типами впадин есть переходные формы. Так, на юго-запад­ном борту Элпинской впадины кулисное строение пограничного разлома со­здаёт условия локального растяжения между его сегментами, и здесь разви­ваются мелкие впадины pull-apart. В западной части Сюникекой впадины pull-apart противоположный характер эшелонированного строения погра­ничной зоны разломов приводит к развитию локальных структур push inside (см. раздел 4.2).

Возникновение сжимающей компоненты смещений неоднократно отме­чалось при соответствующих искривлениях сдвиговых зон, что было показа­но, например, А.В. Лукьяновым [1963] на примере сейсмогенных разрывов современных катастрофических землетрясений. Дополнительное сжатие вы­ражается появлением взбросовой или надвиговой компоненты смещения по разлому, а также оперяющих взбросов, надвигов и сжатых складок. В связи с

развитием этих структур происходит дифференцированное воздымание зем­ной поверхности. Эти достаточно известные положения получили развитие в обстоятельной сводке А.Г. Силвестера [Sylvester, 1988]. Демонстрируя боль­шое разнообразие. присдвиговых структур, он связывает образование при- сдвиговых грабенов или иных депрессионных форм только с условиями ло­кального растяжения. По его мнению, если подобные формы и возникают при сжатии, то они невелики и представляют собой пластины или узкие бло­ки, отстающие по скорости выжимания и воздымания от соседних блоков или пластин [Sylvester, 1988, Figure 22]. Они не образуют устойчивых впадин, вы­раженных в рельефе и молодых отложениях. Почему же в описанных случа­ях сжатый блок между эшелонированно расположенными сегментами сдвига не выдавливается вверх или в стороны, а вдавливается внутрь, образуя на зем­ной поверхности впадину?

Мы связываем это с относительной «плавучестью» блоков, которая зави­сит от средней плотности пород земной коры. Наиболее погруженная Эрзин- джанская впадина push inside расположена на крупнейшем ультраосновном массиве. Признаки неглубоко залегающей офиолитовой ассоциации с ультра­базитами известны и в других местах Северо-Анатолийской и Памбак-Севан- ской зон, Гелайсорской и Элпинской впадинах. Присутствие плотных гипер- базитов приводило к тому, что ещё до возникновения присдвиговой впадины её поверхность была изостатически опущена относительно соседних террито­рий. Поэтому при возникновении локального присдвигового сжатия происхо­дило не выдавливание, а вдавливание охваченного сжатием блока. Такое вда­вливание представляется возможным лишь при наличии корового волновода, по которому вдавленные горные массы рассредоточиваются на соседние тер­ритории.

6.2.2.