Тектоника Сюникской структуры
На описываемом участке Ханарасарский разлом испытывает с северо-запада на юго-восток характерные структурные изменения. Сначала его зона, севернее простиравшаяся в направлении СЗ-ЮВ, несколько отгибается к востоку, становясь почти широтной.
Затем она резко отгибается к югу, разделяясь на несколько ветвей. На крайнем юге эти ветви сливаются в единый разлом юго-восточного простирания, типичного для Ханарасарской зоны. Таким образом, рассматриваемый участок зоны представляет собой удлинённую с севера на юг ромбовидную структуру с двумя бортами северо-западного и двумя бортами меридионального простираний. Внутренность ромба рассечена многочисленными более мелкими разрывами меридионального, реже северо-западного простирания.Разлом северо-восточного ограничения ромбовидной структуры на всём протяжении характеризуется (как и в более северо-западных сегментах Ханарасарской зоны) относительным подъемом северо-восточного крыла. Амплитуда вертикального смещения достигает 5 м на поверхности среднеплейстоценовых лав и уменьшается к юго-востоку (на более молодых формах рельефах) до 2-3 м. Здесь, в 3 км юго-восточнее горы Ераблюр (5 на рис. 87), позднеплейстоценовые склоны долины смещены по разлому вправо на 60-70 м. Голоценовое русло смещено вправо на 5-6 м при его подъёме в северо-восточном крыле разлома на 0,3 м. Таким образом, соотношение вертикальной и сдвиговой компонент смещения близко к 1/20.
Разлом юго-западного ограничения ромбовидной структуры состоит из нескольких сегментов, расположенных эшелонированно друг относительно друга. 240
Все они характеризуются относительным поднятием юго-западных крыльев. В 1 км северо-западнее горы Навассард (6 на рис. 87) амплитуда поднятия достигает 3,5 м. Там же нечётко обособленное днище набольшой долины смещено по разлому вправо на 20-30 м.
Разлом несёт следы недавних, вероятно сейсмогенных обновлений.
Подвижки по разлому вызвали подпруживание упомянутой смещённой долины. В возникшей котловине отложилось более 2 м тонкого обломочного материала. О его мощности гипотетически можно судить по тому, что высота разломного уступа земной поверхности на участке, ограничивающем котловину, составляет 1м, а рядом, где в обоих крыльях залегают скальные породы, достигает 3,5 м. В шурфе, вскрывшем 1 м разреза котловины, под современным почвенным слоем (15 см) залегает 10-сантиметровый слой суглинка, обогащённого органикой и, вероятно, отвечающего последнему сейсмогенному импульсу углубления. Радиоуглеродный возраст суглинка 2020 ± 160 лет [210 г. до н.э. - 135 г. н.э.] (ГИН- 8193). Под ним находится слой (30 см) бурого суглинка с редкими камнями и единичными находками обломков обсидиановых орудий. Ниже залегает слой пластичной глины видимой мощностью 45 см, отвечающей, по нашему мнению, одному или двум предыдущим импульсам сейсмогенного углубления котловины. Образец из нижних 10 см слоя глины дал радиоуглеродный возраст 5000 ± 160 лет [3960-3650 гг. до н.э.] (ГИН-8194).Все предполагаемые сейсмические события имели место после создания петроглифов. На это указывает тот факт, что петроглифы присутствуют на глыбах каменной осыпи, смещаемой разломом, но отсутствуют на соседней молодой осыпи, упирающейся нижним краем в уже сформированный разломный уступ. За последние 5,5 тысячелетий произошло углубление котловины на 1-2 м, что дает среднюю скорость её погружения, измеряемую долями миллиметра в год. При указанном выше соотношении вертикальной и горизонтальной составляющих перемещения средняя скорость сдвига могла достигать первых миллиметров в год.
Северо-западнее тот же сегмент разлома смещает на 180-200 м днище долины, ограниченной с севера позднеплейстоценовым лавовым потоком и заполненной выше по течению мореной конца позднего плейстоцена. Можно полагать по этим соотношениям, что указанное смещение произошло за вторую половину позднего плейстоцена и голоцен, т.е.
в течение последних нескольких десятков тысяч лет. Если так, то средняя скорость сдвига составляет, как и на более южном отрезке того же сегмента, несколько миллиметров в год, что соизмеримо со скоростью сдвига в северной части Ханарасарской зоны. Далее к северо-западу разлом пересекает лавовый поток III генерации голоцена. На поверхности потока разлом не виден (не возобновлялся после извержения), но долина, по которой позднее двигалась лава, смещена вправо на 100-200 м.Ещё северо-западнее описанный сегмент кулисно подставляется другими сегментами, сохраняющими те же черты строения. Величина уступа земной поверхности достигает 2,5-3 м. По поведению линий разломов в рельефе можно предполагать наклон сместителей на юго-запад под углом около 50°. Вдоль одного из сегментов (7 на рис. 87) измерено правое смещение русла пересекаемого сухого ручья на 3 м при подъёме западного крыла на 0,8 м. По другому сегменту (8 на рис. 87) стенка загона для скота, сооружённого в XVII-XVIII вв., искривлена вправо на 30 см. Это даёт за 300 лет скорость движения около 1 мм/год. Поскольку за указанный срок на рассматриваемой территории не отмечено ни одного сильного землетрясения, приведенную величину можно считать скоростью крипа и подвижек при слабых землетрясениях. Она существен-
Рис. 92. Глыба с петроглифом возле разломного уступа, перевернутая и покрытая другими глыбами при сильном землетрясении (9 на рис. 87) [Караханян и др., 1999]
Fig. 92. Block with petroglyph turned over and covered by other blocks near the fault scarp during the strong earthquake (9 in fig. 87) [Караханян и др., 1999]
но меньше суммарной средней скорости движений, включающей в себя и эффекты сильных землетрясений.
В северо-западной части описываемого ограничения ромбовидной структуры (9 на рис. 87) разлом выражен двумя параллельными голоценовыми уступами на 3 и 4 м. Верхний уступ (на 4 м) отличается большей свежестью и крутизной.
На его верхнем крыле наблюдаются трещины отседания, сходные с трещинами, возникшими в поднятом крыле главного сейсмогенного надвиго-взброса Спитакского землетрясения 1988 г. в Северной Армении [Трифонов, Караханян, Кожурин, 1990]. Очевидно, и в рассматриваемом случае образование подобных трешин обусловлено взбросовым характером подвижки.Вместе с тем к юго-востоку уступ переходит в ряд коротких, до 30 м, эше- лонированно расположенных рвов растяжения, простирающихся в направлении 40-50° СВ и соединяющихся изометрическими валами. Они простираются в направлении 300-310° СЗ. Сочетания таких рвов и валов свидетельствует о сейсмогенной подвижке с правосдвиговой составляющей. Среди каменных глыб склона, изменивших первичное положение в связи с образованием уступа, обнаружена глыба с опрокинутым петроглифом, заваленная другими глыбами (рис. 92). Очевидно, петроглиф был создан до сейсмогенной подвижки.
В восточном крыле разлома на расстоянии 0,3-1,5 км от него протягиваются четыре небольших разлома того же направления, на юге и севере сливающиеся с основным разломом. Эти осложняющие нарушения, подобно основному, характеризуются поднятием западных крыльев. Разломные уступы подпружи- вают русла пересекаемых ими ручьёв. На водоразделах между ручьями, т.е. на относительно древней по возрасту поверхности (не моложе позднего плейстоцена), высота уступов составляет 0,5-2 м при правом сдвиге гребня водораздела по
каждому из разломов на десятки метров. Более восточные разломы отличаются большими величинами сдвиговых смещений, чем западные. К востоку от восточного из этих нарушений отмечен разрыв (10 на рис. 87) с поднятым восточным крылом. Высота разломного уступа 1 м. Структурные признаки и нечётное смещение слабо врезанного сухого ручья позволяют предполагать присутствие правосдвиговой компоненты. На юге разломный уступ продолжается на поверхности голоценовых лав I генерации.
Разломы юго-западного и северо-восточного ограничений ромбовидной структуры, изгибаясь, переходят соответственно в её западное и восточное ограничения.
Западное ограничение представляет собой сбросовый уступ с опущенным восточным крылом. Иначе говоря, по сравнению с юго-западным ограничением изменяется наклон разлома, но не направление вертикального смещения. Высота уступа на поверхности допозднеплейстоценовых пород достигает 5 м. На поверхности позднеплейстоценовых лав она немного меньше. Вместе с тем южный край позднеплейстоценового лавового потока в 6 км севернее горы Каркар (11 на рис. 87) смещён по разлому вправо на 56 м. Севернее, в 2,5 км к юго-западу от горы Ераблюр (12 на рис. 87), рассечённый разломом конус средне-позднеплейстоценового вулкана наряду с поднятием западного крыла на несколько метров оказывается смещённым вправо на несколько десятков метров.Восточное ограничение ромбовидной структуры также представляет собой сбросовый уступ, точнее, эшелонированный ряд сближенных уступов. Опущено западное крыло. Высота уступа на поверхности неогеновых пород достигает 10-12 м. Южнее, на поверхности позднеплейстоценовых лав, она уменьшается до 3 м.
В 3-3,5 км западнее восточного пограничного разлома прослеживается протяжённый разломный уступ с опущенным восточным крылом. В северной части он имеет высоту до 10 м и не несёт следов голоценового обновления. Разлом смещает поверхность позднеплейстоценовых лав и южнее служит западной границей распространения голоценового лавового потока II генерации. Далее к югу разлом, по-видимому, испытал позднейшее обновление, поскольку следит- ся (в виде малоамплитудного уступа) и на поверхности голоценовых лав I генерации.
Пространство между этим разломом и восточным ограничением ромбовидной структуры в поперечном сечении представляет собой грабен шириной до 3,5 км. К нему приурочены все центры голоценового лавового вулканизма и основной объём извергнутого ими вулканического материала. Севернее области распространения голоценовых лав грабен представляет собой выраженное в рельефе понижение, в наиболее опущенной восточной части которого находится оз. Карагель, возникшее из-за подпруживания речной долины сбросом восточного ограничения грабена.
Дно грабена на расстоянии до 1,5 км от его восточного сбросового ограничения нарушено несколькими сбросовыми уступами с опущенными восточными крыльями. Некоторые из них представляют собой ряды эшелонированно расположенных нарушений. Величина уступов - 1-6 м. Для их опущенных крыльев, как и для южной части восточного сбросового ограничения грабена, характерны узкие рвы глубиной до 1м и шириной до 15 м, непосредственно примыкающие к сбросам. Часть сбросов продолжается на юг в поле лав II генерации голоцена. Высота уступов здесь меньше, чем на севере. На поверхности лав III генерации разрывных смещений не обнаружено.
Долина, подпруживание которой привело к образованию оз. Карагель, ограничена с юга позднеплейстоценовым лавовым потоком, т.е. образовалась в
современном виде после его излияния. Долина испытала суммарное правосдвиговое смещение на 200-300 м по разлому восточного ограничения грабена и расположенным западнее разломам с опущенными восточными крыльями. Если сдвиг произошёл за конец позднего плейстоцена и голоцен, его средняя скорость достигала нескольких миллиметров в год.
Сбросовое ограничение восточного края ромбовидной структуры фиксируется и южнее голоценового лавового поля. На восточном склоне горы Навас- сард (14 на рис. 87) высота сбросового уступа возрастает с севера на юг от 1-1,5 м до 3 м. Опущено западное крыло. Южнее разлом смещает вправо на 5-7 м днище долины сухого ручья. Непосредственно в зоне разлома на каменных глыбах обнаружены петроглифы, не испытавшие смещений. По-видимому, последние подвижки по разлому имели место до создания петроглифов, т.е. раньше, чем вдоль юго-западного ограничения ромбовидной структуры.
На крайнем юге юго-западное и восточное ограничения ромба сливаются в единый разлом. Между ними выделены два небольших нарушения, отходящих на север от разлома юго-западного края ромбовидной структуры. Один из них ответвляется в 1 км западнее горы Навассард (6 на рис. 87) и прослеживается на 1,5 км. Западное крыло поднято на величину до 2,5 м и сдвинуто вправо до 11 м. Второй разлом ответвляется в 3 км севернее и прослежен на 2,8 км. По нему русло сухого ручья смещено вправо на 3 м. Хорошая геоморфологическая сохраность свидетельствует об относительной молодости обоих нарушений. Второй разлом нарушает даже поверхность голоценовых лав 1П генерации.
4.2.3.