ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ЗОНЫ И ИХ РАЗВИТИЕ В НОВЕЙШЕЕ ВРЕМЯ

Поскольку позднечетвертичные тектонические проявления являются, по меткому выражению П. Тейяра де Шардена [1987], «мгновенным срезом дли­тельно развивающихся волокон», мы сочли целесообразным предпослать опи­санию активной тектоники краткий очерк его мезозойско-кайнозойской и, в ча­стности, новейшей (олигоцен-четвертичной) структуры.

Рассматриваемая территория чрезвычайно гетерогенна по характеру рель­ефа. С юга её омывают воды Индийского океана, к востоку от которого нахо­дится Индостан, а к западу - среднегорные плато и низменности Аравии и Аф­рики. Северную часть территории охватывают Туранская низменность и юг Во­сточно-Европейской равнины с мелководными впадинами Северного и Цент­рального Каспия и Азовского моря. Между этими двумя в общем равнинными или погруженными областями находится центральная часть Альпийско-Гима­лайского горного пояса, в состав которого входят и высочайшая в мире горная система Гималаев, Каракорума, Памира и Тянь-Шаня, и горы Ирана, Кавказа и Турции, и разные по морфологии и происхождению впадины Восточного Сре­диземноморья, Южного Каспия и Красного моря.

Орографическому разнообразию отвечает гетерогенность альпийской тек­тоники и разнообразие её неотектонических (олигоцен-четвертичных) проявле­ний (рис. 9) [Трифонов, 1999]. От них зависит характер активной тектоники и, в частности, рисунок и параметры активных разломов.

Разнообразие альпийской тектоники региона определяется продольной и поперечной тектонической зональностью. Продольная зональность обусловле­на особенностями взаимодействия литосферных плит южного, «гондванского» ряда - Индийской, Аравийской и Африканской - с Евразийской плитой. Глав­ная особенность состояла в том, что в процессе северного дрейфа южных плит от них откалывались фрагменты, которые начинали двигаться быстрее, а ось спрединга океана Тетис, ограничивавшего с юга Евразийскую плиту (а в палео­зое предшествовавших ей плит северного ряда), скачками мигрировала к югу и оказывалась в тылу отторженных фрагментов.

Это можно интерпретировать таким образом, что под северным краем Гондваны стационарно располагалась глубинная зона восходящего мантийного потока, которой в верхах мантии и земной коре на каждом этапе отвечала ось спрединга Тетиса. Над зоной восходящего потока последовательно оказыва­лись разные участки Гондванских плит, которые в результате откалывались. Под действием латеральной производной глубинного потока их северный дрейф ускорялся, и новая ось спрединга формировалась в их тылу, оставаясь не­изменно над восходящим потоком [Трифонов, 1999]. Сейчас такая область вос­ходящего потока глубинного мантийного вещества находится, по данным сейс­мической томографии, под территорией, занятой Эфиопским и Красноморско­Аденским рифтами, и продолжается по меньшей мере в западную часть средин­ного хребта Индийского океана.

Рис. 9. Схематичная неотектоническая карта Восточной Ойкумены - Восточного Средиземноморья, Западной и Центральной Азии (составил В.Г. Трифонов)

7 - крупные межгорные и предгорные впадины; 2 - горные системы; 3 - высочайшие горные сооружения; 4 - границы гор и межгорных впадин; 5-9- разло­мы, проявившие активность в четвертичное время (крупнейшие разломы выделены утолщенными линиями): 5 - надвиг или взброс, 6 - сдвиг, 7 - сброс, 8 - раздвиг, 9 - флексура

Fig. 9. Neotectonic map of the Eastern Oykumena (Eastern Mediterranean, Western and Central Asia)

1 - major foredeeps and inteπnountain basins; 2 - ridge systems; 3 - highest ridge systems; 4 - ridge-basin boundaries; 5-9 - Quaternary faults (major faults are shown by thick­ened lines): 5 - thrust or reverse fault, 6 - strike-slip fault, 7 - normal fault, 8 - extension fault, 9 - flexure

В геологической структуре описанная особенность выражена следующими с юга на север сутурами нео-, мезо- и палео-Тетиса и примыкающими к ним зо­нами соответствующих континентальных окраин, а также срединными массива­ми, тяготевшими первоначально к той или иной окраине Тетиса.

• Южное обрамление коллизионного пояса образовано Индийской, Аравий­ской и Африканской литосферными плитами. Континентальные области Ин­дийской и Аравийской плит разобщены Индийским океаном. Граница Аравий­ской и Африканской.плит проходит по Красноморскому рифту и продолжаю­щей его Левантской системе разломов. На разных стадиях неотектонического этапа были активными разные разломы этой системы [Трифонов и др., 1991]. С начала плиоцена основные перемещения сосредоточились в зоне собственно Левантского разлома, который, возможно, дополняется разломом вдоль конти­нентального склона Средиземного моря, смыкающимся на юге (разлом Роум) с Левантской зоной. Северная окраина Африканской плиты представлена не только континентальной равниной, но и Левантской впадиной Восточного Сре­диземноморья с субокеанической корой.

На континентальной коре Индийской и Аравийской плит сформировались Предгималайский и Месопотамский предгорный прогибы. Во фронтальной ча­сти прогибов происходит интенсивное формирование новейших складок и над­вигов (Сивалик и Внешний Загрос). По мнению А. Гансера [1967], фундамент Гималаев тождествен фундаменту Индийской платформы, но подвергся интен­сивному новейшему шарьированию и, соответственно, скучиванию и воздыма- нию. Вместе с тем осадочный чехол Тибетских Гималаев принадлежит уже не континентальной платформе, а пассивной окраине Тетиса. Подобной активизи­рованной окраиной являются зоны Краевых складок Юго-Восточной Турции и складчато-надвиговых деформаций Северо-Западной Сирии.

Сутура нео-Тетиса представлена на востоке региона мел-эоценовыми офи­олитами зоны Инда, которая огибает Индийскую плиту и переходит на её запад­ном ограничении в зону Кветты [Gansser, 1966].

Севернее выделяются фрагменты тектонических зон, представлявших в ме­зозое «гондванскую« окраину мезо-Тетиса. Таковы зона Каракорума и Юго-Во­сточного Памира и зона Тавра. Среди них на востоке региона тектонически обособлены массивы древних метаморфических пород, Восточно-Афганский и

Юго-Западного Памира. Сутура мезо-Тетиса представлена Рушано-Пшартской зоной на границе Центрального и Южного Памира [Карапетов и др., 1975; Паш­ков, Швольман, 1979], которую продолжает в Афганистан офиолитовая зона Хашруд. Сильно метаморфизованные офиолиты, возможно, отвечающие ран­ней фазе мезо-Тетиса, присутствуют в Сасандадж-Сирджанской зоне, образую­щей северо-восточное крыло Главного надвига Загроса. Западнее шарьирован- ные офиолиты мезо-Тетиса выделены в Закавказье, Турции и Греции. Они ок­ружают аллохтонно залегающие срединные массивы, являющиеся реликтами Африкано-Аравийского склона мезо-Тетиса, тогда как Лутский массив Восточ­ного Ирана представляет, по мнению М.Л. Баженова и В.С. Буртмана [1990], его северную окраину.

Более северные зоны отвечают северной окраине мезо-Тетиса. Они слага­ют Центральный и Северный Памир, зону Гератского (Герирудского) разлома в Афганистане и Ирано-Понтическую мегазону [Баженов, Буртман, 1990].

В составе зон северного обрамления мезо-Тетиса выделяются офиолиты палео-Тетиса. Они известны на Северном Памире и Тянь-Шане. На Кавказе обособляются две сутуры палео-Тетиса. Северная из них, вероятно, замыкаю­щаяся на северо-западе, обнаружена в Передовом хребте [Белов, 1981], а южная погребена под Малым Кавказом, поскольку в его северной части (Храмский массив) обнаружены раннекаменноугольные отложения с фауной европейской биогеографической провинции [Баженов, Буртман, 1990]. В Анатолии фраг­менты сутуры конца палеозоя выявлены среди офиолитов мезо-Тетиса [Sengor etal., 1980].

Описанные тектонические зоны Альпийско-Гималайского пояса развива­лись в условиях сжатия и испытали существенное поперечное сокращение, в значительной мере, а в некоторых зонах целиком приходящееся на неотектони- ческий этап. Он начался после того, как в эоцене, 40-50 млн лет назад, про­изошло замыкание нео-Тетиса, и коллизионные процессы охватили большую часть рассматриваемой территории.

рост которых приводил к общему воздыманию поверхности. В Аравийско-Кав­казском сечении, где пояс yxe, указанная закономерность выражена не столь отчётливо.

Северная граница Альпийско-Гималайского пояса с Евразийской плитой на востоке совпадает с северным фронтом горного сооружения Тянь-Шаня, пред­ставляющего собой активизированные в новешее время палеозоиды. Погружа­ясь на запад, Тянь-Шань переходит в Туранскую плиту, палеозойский фунда­мент которой перекрыт более или менее мощным осадочным чехлом. Здесь но­вейшие деформации представлены дискретно и обычно менее интенсивны. Большой Кавказ можно рассматривать, подобно Тянь-Шаню, как активизиро­ванный край Евразийской плиты, где севернее западного продолжения палеозо- ид (Скифской плиты) находится докембрийская Восточно-Европейская плат­форма.

Поперечная тектоническая сегментация Альпийско-Гималайского пояса яв­ляется его важнейшей особенностью. В пределах рассматриваемого региона обособляются Адриа-Эгейский, Аравийско-Иранский и Памиро-Гималайский сегменты [Трифонов и др., 2002]. Их границы выражены простирающимися на ССВ слабо изогнутыми системами активных разломов, продолжающихся в юж­ных плитах и так или иначе сочленяющихся с элементами рифтовой системы Индийского океана.

Граница Адриа-Эгейского и Аравийско-Иранского сегментов представлена Левантской зоной левых сдвигов, которая примыкает с юга к простирающейся на северо-восток Восточно-Анатолийской зоне. Обе они характеризуются но­вейшими левосдвиговыми смещениями, которые имеют подчинённую верти­кальную компоненту, взбросовую в Восточно-Анатолийской зоне. Суммарное новейшее левосдвиговое смещение по Восточно-Анатолийской зоне оценено в 22-27 км, а его средняя скорость - в 5 мм/год [Barka, Kadinsky-Cade, 1988]. Доли­ны рек Евфрат и Мурат испытали левосдвиговый изгиб на 10-14 км с конца пли­оцена, что даёт среднюю скорость движения 5-7 мм/год. Вдоль северного, сирий­ского, отрезка Левантской зоны сдвиг на 15 ± 5 км возник за последние 3,5 млн лет. Это даёт среднюю скорость сдвига 4-5 мм/год [Трифонов и др., 1991]. На южном, израильском отрезке суммарная амплитуда новейшего сдвига и его воз­раст более проблематичны. С высокой степенью гипотетичности можно гово­рить о сдвиге в десятки километров, возможно, до 100 км с конца миоцена [Три­фонов, 1999]. На юге Леванская зона смыкается с рифтом Красного моря.

Левый сдвиг на западной границе Памиро-Гималайского сегмента на ранних этапах коллизии осуществлялся вдоль зоны Кветты, а в новейший этап сосредо­точился вдоль кулисно подставляющих друг друга с юга на север Чаманского, Пагманского и Дарвазского разломов. С.А. Захаров [1969] оценил суммарную амплитуду левого сдвига и флексурного изгиба тектонических зон вдоль Дар­вазского разлома в 180 ÷ 200 км. Чаманский разлом переходит на юге в эшело­нированный ряд нарушений, продолжающийся в Индийском океане разломом Оуэн.

Вдоль указанных границ сегментов, особенно на участках их отклонения к северо-востоку, есть проявления сжатия, представленные взбросовой компо­нентой движений и параллельными разломам складками. Вместе с тем попереч­ные зоны характеризуются эшелонированным строением, причём между под­ставляющими друг друга сдвиговыми сегментами развиваются впадины типа pull apart. Они наиболее типичны для Левантской зоны (впадины залива Акаба, Мертвого моря, Генисаретского озера и Эль-Габ), но есть и в зоне Дарвазского разлома (впадина Кокча).

В пределах выделенных сегментов активные структуры простираются в це­лом в направлении СЗ-ЮВ, испытывая характерные искривления. В центре сег­мента его юго-западный край очерчивает плавную дугу, выпуклую к юго-запа­ду, а северный выступ каждой южной плиты облекается кайнозойскими зонами пояса, образуя крутые выпуклые к северу дуги главных синтаксисов: Малокав­казского и Пенджабско-Памирского. Синтаксисы являются областями локаль­ной трансформации общего северо-восточного дрейфа южных плит в меридио­нальный дрейф. На восточных краях сегментов выделяются меньшие синтакси­сы: Родосский между Крито-Эллинской и Кипрской дугами, Оманский между Загросом и Макраном (с ним внутри пояса связана Аладаг-Биналудская дуга се­вернее Лутского массива) и Ассамский восточнее Гималаев.

Главные синтаксисы имеют общие черты строения. Их западные фланги образованы упоминавшимися выше левыми сдвигами на границах сегментов. Вдоль северо-восточных флангов развиваются правые сдвиги, затухающие в юго-восточном направлении. При этом они сменяются складчато-надвиговыми зонами выпуклых к юго-западу дуг. Таков, например, переход Памиро-Карако- румского правого сдвига в Пограничную и Фронтальную активные зоны Гима­лаев. Суммарное новейшее правосдвиговое смещение и изгиб тектонических зон вдоль Памиро-Каракорумского сдвига превышают 100 км [Пейве и др., 1964]. Его главным северо-западным продолжением являются правые сдвиги Юго-Восточного Памира суммарной амплитудой до 100 км [Руженцев, 1963, 1968].

На северо-восточном фланге Малокавказского синтаксиса и северного вы­ступа Аравийской плиты присутствуют две системы активных разломов. Одна из них образована Памбак-Севан-Ханарасарской зоной разломов на северо-во­сточном фланге синтаксиса. Сдвиговая компонента движений здесь многократ­но превосходит взбросовую. На юго-востоке Ханарасарский разлом кулисно подставляется Тебризским разломом, который имеет более широтное (восток- юго-восточное) простирание и более значительную взбросо-надвиговую компо­ненту смещений. Тебризский разлом является частью прерывистой системы мо­лодых нарушений, протягивающихся на юго-восток в тылу Загроса. Вдоль них выявлены как правосдвиговая, так и взбросо-надвиговая компоненты смеще­ний, причём на участках разломов, отгибающихся к востоку, взбросо-надвиго­вая компонента возрастает.

Вторая система соответствует современной границе Аравийской плиты. Она образована на севере юго-восточным сегментом Северо-Анатолийской зо­ны разломов. Ф. Шароглу [Saroglu, 1988] отмечает здесь правый изгиб долины р. Мурат на 18 км и обосновывает среднеплиоценовый (2,5 млн лет назад) воз­раст начала движений. Если долина Мурата, подобно долинам других крупных рек региона, заложилась в самом конце плиоцена, средняя скорость сдвига - около 9 мм/год. К юго-восточному сегменту Северо-Анатолийской зоны при­мыкает с юга Главный современный разлом Загроса, также преимущественно правый сдвиг. Его юго-восточное продолжение представлено несколькими раз­ломами. Из них главным является дугообразный разлом Дена, который сначала простирается на юг и характеризуется преимущественно правосдвиговыми сме­щениями, а затем отгибается на юго-восток, где вдоль его ветвей начинает пре­обладать надвигание, сопряжённое со складчатостью.

От разлома Дена на юг ответвляется Казерун-Боразджанская и Карех- Басская правосдвиговые зоны. Суммарный новейший (в основном четвертич­ный) правый сдвиг вдоль Казерун-Боразджанской зоны, выявленный по сме­щениям и резким изгибам осей пересекаемых складок, достигает 10 км, что да­

ёт его скорость 3-5 мм/год. Казерун-Боразданская зона затухает к югу по ме­ре того, как от неё ответвляются на юго-восток складчато-надвиговые цепи Загроса. Зона Карех-Бас в северной части простирается меридионально, юж­нее делает несколько ступенчатых в плане изгибов, причём на отрезках юго­восточного простирания сдвиг сменяется надвигом, и, наконец, переходит во флексурно-надвиговую зону юго-восточного простирания с поднятым северо­восточным крылом.

Такая зависимость типа движений от изгибов каждой зоны разломов совме­щается с тем, что вся система правых сдвигов, следующих вдоль границы Ара­вийской плиты, изменяет простирание от восток-юго-восточного в Северо-Ана­толийской зоне до юго-восточного у Главного современного разлома Загроса и меридионального у разломов Дена, Казерун, Боразджан и Карех-Бас.

На северных флангах синтаксисов ограничивающие сдвиговые зоны сбли­жаются. Так, Восточно-Анатолийская зона сочленяется с Памбак-Севан-Хана- расарской зоной под утлом всего 17°. При этом обе зоны сохраняют противопо­ложный сдвиговый тип движений вплоть до точки сочленения. Такое же сочле­нение под очень острым углом левых и правых сдвигов выявил А.С. Караханян в дугообразно изогнутой Дорунехской зоне севернее Лутского массива.

Выпуклые к юго-западу северо-восточные фланги южных плит имеют раз­ное строение в зависимости от типа деформируемой земной коры. При её суб­океаническом типе (Крито-Эллинская и Кипрская дуги) происходит современ­ная субдукция, которая в обоих указанных случаях сочетается со встречным надвиганием северного крыла [Трифонов, 1999]. При континентальном типе ко­ры южных плит (предгорья Загроса и Гималаев) из-за высокой плавучести они полого пододвигаются под коровые структуры пояса, а перед фронтом под- двига происходит срыв мощного осадочного чехла передового прогиба, где раз­виваются складки и надвиги, напрямую отражающиеся в рельефе. В Загросе па- леомагнитным датированием возраста грубой молассы удалось доказать рас­пространение этого процесса на юго-запад в прежде недеформированные части Месопотамского прогиба [Бачманов и др., 2000]. Аналогичная праградация гру­бой молассы и складчато-надвиговых деформаций установлена в Предгималай- ском прогибе [Yeats, 1986].

Деформации и смещения на южном краю пояса далеко не компенсируют ве­личин северного дрейфа южных плит. Частично их движение передаётся более северным областям пояса (механизм бульдозинга), где проявляется смещениями в зонах активных разломов на границах микроплит и блоков литосферы и в меньшей степени внутриблоковыми смещениями и деформациями. При этом с юга на север стиль новейшей тектоники изменяется от складчато-разломного к чисто разломному. В соответствии с общим нарастанием деформации к востоку бульдозинг охватывает наиболее обширные территории в Центральной и Юго­Восточной Азии. В Аравийско-Иранском сегменте он представлен только в Иране, а западнее область его проявления ещё более сужается.

Бульдозинг сочетается с отжиманием горных масс в стороны от фронталь­ных частей синтаксисов, где поперечное сжатие максимально. Отжимание со­провождается вращением межразломных блоков и микроплит [Трифонов, 1991], что выражается сдвиговыми перемещениями по субширотным разломам, правыми к западу и левыми к востоку от синтаксисов. Среди таких правых сдви­гов выдающееся место занимает Северо-Анатолийская зона, ограничивающая с севера Анатолийскую плиту. Суммарные амплитуды новейших правосдвиговых смещений достигают 30—40 км на востоке и западе зоны, причём на западе они распределяются между двумя её ветвями [Ватка, 1992]. В центре зоны амплиту­

да уменьшается до 22-30 км. По мнению Ф. Сароглу [Saroglu, 1988], указанные смещения начали формироваться около 2,5 млн лет назад, но тот факт, что на такую же величину сдвинуты крупнейшие речные долины, заложившиеся не раньше самого конца плиоцена, свидетельствует о более молодом возрасте под­вижек. Их средняя скорость оценивается в 18-20 мм/год на западе и востоке зо­ны и 13 мм/год в её центральной части [Трифонов, 1999].

За исключением Северо-Анатолийской зоны субширотные левые сдвиги преобладают над правыми. Они описаны в Западном Китае [Ding Guoyu, 1984] и Западной Монголии [Трифонов, Макаров, 1988]. Подобные разломы со зна­чительной левосдвиговой компонентой смещений выявлены в Северном Иране (разломы Даште-Байаз, Дорунех, Моша, Ипак и разлом Рудбарского землетря­сения 1990 г. в Эльбурсе), тогда как в более южных областях Ирана доминиру­ют сопряжённые с ними правые сдвиги [Трифонов, 1999]. Преобладание сдви­гов среди новейших разломов Альпийско-Гималайского пояса обусловлено тем, что сдвиги являются наиболее энергетически экономной формой перемещения горных масс в континентальной коре [Трифонов, 1991].

1.2.