Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Геодинамика и сейсмотектоника зон сочленения Памира с Тянь-Шанем и Малого Кавказа с Большим
ВАК РФ 04.00.04, Геотектоника
Автореферат диссертации по теме "Геодинамика и сейсмотектоника зон сочленения Памира с Тянь-Шанем и Малого Кавказа с Большим"
Российская Академия Наук Объединенный институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта Институт сейсмологии
На правах рукописи УДК 551.14+551.243+550.348
Белоусов Томас Петрович
Геодинамика и сейсмотектоника зон сочленения Памира с Тянь-Шанем и Малого Кавказа с Большим
Специальность 04.00.04 — геотектоника
Автореферат
диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук
Москва 1997
Работа выполнена в Институте сейсмологии
Объединенного института физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН
Официальные оппоненты:
доктор геолого-минсралогических наук, академик РАН Ю.Г. Леонов
доктор геолого-минералогических наук В.И. Макаров
доктор геолого-минералогических наук Ю.К. Щукин
Ведущая организация: Институт географии РАН,
Защита состоится "05" ноября 1997 г. в 10 часов
на заседании Специализированного диссертационного совета Д.002.08.02
при Объединенном институте физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН
Адрес: 123810, Москва, ул. Бол. Грузинская, 10
Объединенный институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН
С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Объединенного института физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН
Лаборатория геоморфологии
Автореферат диссертации разослан
Ученый секретарь Специализированного совета, кандидат физ.-мат. наук
А.М. Артамонов
Общая характеристика работы
Диссертационная работа является итогом 35-лстних геолого-геоморфологических, неотектонических и сейсмотектонических наблюдений автора в различных по геологической истории регионах Земли. Исследования были направлены на познание неотектонических закономерностей развития территорий, реконструкцию палеонапряжений, разработку геодинамических моделей и усовершенствование методики оценки сейсмической опасности.
Актуальность исследований. Тектонические движения и сейсмотектонические проявления земной коры генетически связаны между собой. Землетрясение, представляя собой особый тип тектонических движений, выступает как один из факторов формирования структурных элементов земной "коры. В то же время его приуроченность и сила зависят от различных аспектов развития этих структурных элементов во времени и пространстве. Сложная взаимосвязь между тектоническими движениями и сейсмическими явлениями позволяет на основе анализа сейсмичности того или иного региона судить о современной активности и тенденции геодинамических процессов в его пределах, с другой стороны изучение современного структурного плана и закономерностей его геологического развития дает возможность выявлять наиболее активные тектонические зоны, с которыми может быть связано возникновение очагов сильных и катастрофических землетрясений.
Зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем и Малого Кавказа с Большим, располагающиеся в центральной части Средиземноморского складчатого пояса, характеризуются весьма сложными тектоническим строением и геологическим развитием. Они являются уникальными структурными образованиями, на основе изучения которых решаются геодинамические проблемы всего альпийского складчатого пояса в целом. Несмотря на это, закономерности проявления в пределах зон сочленения сейсмических процессов, обладающих на фоне сопредельных территорий повышенной активностью, до сего времени не познаны. Поэтому сила и место катастрофических кавказских землетрясений последних лет (Спитакское — 1988 г., Рачинское — 1991 г., Барисахское — 1992 г.) для большинства специалистов явились неожиданными. Одна из причин этого — отсутствие детально разработанных и достоверно обоснованных геодинамических моделей формирования рассматриваемых регионов. Совместное изучение зон сочленения Памира с Тянь-Шанем и Малого Кавказа с Большим весьма актуально. Оно позволит выявить основные закономерности их новейшей геодинамики, установить тенденцию развития на современном этапе геологической истории и уточнить сейсмическую опасность территорий, что имеет важное теоретическое и практическое значение.
Цель и основные задачи исследований. Целью данной работы является установление механизма формирования современных геодипамических систем и усовершенствование методики сейсмотектонических исследований на основе обобщения и анализа нового геолого-геоморфологического и сейсмотектонического фактического материала. В качестве объектов исследования выбраны обладающие повышенной тектонической и сейсмической активностью зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем и Малого Кавказа с Большим. Они рассмотрены на фоне Памиро-
Гималайского и Тавро-Кавказского регионов с позиций двух альтернативных концепций—геосинклиналыюй и тектоники литосферных плит.
Достижение поставленной цели осуществлялось на основе решения конкретных задач:
1. Морфоструктурный анализ современного рельефа, изучение новейшей разрывной тектоники, количественная оценка неогеновых, четвертичных, плейстоценовых и голоценовых тектонических движений зон сочленения и сопредельных территорий.
2. Реконструкция палеонапряжений земной коры на основе анализа трсщиноватости осадочных горных пород зон сочленения и сопредельных территорий.
3. Разработка геодинамической модели формирования зон сочленения на основе комплексного анализа геолого-геоморфологических и геофизических даных, современных рисунков дугообразных морфоструктурных элементов, ориентаций осей сжатия полей палеонапряжений и векторов палеомагнитных склонений.
Использованные материалы. В основу диссертации положен авторский фактический материал, собранный в период полевых исследований с 1962 по 1997 годы. Наряду с ним, проанализированы геолого-геоморфологические, геофизические, тектонофизические, геодинамические и сейсмотектонические данные, содержащиеся в литературных и фондовых источниках. Отработка методических приемов геодинамических и сейсмотектонических иследований производилась на территориях многочисленных регионов, в изучении которых автор принимал непосредственное участие. В 1962-65 гг. автор участвовал в полевых работах на Северо-Востоке России, изучая неоген-четвертичные отложения, геоморфологию и неотсктонику Северной Камчатки, Западной Чукотки, Колымской низменности и Северного Верхоянья. Начиная с 1966 г. проводил экспедиционные сейсмотектонические исследования в Центральной Азии, Крым-Кавказ-Копетдагсхом регионе и некоторых зарубежных странах: 1966-67 гг.—Северный и Центральный Тянь-Шань, 1968-69 гг.—Памир, 1970 г.—Северо-Восточный Кавказ (Дагестан), 1971 г.—Дарваз, 1972-75 гг.—Юго-Западный Тянь-Шань, 1976 и 1984 гг.—Центральные Кызылкумы, 1977-78 гг.— Центральная Куба, 1979-80 гг.—Ливия, 1980-82, 1985-86, 1988 и 1991 гг.—зона сочленения Памира с Тянь-Шанем, 1983 г.—Северо-Западный Тянь-Шань, 1985 г. —Ирак, 1987 г.— Сирия, 1989-90 гг.—Западная Куба и Горный Крым, 1991 г.— зона сочленения Малого Кавказа с Большим, 1992-93 гг. Северный Кавказ, 1994-95 гг.—Центральное Предкавказье, 1994 и 1996 гг.—Восточная Татария. Наряду с этим, совершены рекогносцировочные маршруты по Малому Кавказу, Копетдагу, Горному Алтаю и Южному Уралу, а также районам городов Одессы, Запорожья, Ростова и Азова.
Научная новизна. Большинство методических приемов и подходов, использованных в работе при решении неотектонических и геодинамических задач, являются новыми. Они разработаны автором лично и в соавторстве на примере многочисленных регионов Земли, различающихся историями доновейшего и неотектонического развития, а также активностью современных сейсмических процессов. Вследствие этого и полученные результаты характеризуются новизной и оригинальностью. Наиболее интересными из них являются следующие:
1.Предложена методика количественной оценки неогеновых, четвертичных, плейстоценовых и голоценовых тектонических движений земной коры на основе палеогеоморфологических реконструкций. Она позволяет устанавливать амплитуды
вертикальной составляющей тектонических движений горных областей за интервалы новейшего времени по данным о высотах речных террас.
2.Существенно усовершенствована методика реконструкции палеонапряжений по рисунку трещиноватости осадочных горных пород. Предположение о наличии слоев локализационной неустойчивости — каркаса будущей трещиноватости, возникающих в осадках еще до их литификации, позволяет, устанавливать возраст палеонапряжений и выявлять закономерности эволюции напряженного состояния во времени и пространстве.
3.Предложен новый методический подход к проведению геодинамических исследований, основывающийся на комплексном использовании результатов реконструкции палеонапряжений, морфоструктурного анализа и папеомагнитных исследований. Подход позволяет решать палеотектонические задачи и устанавливать механизмы формирования современных геодинамических систем.
4.0боснован механизм формирования зон сочленения Памира с Тянь-Шанем и Малого Кавказа с Большим на альпийском этапе тектонического развития. Он обусловлен активным взаимодействием относительно стабильной Евразийской литосферной плиты с Памирской микроплитой, располагающейся во фронтальной части перемещающейся на ССЗ Индостанской плиты, и с Закавказской микроплитой, находящейся во фронтальной части двигающейся на ССВ Аравийской плиты. Механизм разработан на основе новых методических подходов к геодинамическим исследованиям и детального анализа нового фактического материала по глубинному и геологическому строению, новейшей и четвертичной тектонике, ориентации осей сжатия полей палеонапряжений и векторов палеомагнитных склонений.
Практическое значение исследований. Методика неотектонических, тектонофизических и геодинамических исследований, в разработке и усовершенствовании которой автор принимал непосредственное участие, использовалась в процессе многолетних сейсмотектонических работ по оценке сейсмической опасности районов строительства гидротехнических сооружений на рр. Чилик, Или, Нарын и Вахш в Центральной Азии, атомных электростанций и центров ядерных исследований в Ираке, Сирии, Ливии и на Кубе, а также при уточнении сейсмической опасности площадок строительства Нововоронежской и Крымской АЭС на территориях России и Украины. Наряду с этим, результаты исследований автора использовались при составлении Карты сейсмического районирования территории СССР (ОСР-78) и разрабатываемой в настоящее время Карты сейсмического районирования Северной Евразии.
Основные защищаемые положения:
1. Центральная часть Северного Памира перекрывает южные блоки Тянь-Шаня не менее, чем на 20-30 км. &гот вывод сделан на основе детального анализа новых данных по глубинному строению, новейшей и четвертичной тектонике, современному морфоструктурному плану и сейсмичности зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем и сопредельной территории.
2. Структурные дуги Памира, Малого Кавказа и южных частей зон сочленения имеют вторичное происхождение. Это установлено на основе комплексного использования данных морфоструктурного анализа, реконструкций
палеонапряжений и палеомагнитных исследований. Одним из механизмов их формирования может быть активное взаимодействие относительно стабильной Евразийской литосферной плиты с перемещающимися на север-северо-запад Памирской и север-севсро-восток Закавказской микроплитами. 3. Местоположения зон сейсмической опасности, выделяемых в пределах современных геодинамических систем, весьма существенно зависят от выбранной модели и концепции тектонического развития. Данный вывод обоснован на примере зон сочленения Памира с Тянь-Шанем и Малого Кавказа с Большим Показано, что работам по оценке сейсмической опасности подобных регионов должны предшествовать геодинамические исследования, направленные на выбор механизма их формирования.
Апробация результатов работы. Материалы диссертации были представлены на многочисленных совещаниях, симпозиумах и конгрессах всероссийского, всесоюзного и международного уровней. Периодически они докладывались и обсуждались на семинарах в лабораториях и отделах Института физики Земли (ИФЗ) АН СССР, на заседаниях Ученых советов Комплексной сейсмологической экспедиции ИФЗ АН СССР, Института физики Земли АН СССР, Института сейсмологии ОИФЗ РАН, Объединенного института физики Земли РАН, Института географии РАН, ВНИИгеосистем РАН, МГУ и Московского центра Русского Географического общества, на заседаниях Технических советов и совещаниях в организациях, занимающихся вопросами сейсмического районирования и оценки сейсмической опасности районов строительства ГЭС, АЭС и ЦЯИ (Атомэнергопроект, МАГАТЭ и т. д.), на Международных конгрессах по геологии Кубы в 1979 и 1989 гг. (Куба), Международных конгрессах JNQUA в 1982 г. (Россия), 1987 г. (Канада) и 1991 г. (Китай), на Международных геологических конгрессах в 1984 г. (Россия) и 1996 г. (Китай), на Международном симпозиуме по нелинейной сейсмологии в 1986 г. (Суздаль), на Международном совещании по археосейсмичности в 1992 г. (Сирия), на Международной конференции EUGC в 1993 г. (Франция), на Международном семинаре по напряжениям в литосфере в 1994 г. (Москва), на Всероссийском совещании по изучению четвертичного периода в 1994 г. (Москва), на Генеральных ассамблеях ESC в 1994 г. (Греция) и EGS в 1995 г. (Германия), на Конференциях по геологии и полезным ископаемым Северного Кавказа в 1995 г. (Ессентуки) и 1996 г. (Краснодар), на Международных конференциях по методам текстурного анализа в 1995 г. (Дубна) и 1997 г. (Екатеринбург).
Исследования по реконструкции палеонапряжений на основе анализа трещиноватое™ осадочных горных пород и выявлению закономерностей делимости земной коры на разных масштабных уровнях поддержаны РФФИ (инициативные проекты; гранты № 94-05-17371 и 96-05-65212, издательский проект: грант № 96-0578080).
Публикации. Содержание диссертации и результаты исследований по ее теме отражены в четырех монографиях (одна — персональная, три — с соавторами), 95 статьях и тезисах докладов (из них 26 — на английском языке), 26 научных и научно-производственных отчетов, из которых более 10 посвящены вопросам сейсмического
районирования и оценки сейсмической опасности районов строительства ГЭС, АЭС и ЦЯИ в России и за рубежом.
Структура и объем диссертации. Работа состоит из введения, 10 глав, объединенных в четыре части, заключения и списка литературы из наименований. Общий объем диссертации страниц машинописного текста, включая рисунков.
Выполнение работы. Работа выполнена в Лаборатории палеосейсмологии Института сейсмологии Объединенного института физики Земли РАН в процессе проведения плановых научных и научно-производственных исследований.
При обработке материалов и обобщении результатов автор неоднократно обсуждал вопросы, затронутые в диссертации, с М.Е. Артемьевым, A.M. Бабаевым, Б.М. Богачкиным, Г.П. Винниченко, Ю.С. Геншафтом, А.Ф. Грачевым, Ю.Ф. Копничевым, С.Ф. Куртасовым, K.M. Мирзоевым, A.B. Пономаревым, Т.Г. Раутиаи, Б.А. Рогозиным, Б.Г. Рулевым, С.Ф. Скобелевым, Ю.П. Сковородкиным, Г.А. Соболевым, МЛ. Соминым, И.Р. Стахоесхим, В.В. Трифоновым, O.K. Чедия, Н.В. Шебалиным, В.В. Штейнбергом, В.В. Шолоховым, В.Н. Шолпо, В.В. Эзом, С.В. Энман, СЛ. Юнгой и с другими коллегами. На протяжении почти 20 лет автор диссертации, как в камеральных условиях, так и в многочисленных экспедициях, плодотворно сотрудничает с Щ.А. Мухамедиевым, что позволило выполнить данную работу на уровне современных геомеханических знаний. Програмное обеспечение исследований и компьютерная обработка данных по трещиноватости горных пород выполнены совместно с С.Ф. Куртасовым. Названным коллегам за многолетнее сотрудничество и дружеские дисскуссии автор искренне признателен.
Особенно благодарен автор Г.И. Рсйснеру за большой труд по чтению и рецензированию рукописи диссертации, A.A. Никонову и В.И. Уломову за постоянный деловой обмен мнениями по различным вопросам, рассмотренным в диссертации.
Автор многим обязан сотрудникам Лаборатории палеосейсмологии Института сейсмологии ОИФЗ РАН, которым выражает сердечную благодарность за дружескую помощь и поддержку при подготовке и обсуждении диссертации.
При технической подготовке рукописи на разных этапах неоценимую помощь оказали H.H. Белоусова, Е.А. Крупешшкова и Л. Д. Флейфель, которым автор также искренне благодарен.
Часть I
Методика изучения геодинамики зон сочленения Памира с Тянь-Шанем и Малого Кавказа с Большим
В пределах Евразийского континента в субширотном направлении от Тихого океана до Атлантики простирается горный пояс, в центральной части которого располагаются крупнейшие горные страны: Памир и Тянь-Шань — на востоке, Большой и Малый Кавказ — на западе. В местах наименьшего расстояния между ними на широте 39-42° находятся своеобразные морфоструктурные образования — юны сочленения Памира с Тянь-Шанем и Малого Кавказа с Большим. Территории, в пределах которых они сформировались, весьма существенно различаются историей
как доновейшего, так и новейшего геологического развития. Несмотря на это, зоны сочленения обладают удивительным сходством по многим параметрам (табл.1).
Таблица 1. Сравнительный анализ морфоиетрических показателей зон сочленения (ЗС) Памира (П) с Тянь-Шанем (ТШ) и Малого Кавказа (МК) с Большим (БК)
№ Морфометрические Зона сочленения
показатели МК с БК П с ТШ
1 Абсолютная высота ЗС ср. 0.5-1.0 км ср. 3.0-5.0 км
а) максимальная
в наиболее узком месте 1.0-1.5 км 4.0-5.0 км
б) минимальная
в наиболее узком месте 0.3-0.5 км 2.0-2.5 км
2 Длина ЗС » 750 км « 550 км
3 Ширина ЗС ср. 50-70 км ср. 30-50 км
а) максимальная « 150 км Я 100 км
б) минимальная 10-25 км 15-20 км
4 Абсолютная высота взаи- МК и 2-3 км, max ~ 5 км П я 4.5-6 км, max »7.5 км
модействующих горных БК м 3-4 км, шах м 5.5 км Ю.ТШ«4-5 км, тахк5.5 км
стран МК менее БК на 0.5-1.0 км П более ТШ на 0.5-1.0 км
5 Ширина южной душ ЗС ср. 700-800 км ср. 500-600 км
а) основание 900 км 650 км .
б) верхняя часть 675-725 км 400-450 км
б Высота южной дуги ЗС ср. 170-250 км ср. 270 км
а) западвал часть 250 км 250 км
б) центральная часть 200-225 км 300 км
в) восточная часть 170 км 250 км
7 Углы флангов дуг с меридианом
а) западный фланг 40-60° 10-30°
б) восточный фланг 10-30° 40-60°
8 Падение плоскостей раз- северная — ка север, северная — верт. и на сев.
ломов на границах ЗС южная — на север южная — верт. и на юг
9 Поперечные зоны Пальмиро- Апшеронская Памиро- Гималайская
а) длина « 600-750 км » 500-550 км
б) ширина » 30-70 км » 15-30 км
в) азимут простирания ВСВ, 60° ССВ, 15°
г) амплитуда правосто-
роннего смещения я 50-70 км * 20-30 км
Практически идентичны рисунки зон сочленения в плане: их северные границы обладают субширотными линейными простираниями, южные — дугообразными, выпуклыми к северу. На флангах обеих зон располагаются крупнейшие тектонические впадины: Таримская и Южно-Каспийская — на востоке, Афгано-Таджикская и Черноморская — на западе. Зоны сочленения характеризуются сложнейшим геологическим строением и повышенной на фоне сопредельных территорий тектонической и сейсмической активностью. Все это заставляет
предполагать, что они сформировались в сходных геодинамических условиях, которые сохранились и на современном этапе тектонического развития.
Вместе с тем названные черты сходства зон сочленения не раскрывают всей сложности их новейшей и современной геодинамики. В частности, до сего времени не познаны закономерности проявления в их пределах сейсмических процессов. Исследования данных регионов в ОИФЗ РАН проводятся более 35 лет. Этот период был посвящен сбору фактического материала и детальной его обработке. Были получены и обобщены оригинальные геолого-геоморфологические, неотектонические, сейсмотектонические и геофизические данные, разработаны интересные методические приемы их анализа и геодинамической интерпретации.
Наиболее обширные сведения собраны по Памиру, Тянь-Шаню, зоне их сочленения- и сопредельным с ними территориям: обобщены данные о проявлении новейших, неогеновых, плейстоценовых, голоценовых и современных тектонических движений, составлены схемы их амплитуд и скоростей в изолиниях, построены карты современных морфоструктур и их простираний, выявлены и откартированы разрывные нарушения, активные на новейшем этапе тектонического развития и выраженные в современном рельефе. На основе анализа данных по трещиноватости осадочных пород палеозойского и мезозой-кайнозойского возрастов установлены закономерности развития полей палеонапряжений и выявлена тенденция их эволюции во времени и пространстве. Сопоставление нсотсктоничсских и сейсмических данных позволило установить некоторые особенности их взаимосвязи и наметить пути, ведущие к пониманию и оценке опасности сейсмотектонических процессов.
Детальные неотехтоническис и геодинамические исследования проводились нами также на Кавказе и сопредельных с ним территориях. Изучались геолого-геоморфологические последствия Дагестанского землетрясения 1970 г. на северо-востоке Большого Кавказа и Рачинского 1991 г. — в центральной части зоны сочленения Малого Кавказа с Большим. Велись детальные сейсмотектонические исследования на Северном Кавказе и в Предкавказье. В течение нескольких лет обследовалась территория Горного Крыма, совершены рекогносцировочные сейсмотектонические маршруты по Армении и Копетдагу. Оценена сейсмическая опасность Сирии и Ирака на севере Аравийской плиты и в предгорьях Восточного Тавра и Загроса.
Глава 1. Изучение современных морфоструктурных планов Памиро-Гималайского и Тавро-Кавказского регионов
Уже на ранних этапах изучения Памиро-Гималайского и Тавро-Кавказского регионов исследователями было усвоено, что для понимания закономерностей их геологического развития важнейшее значение имеет анализ современных простираний орографических элементов, особенно в районах их схождения и скучивания. Большинство геологов того времени горные цепи рассматривало как выраженные в современном рельефе структурные образования, придавая термину "горный хребет" тектонический смысл. Согласно представлениям И.П. Герасимова и Ю.А. Мещерякова большинство горных хребтов относится к морфоструктурным элементам. Под морфоструктурой при этом понимается крупная форма рельефа, сформированная в
результате взаимодействия эндогенных и экзогенных факторов при ведущей роли тектонических движений земной коры [Герасимов, 1946; Мещерякоъ, 1960].
В наших исследованиях при изучении современных морфоструктурнмх планов Памиро-Гималайского и Тавро-Кавказского регионов, а также зон сочленения Памира с Тянь-Шанем и Малого Кавказа с Большим основой являлся структурно-геоморфологический анализ. Его задача состояла 8 выделении новейших структур земной коры и изучении закономерностей их развития на основе данных о рельефе земной поверхности и новейших отложениях. Конечным результатом исследований являлось составление схем современных морфоструктурных планов на основе топографических карт масштабов от 1:2500000 до 1:500000. Отдельные районы, характеризующиеся сложным структурным строением, были проанализированы по картам более крупных масштабов.
Основным содержанием схем морфоструктурных планов рассматриваемых регионов является рисунок их "идеального" рельефа, который был бы присущ земной поверхности после проявления неотектонических движений, но при отсутствии эрозионно-денудационных и седиментационных процессов. Графическое отображение этого рельефа осуществлялось с помощью морфоизогипс, представляющих собой обобщенные горизонтали топографических карт соответствующего масштаба. На начальной стадии исследований было составлено несколько вариантов схем рельефа, в становлении форм которого основную роль играли иеоггектонические процессы. Постепенное исключение геоморфологических образований экзогенного генезиса позволило с той или иной степенью достоверности выделить крупные морфоструктурные элементы.
Наряду с морфоизогинсами, на схемы, как правило, наносились крупные разрывные нарушения, выраженные в изолиниях современного рельефа и выделяемые на основе анализа топокарт, космических и аэрофотоснимков. Это способствовало выделению блоков земной коры, поверхность которых характеризуется присущими только им геоморфологическими признаками. Дополнительная информация при этом была получена при анализе схем современных простираний морфоструктур рассматриваемых территорий. Содержание составленных схем в процессе полевых гесшого-геоморфологических исследований уточнялось и дополнялось. Особенно детально проверялось местоположение разрывных нарушений, предполагаемых по геоморфологическим данным.
Глава 2. Изучение неотектонических движений земной коры и разрывных нарушений зон сочленения
2.1. Изучение и количественная оценка неогеновых и четвертичных вертикальных тектонических движений
И следования, направленные на разработку методов изучения неотектонических движений, в России ведутся уже более полувека [Шульц, 1932,1937,1948; Обручев, 1948; Николаев, 1962,1988; и др.]. В Объединенном институте физики Земли РАН они были нацелены, в основном, на их количественную оценку. Активное развитие они получили в работах Б.М. Богачкипа, A.B. Горячева, А.Ф. Грачева, О.И. Гущснко, В.Н. Крсстникова, H.H. Леонова, Ю.Г. Пеонова, П.Н. Николаева, A.A.
Никонова, В.А. Растворовой, Е.А. Рогожина, Г.И. Рсйснера и многих других исследователей. С 1966 г. в Центральной Азии неотектонические исследования проводила группа сотрудников Института под руководством В.Н. Крестникова. В нее на разных этапах входили Т.П. Белоусов, В.И. Ермилин, В.И. Кленов, А.Л. Теремецкий, Н.В. Чигарев, Б.Н. Хованский, Ф.С. Шивков, Е.И. Шишкин и Д.В. Штанге.
Автор диссертации изучением новейших движений Центральной Азии и других регионов Земли занимается более 30 лег. Наряду с полевыми исследованиями им проводились камеральные работы, нацеленные на анализ многочисленных литературных и фондовых материалов по геоморфологии, палеогеографии, неотектонике, сейсмотектонике, палеотектонике, геологии и геофизике Памира, Тянь-Шаня, Кавказа, Предкавказья и сопредельных с ними Западного Китая, Афганистана, Ирана и Турции.
При построении схем тектонических движений в изолиниях наиболее сложной операцией является их количественная оценка. Она, как известно, основывается на анализе первоначальных, последующих и современных гипсометрических положений опорных стратиграфических и геоморфологических уровней. Этот методический прием впервые был использовал де Геером для изучения послеледниковых движений Фенноскандии. В последующие годы этот метод активно развивался и совершенствовался Д.П. Резвым [1953], В.Н. Крестниковым [1954], Н.И. Николаевым [1962,1988], O.K. Чедия [1963,1972,1986], В.И. Макаровым [1978,1990] и многими другими учеными.
2.1.1. Количественная оценка неогеновых вертикальных тектонических
движений
Оценка неогеновых восходящих движений Памира и Тянь-Шаня осуществлялась нами на основе анализа первоначального и предчетвертичного гипсометрических положений предорогеяной поверхности выравнивания [Белоусов, 1980]. Первоначальное гипсометрическое положение поверхности принималось близким к 500 м [Крестников, 1954; Лоскутов, 1969; и др.]. Для восстановления ее предчетвертичного положения был использован методический прием реконструкции палеоуклонов днищ долин, разработанный автором на примере Памира [Белоусов, 1973,1975]. Его применение позволило восстановить предчетвертичные положения днищ неогеновых долин и на основе " данных о глубинах врезов рек за предшествующий период развития определить в необходимом количестве точек предчетвертичные гипсометрические положения предорогенной поверхности выравнивания.
Реконструирование предчетвертичного шпсометрического положения опорного уровня производилось в следующей последовательности:
1. Восстановление рисунка гидросети, существовавшей в Центральной Азии в период формирования опорного геоморфологического уровня.
2. Определение местоположений и абсолютных высот основных и местных базисов эрозии рек палеосети.
3. Реконструирование первоначальных уклонов днищ папеодолин, являющихся опорными геоморфологическими уровнями.
4. Восстановление предчетвертичных гипсометрических положений днищ палеодолин.
Предчетвертичные уклоны днищ палеодолин определялись на основе анализа их современных уклонов и выявления тектонических условий, приведших к изменению или сохранению предчетвертичных уклонов. Для установления условий, оказавших воздействие на днище палеодолины в четвертичное время, проводился анализ продольных профилей речных террас.
Предчетвертичное гипсометрическое положение предорогенной поверхности выравнивания (Я) определялось по формуле: Н=Н+Ь, где й-абсолютная высота днища палеодолины в конкретной точке продольного профиля перед началом четвертичного времени; ¡»-глубина вреза в предорогеннуто поверхность выравнивания за конец олигоцена-неоген. Амплитуда восходящих движений в этой точке оценивалась по разности первоначального и предчетвертичного гипсомегрических положений поверхности выравнивания.
Амплитуды неогеновых восходящих тектонических движений Памира и Тянь-Шаня для контроля были также расчитаны простым вычитанием амплитуд четвертичных движений из амплитуд новейших. Последние бьши сняты с многочисленных схем и карт новейших тектонических движений в изолиниях [Резной, 1955; Гзовский и др., 1960; Костенко, 1960; Николаев, Шулъц, 1961; Юрьев, 1967; Чедия, Трофимов, 1968; Карта неотектоники..., 1979; Карта новейшей..., 1996; Грачев, 1996; и др.].
2.1.2. Количественная оценка четвертичных вертикальных тектонических
движений
При принятии поверхности речной террасы в качестве опорного геоморфологического уровня, пригодного для количественной оценки четвертичных вертикальных движений горных стран, основные сложности связаны с реконструкцией ее первоначального гипсометрического положения. В первых работах за уровни отсчета амплитуд восходящих движений принимались продольные профили русел рек, т.е. высоты террас приравнивались к амплитудам одновозрастных поднятий [Бабак, 1957; Кленов, 1966; Кленов, Чшарев, 1969]. При таком подходе амплитуды движений сильно занижались [Белоусов, Чигарев, 1972].
В наших палеогеоморфологических реконструкцях в качестве опорного геоморфологического уровня взята террасовидная поверхность, развитая в основании среднего яруса рельефа Памира и сопредельной территории [Лоскутов, 1962; Чедия, 1972; и др.]. Она была сформирована в период относительного тектонического спокойствия, проявившегося в геологической истории большинства регионов Центральной Азии и юга Европы на границе плиоцена и плейстоцена [Белоусов, 1973,1975,1976; Крестников и др., 1979; и др.]. Возраст опорного уровня был уст ановлен на основе его более низкого гипсометрического положения по отношению к верхнему ярусу рельефа, а также по корреляции его с отложениями кулябского комплекса Таджикской депрессии и бахмалджилгинскими отложениями Восточного Памира [Трофимов, 1968].
Основные операции при реконструировании первоначального гипсометрического положения опорного уровня рассмотрены в предыдущем разделе. Для определения его современного положения применялось продольное
профилирование террас рек Памира. Всего нами было составлено более 30 продольных профилей, среди которых профили рек Памир-Пяндж-Амударья, Аличур-Гунт, Аксу-Мургаб-Бартанг,. Кокуйбель-Кудара, Шахдара, Язгулем, Ванч, Муксу, Кызылсу-Сурхоб-Вахш и Обихингоу. Впоследствии нами было составлено более 200 продольных профилей террас практически по всем крупным речным долинам Центральной Азии и некоторых других регионов.
После определения современного и первоначального гипсометрических положений опорного уровня амплитуды тектонических движений изучаемого региона за четвертичный период определялись по разности этих положений.
2.1.3.Количественная оценка вертикальных тектонических движений за эпохи
плейстоцена
При определении амплитуд восходящих движений горных стран за эпохи четвертичного периода в качестве исходных данных использовались глубины эрозионных врезов в нижний ярус рельефа за эти эпохи [Белоусов, 1973,1976]. За основу был принят принцип прямой зависимости эрозионного расчленения территории от интенсивности одновозрастного поднятия [Билибин, 1955; Панов, 1964]: чем больше глубина эрозионного вреза, тем большим амплитудам восходящих движений она соответствует [Агаханянц и др., 1964; Бабаев, 1969; Лоскутов, 1969; Несмеянов, 1969,1971; Трофимов, Чедия, 1970; Чедия, 1972; и др.].
Выполнялись следующие операции:
1. Выбор на продольных профилях террас серии поперечных профилей, удаленных друг от друга в среднем на 5-10 км.
2. Определение для каждого из выбранных поперечных профилей глубин эрозионных врезов за четвертичный период в целом, эпохи плейстоцена и голоцен.
3. Определение коэффициентов связей (с) амплитуд поднятий за четвертичный период в целом (Л) с глубинами обусловленных ими врезов (В) для каждой из изученных долин: с = А/В.
4. Определение амплитуд восходящих тектонических движений за эпохи плейстоцена и голоцен (а) по формуле: а - сЬ, где Ь-глубина вреза за соответствующую эпоху.
2.1.4.Количественный анализ голоценовых вертикальных тектонических движений
Пропорциональная зависимость глубин врезов от амплитуд одновозрастных поднятий при строгих расчетах недостаточно корректна. Отклонения от нее могут быть вызваны многими причинами, в том числе изменениями водностей рек вследствие непостоянства климатических условий. Водность потока и степень неравномерности стока на интенсивность эрозионной деятельности влияют весьма существенно: чем они меньше, тем пассивнее река реагирует на тектонические движения и тем менее величина ее врезания [Маккавеев и др., 1961]. Существенно изменяется скорость врезания реки по мере смены горных пород вниз по склону долины. Поэтому работы, направленные на количественную оценку восходящих движений, необходимо дополнять расчетами коэффициентов зависимости между названными явлениями и вносить в высоты террас соответствующие поправки.
Сложность таких исследований в работе показана на примере изучения голоценовых движений Северного Тянь-Шаня.
На основе всего комплекса методических приемов нами бьша составлена серия схем вертикальных движений, на которых впервые изолиниями был отображен суммарный результат тектонических движений Памира [Белоусов, 1973,1975,1976], зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем [Чигарев, 1973; Ермилин, Чигарев, 1981; Белоусов, 1984], Западного Тянь-Шаня [Белоусов, 1981], Центральных Кызылкумов [.Крестников, Белоусов, Штанге, 1980], Памира и Тянь-Шаня в целом [Крестников, Белоусов, Ермилин и др, 1979], центральной части Северного Кавказа и Предкавказья [Белоусов, Энман, Шолохов и др., 1996] и ряда других сейсмоопасных регионов за конец олигоцена-неоген, вторую половину раннего плейстоцена, средний и поздний плейстоцен, голоцен. Б целях познания закономерностей формирования структурного плана для некоторых регионов были построены схемы тектонических движений за ранний-средний плейстоцен, ранний-поздний плейстоцен, четвертичный период в целом. Последовательный анализ подобных схем позволяет проследить процесс становления структурного плана, установить явления его перестройки и выявить тенденцию развития региона на современном этапе геологической истории [Белоусов, 1973].
2.2. Количественное сопоставление новейших и доновейших вертикальных тектонических движений
Автором диссертации совместно с Е.А. Рогожиным разработан методический прием сопоставления новейших и доновейших вертикальных движений, опирающийся на количественные данные: Основные его положения в диссертации показаны на примере Алайского хр. Гиссаро-Алая [Белоусов, Рогожин, 1981].
Вкрест простирания этого хребта по долинам рек были составлены структурно-геологические профили [Рогожин, 1977]. На них показано внутреннее складчатое строение и современное гипсометрическое положение блоков палеозойских пород и разделяющих их разломов. По долинам этих же рек нами построены геолого-геоморфологические продольные профили, на которых отображено современное гипсометрическое положение террассовых уровней и предорогенной поверхности выравнивания.
В результате совместного анализа структурно-геологических и геолого-геоморфологических профилей, а также палео- и неотектонических карт в пределах поднятия выделена система блоков, ограниченных региональными разломами, активными как в доновейшее, так и в новейшее время. На палеозойских породах., слагающих блоки, выработана предорогенная поверхность выравнивания, современное гипсометрическое положение которой предопределено проявлением движений неотектонической активизации. Выделенные блоки испытывали весьма интенсивные вертикальные относительные перемещения и в более древние эпохи. Сопоставление положений стратиграфических горизонтов одновозрастных толщ палеозоя в крыльях граничных разломов позволило оценить амплитуды суммарных относительных вертикальных движений блоков за средний палеозой-голоцен.
Для установления амплитуд доновейших вертикальных движений Алайского хр. выполнены следующие операции:
1. Выделен опорный блок и установлено современное гипсометрическое положение маркирующего уровня.
2. Определены амплитуды относительных вертикальных перемещений блоков по разломам за период развития со среднего палеозоя по голоцен.
3. Установлено гипсометричесхое положение маркирующего уровня в пределах сопредельных блоков относительно опорного.
4. Составлены схемы относительных вертикальных движений Алайского хр. в изолиниях за период развития со среднего палеозоя по голоцен для складчато-блокового и шарьяжного альтернативных вариантов герцинской структуры.
5. Определены амплитуды доновейших тектонических движений Алайского хр. и составлены схемы относительных вертикальных движений в изолиниях за период развития со среднего палеозоя по средний олигоцен включительно для складчато-блокового и шарьяжного вариантов герцинской структуры.
В диссертации каждая операция количественного сопоставления новейших и доновейших тектонических движений подробно рассмотрена и обоснована.
2.3. Количественное сопоставление новейших вертикальных движений и изостатических аномалий силы тяжести
Изостатические аномалии силы тяжести являются показателем динамического состояния земной коры. Установлено, что после прекращения действия возмущающих сил изостатнческое равновесие довольно быстро в геологическом масштабе времени (10-100 тыс.лет) восстанавливается [Люстих, 1957; Артемьев, 1966; Артемьев, Артюшков, 1967; Артюшков, 1967; и др.]. На основе этого сделан вывод о существовании связи между изостатическим состоянием земной коры и новейшими вертикальными тектоническими движениями [Артемьев, 1966; Ладынин, 1969; Зорин, 1971; Артемьев и др., 1972; и др.]. Было также установлено, что пространственное распределение изостатических аномалий отражает структуру региона и они могуг быть использованы для количественных сопоставлений в крупном плане [Белоусов, 1976; Крестников, Белоусов, Ермилин и др., 1979; и др.].
Ранее при совместном анализе новейших движений и изостатических данных проводилось сопоставление этих аномалий с амплитудами тектонических движений за новейший период развития в целом. Ею продолжительность на 2-3 порядка превышает интервал времени восстановления изостатического равновесия [Артемьев и др.,1912; Артемьев, 1975]. Более интересные результаты были получены нами при сопоставлении изостатических данных с вертикальными тектоническими движениями за неоген, четвертичный период, эпохи плейстоцена и голоцен [Белоусов, 1976,1980; Артемьев, Белоусов, 1979,1980].
Результаты исследований показаны на примере Памира, Западного Тянь-Шаня и зоны их сочленения. Характеристикой вертикальных тектонических движений являлись их амплитуды за голоцен, поздний, средний и ранний плейстоцен, конец олнгоцена-неоген. В качестве показателя динамического состояния земной коры регионов были взяты изостатические аномалии силы тяжести. В процессе сопоставления между собой амплитуд движений земной коры, изостатичссхих
аномалий силы тяжести, аномалий Гленни и данных о современном рельефе выполнено:
1. Расчитаны средние скорости вертикальных тектонических движений за новейший этап развития и его фазы.
2. Оценена дифференцированность новейших, неогеновых и четвертичных вертикальных движений.
3. Оценена степень унаследованное™ вертикальных движений в отдельные отрезки четвертичного времени от неогена.
4. Выявлены соотношения амплитуд новейших движений с высотами современного рельефа и оценена величина эрозиошю-денудационного среза.
5. Выяснена степень связи амплитуд вертикальных движений за отдельные интервалы времени с изостатическими аномалиями.
6. Оценена роль изостатичеекого фактора в развитии вертикальных движений и выделена чисто тектоническая компонента этих движений.
Установлено, что экзогенные процессы приводят к значительным изменениям поверхностной нагрузки на земную кору и К соответствующим компенсационным изостатнческим движениям. Исследования показали, что напряжения в земной коре, обусловленные выносом обломочного материала, могут привести к нарушению сплошности земной коры региона и повышению его сейсмической активности [Артемьев, Белоусов, 1979, 1980].
2.4. Изучение горизонтальных неотектонических движений
Процесс изучения горизонтальных неотектонических движений сопровождается большими трудностями, которые в большинстве случаев обусловлены отсутствием пригодных опорных уровней, на основе анализа деформаций которых возможно убедительно обосновать проявление сдвиговых перемещений. Как правило, они изучаются по изгибам русел рек, их долин и других эрозионных форм рельефа вдоль разрывных нарушений. Но результаты таких исследований чаще всего носят дискуссионный характер, что и показано в диссертации на примере Сарьюбского участка Дарваз-Каракульского глубинного разлома.
Обоснование развития континентальных регионов согласно положениям концепции тектоники литосферных плит и оценка масштаба проявления в их пределах горизонтальных перемещений чаще всею проводится на основе анализа палеомагнитных данных [Баженов, 1979,1981,1982,1983; Баженов, Буртман, 1981,1982,1987,1990; Буртман, 1983,1984,1988,1989; Буртман, Гурарий, 1970,1973; и др.], либо исходя из косвенных признаков [Уломое, 1973; и др.] и чисто гипотетических построений.
2.5. Методы изучения разломов, активных на новейшем этапе
тектонического развития
2.5.1. Выявление и изучение разрывных нарушений, активных на новейшем этапе развития•
При проведении полевых исследований особое внимание нами обращалось на уточнение местоположений известных глубинных разломов и установление их
новейшей активности, определение морфометрических и морфологических характеристик крупных региональных разрывных нарушений, активных в новейшее время, выявление закономерностей относительных перемещений их крыльев и количественную оценку этих перемещений.
В горных районах, сложенных разновозрастными геологическими формациями, при выделении древних разрывных нарушений на первое место выдвигались геологические методы. При этом, одним из важнейших признаков наличия и активности разлома являлись относительные вертикальные и горизонтальные перемещения стратиграфических маркирующих уровней по разные стороны от плоскости разлома. При выявлении новейших и более молодых разрывных нарушений в горных районах хорошие результаты были достигнуты морфосгруктурными методами на основе анализа относительных перемещений геоморфологических опорных уровней.
Разломы активные в плейстоцене и голоцене, не всегда хорошо выражены в современном рельефе, проявляясь наиболее четко в деформациях террасовых уровней и других аккумулятивных и эрозионных форм. Поэтому особое внимание нами уделялось обследованию речных долин, пересекающих глубинные и крупные региональные разрьганые нарушения. По большинству таких долин были построены продольные профили террас, совмещенные с геологическими профилями их днищ. Это дало возможность, на основе комплексного изучения тектонических деформаций террасовых уровней и геологического строения речных долин, установить новейшую активность глубинных разломов и крупных разрывных нарушений. Детальный анализ профилей террас по всей системе речных долин позволил протрассировать разрывные нарушения земной поверхности на значительные расстояния.
Наряду с изучением строения речных долин и деформаций террас проводилось картирование поверхностей выравнивания и других геоморфологических уровней, имеющих площадное распространение. Это позволило вьщелить систему блоков и установить амплитуды их относительных перемещений за новейший, четвертичный и более молодые этапы развития.
Основными критериями для установления разломов в рельефе являлись:
1. Спрямленность речных долин и их участков, наличие систем коленообразных изгибов русел рек, прямолинейность речных и других форм рельефа.
2. Линейная вытянутость в современном рельефе уступов и их систем, деформаций поверхностей выравнивания, террас, неоген-четвертичных отложений и других геоморфологических и стратиграфических уровней.
3. Приуроченность родников, минеральных источников, почвенных и растительных разновидностей или других проявлений к линейным зонам.
4. Концентрация в линейные зоны гравитационных образований и палеодислокаций рельефа другого генезиса.
В высокогорных районах, недоступных для непосредственного обследования из-за сложности их рельефа, выявление разломов сопровождалось детальным анализом космических и аэрофотоснимков. Это позволяло изучать регионы равномерно по всей площади и контролировать достоверность выделения разломов в сложных с геологической точки зрения местах. После детального анализа данных составлялись карты разломной тектоники.
Завершая данный раздел отметим следующее. В последние годы в неотектонических исследованиях часто используется понятие "активный разлом", который с нашей точки зрения не имеет четкого и общепринятого определения. Наиболее ярко это проявляются при указании интервала геологического времени, на основе которого разрывное нарушение относят к категории активных [Никонов, 1995]. Он колеблется от нескольких миллионов до десятков тысяч и сотен лет, в связи с чем, не всегда ясно, что понимает тог или иной исследователь под "активным разломом" и о какой активности во временном отношении он говорит. Избежать этого, по-видимому, можно лишь в том случае, если будет указываться конкретное время его активности, например: разлом, активный в голоцене (плейстоцене, неогене и т.д.). Под голоценовым (плейстоценовым, неогеновым и т.д.) разломом необходимо понимать дизъюнктивное нарушение, зародившееся в голоцене (плейстоцене, неогене и т.д.).
По A.B. Слеммонсу "...активные разломы и активные тектонические деформации — это такие структуры или процессы, которые происходят в настоящее время и, вероятно, будут случаться или продолжаться в будущем" [Slemmons, 1990, с. 5]. Практически аналогичное определение приводится в работе С.А. Несмеянова и др. [1992]. Мы, вслед за названными исследователями, под активным разломом понимаем дизъюнктивное структурное образование, относительные перемещения крыльев которого на современном этапе развития фиксируются геодезическими, геофизическими, геолого-геоморфологичссхими, археологическими или какими-либо другими методами.
2,5.2. Фрактальные свойства систем разрывных нарушений, активных не новейшем этапе тектонического развития
Поля и меры, характеризуемые единственной фрактальной размерностью, обычно называют монофрактальными. В геологии и геофизике более широкое распространение получила теория мультифрактальных мер, характеризуемых бесконечной иерархией размерностей. М.Ф.Садовский и В.Ф.Писаренко [1991] применили ее для сравнительного анализа сейсмичности Памира, Кавказа и Калифорнии. В некоторых работах исследовались свойства разрушения горных пород [Fractureldots, 1989; и др.). Нами теория мультифрактальных мер была использована для изучения разрывных нарушений зон сочленения Памира с Тянь-Шанем и Малого Кавказа с Большим. Впоследствии она применялась дня установления связи разломов с сейсмическими процессами. Исследования проводились совместно с И.Р. Стаховским, который выполнил основные операции фрактального анализа карт разломов, активных на новейшем этапе тектонического развития [Белоусов, Стаховский, 1993, 1995; Стаховский, Белоусов, 1996,1997; Stakhovsky, Belousov, 1997]. В диссертации изложены основные положения данной методики и некоторые результаты ее использования в пределах рассматриваемой территории.
Ценность интерпретации разломных полей в терминах вероятностных распределений определяется тем, что имеется возможность аналитически описывать ратломные структуры, классифицировать их и формализованно сравнивать между собой и с полями иной физической природы,[Стаховский, Белоусов, 1996, 1997).
Глава 3. Изучение трещиноватости горных пород и реконструкция палеонапряжений земной коры
3.1. Формирование представлений о трещиноватости горных пород
Трещиноватость горных пород, представляя собой одну из важнейших характеристик верхних слоев земной коры, развита практически повсеместно. Изучением этого феномена с различных позиций и для разных целей занимались многие ученые. В зарубежных исследованиях наиболее ранние сведения о трещиноватости изложены в работах немецкого ученого А.Г. Вернера, который еще в XVIII в. отметил упорядоченность трещин в горных породах. Весьма интересные наблюдения сделал Ю. Филлипс, высказавший предположение о существовании общей причины, способной контролировать литификацию пород и вызывать разделение уплотненных масс по определенным линиям [/>йШ//и,1836].
В России изучением трещиноватости с тридцатых годов нашего века планомерно и целенаправленно занимались A.C. Барков, А.Д. Ершов, Г.А. Иванов, Э.О. Лебедев, A.M. Овчинников и Н.И. Соколов. В последующие годы большой вклад в познание этого явления внесли E.H. Пермяков, СН.Чернышев, Г.Д. Ажгирей, В.В. Белоусов, М.В. Гзовский, А.Ф. Грачев, О.И. Гущенко, H.A. Касьянова, П.Н. Николаев, Ю.Г. Леонов, В.Д. Парфенов, A.B. Пек, А.И. Полетаев, Л.М. Расцветаев, Ю.Л. Ребецкий, В.Д. Скарятин, В.В. Степанов, Е.И. Шишкин, С.С. Шульц (мл.), В.В. Эз, С.Л. Юнга и многие другие исследователи.
С позиций нашей работы следует остановиться на представлениях В.В. Бслоусова [1947], согласно которому простирания трещин обусловлены течением в слоях при их деформировании. Это приводит к смене ориентировки минералов в направлениях, предопределяющих каркас будущей трещиноватости. В более поздних работах В.В. Белоусов [1962] уделял большое внимание, так называемой общей трещиноватости горных пород. Она развита повсеместно, в равной степени как в породах, смятых в интенсивные складки, так и в слоях, залегающих совершенно спокойно. Он отмечал, что в осадочных породах общие трещины в большинстве случаев субперпендикулярны к слоям и являются внутрисловными, т.е. не выходят за пределы отдельного слоя. Они образуют хорошо выдержанные ряды и имеют обычно два господствующих направления.
3.2. Методика изучения трещиноватости горных пород
Сбор фактического материала по трещиноватости горных пород производился автором диссертации более 15 лет. За этот период времени собраны сведения о трещиноватости осадочных образований 16 различных по тектоническому развитию регионов. На основе этого создан компьютерный банк данных, включивший замеры элементов более 130 ООО трещин. В каждой точке наблюдения (ТН), наряду с другими геологическими и структурными параметрами, устанавливались азимуты и углы падения плоскостей 100 трещин.
В процессе многолетних исследований нами были выработаны жесткие правила сбора данных, не соблюдение которых приводило к некачественным результатам. Одно из важнейших заключается в том, что а каждой ТН все 100 замеров
трещиноватости необходимо производить в породах одного слоя, т.е. изучать пнутрислойную или общую трешиноватость. Эго обусловлено тем, что трешиноватость пород, различных по литологии и зернистости, характеризуется разными углами между системами трещин. Поэтому при обработке данных, снятых с разных слоев, на стереограммах создается плотный фон, в среде которого трудно выделить максимумы систем трещин.
Обработка данных полевых замеров элементов трещиноватости па первом этапе наших исследований производилась вручную с помощью равновеликой сетки Шмидта, удобной для статистического анализа плотности распределения полюсов нормалей к плоскостям трещин. В последующем мы перешли на компьютерную обработку данных, програмное обеспечение которой выполнил С.Ф. Куртасов. По трещиноватости горных пород был создан банк данных, позволяющий производить поиск нужных сведений в больших объемах информации, многократно обрабатывать ориентационные распределения трещин различными математическими методами, интерпретировать данные на основе различных теоретических представлений о процессах в земной коре.
Распределения, полученные в результате обработки замеров элементов трещин горных пород в пределах одного обнажения, мы называем локальными ориентационными распределениями. Характерная площадь области измерений варьирует от 0.5 до 100 м2, что намного меньше площади большинства геологических структур. Для выявления особенностей трещиноватости, характерных для конкретного региона или пород определенного возраста и вещественного состава в этом регионе, данные замеров во многих ТН представлялись как единое ориентационное распределение. Такие распределения мы называем суммарными. Они выявляют генеральные простирания систем трещин, характерные для рассматриваемого региона, и также относительную густоту трещин в системах.
Рисунок трещиноватости существенно упорядочивается, если суммарное распределение установлено для слоев, предварительно повернутых в первоначальное горизонтальное положение. При этом, на стереограммах почти всегда четко выявляются максимумы плотностей полюсов трещин, даже если они отсутствуют у суммарных распределений, построенных без коррекции на поворот слоев. Максимумы располагаются по краям стереограмм, что соответствует субвертикальности генерализованных систем трещин после поворота слоев. Наличие в компьютерном банке данных сведений о трещиноватости горных пород в более чем 1300 обнажениях осадочных и магматических образований Центральной Азии, Восточной Европы и других территорий позволило провести классификацию типов трещиноватости. Установлено, что для двух третей изученных точек наблюдения (»67%) характерно наличие двух систем субвертикальных трещин, реже — трех («14%) и совсем редко одной и четырех (<1%) систем [Белоусов. Куртасов, Мухамедиев, 1994, 1997].
3.3. Реконструкция палеонапряжений на основе анализа трещиноватости осадочных горных пород
Основы методики реконструкции палеонапряжений по трещиноватости осадочных горных пород разработаны автором совместно с Ш.А. Мухамедиевым в
начале 80-х годов [Белоусов, Мухамедиев. 1990, 1992] и усовершенствованы в последующих исследованиях [Белоусов, Мухамедиев, Орбера, 1993; Белоусов, Куртасов, Мухамедиев, 1994, 1997; и др.]. Согласно представлениям, развитым в этих работах, системы трещин в осадочных образованиях любого возраста несут информацию об ориентации главных осей палеонапряжений, действовавших в период литификации породы. Это дает возможность по стереограммам плотностей полюсов нормалей к плоскостям трещин осуществлять реконструкцию их положений.
При использовании развиваемой нами методики разрешается один из важнейших вопросов реконструкции палеонапряжений — определение времени их проявления. А это, в свою очередь, позволяет устанавливать закономерности эволюции напряженного состояния не только в пространстве, но и во времени. Методика реконструкции палеонапряжений основана на выводах теории локализации о том, что возникновение слоев локализациошюй неустойчивости, каркаса будущей трещиноватости, происходит при горизонтальном расположении слоя осадочной породы и время их заложения примерно совпадает с возрастом осадочной породы. Главные оси напряжений (сжатия и растяжения) при наличии двух сопряженных систем слоев локализации совпадают с биссектрисами углов между этими системами.
Важным моментом при реконструкции палеонапряжений является предположение об унаследованном развитии трещин при смене геодинамической обстановки [Чернышев, 1983]. При перестройке структурного плана по заданным ранее направлениям образуются новые, но активизируются и уже существующие трещины, даже при неблагоприятных для них орнентацкях новых осей палеонапряжений, Это приводит к релаксации напряжений, уровень которых так и не достигает величины, необходимой для активизации зародышей, благоприятно ориентированных относительно нового поля напряжений. В результате заложившийся при образовании породы рисунок трещиноватости на протяжении геодинамической истории существенно не изменяется, хотя в 'процессе геологического развития т ип трещин может многократно меняться: сколовыс трещины могут раскрываться, по трещинам отрыва происходить сдвига и т.д.
Задача реконструкции палеонапряжений осложняется изменением ориентационного распределения слоев локализации в процессе складкообразования. На протяжении геологической истории они, как правило, подвергались неоднократным поворотам. Однако при определении положения главных осей палеонапряжений, представляет интерес не нынешнее их направление, а первоначальное. Поэтому важное значение имеет их коррекция на наклон слоев горных пород, возникающий в результате тектонических движений, и перевод их в горизонтальное положение. Коррекция ориентационного распределения заключается в выведении полюса слоистости в центр проекции путем поворота вокруг горизонтальной оси.
В процессе тектонофизических исследований наиболее детально нами было изучено напряженное состояние приповерхностных горизонтов земной коры зон сочленения Памира с Тянь-Шанем и Малого Кавказа с Большим, а также сопредельных территорий, прилегающих непосредственно к ним: Памира, Гиссаро-Апая, Большого Кавказа. Для того, чтобы выявить однотипные геодинамическис системы и установить пределы, на которые действуют напряжения от их границ, нами
были изучены и более отдаленные регионы, в частности, Чаткал, Кызылкумы, Копетдаг, Крым, юго-западная и восточная окраины Восточно-Европейской платформы, а также, для сравнения, Горный Алтай, Южный Урал и Куба.
Часть II
Зона сочленения Памира с Тянь-Шанем
Глава 4. Морфоструктурные особенности и геологическое строение зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем и сопредельной территории
4.1. Положение зоны сочленения в рельефе Памиро-Гималайского региона и ее морфоструктурные особенности
Крупнейшим орографическим образованием Азиатского континента является Высокая Азия, объединяющая горные страны с высотами более 4000-6000 м. Ее северо-западная часть, включающая в свои пределы Тянь-Шань, Памир, Кунь-Лунь, Гиндукуш, Каракорум, Гималаи и Тибет, называется Памиро-Гималайским регионом.
Рис. 1. Схема простираний морфоструктур Памиро-Гималайского региона 1-простирания морфоструктурных элементов; 2-границы блоков с однотипными простираниями морфоструктурных элементов
Памир и Тянь-Шань являются крайними северо-западными сооружениями этого региона. Зона сочленения Памира с Тянь-Шанем представляет собой узкое субширотное понижение в рельефе, разъединяющее эти горные страны и соединяющее Афгано-Таджикскую и Таримскую депрессии.
Памиро-Гималайский регион в геоморфологическом отношении представляют собой систему крупных блоков, земная поверхность каждого из которых характеризуется присущим лишь ему рисунком простираний морфоструктурных элементов (рис.1). Границы между блоками в большинстве случаев совпадают с зонами глубинных и крупных региональных разломов.
Анализ простираний морфоструктур Памира свидетельствует о том, что поверхностное строение этого региона значительно сложнее по сравнению с предполагаемым ранее. Обращает на себя внимание, что четко выраженный дугообразный рисунок в плане присущ, в основном, границам блоков, тогда как в пределах самих блоков сочетания различных простираний морфоструктур создают более замысловатые рисунки. Большой интерес представляет крутая лукообразная дуга Западного Гиндукуша—Северного Памира—Куньлуня, соприкасающаяся па севере с пологами дугами Южного Тянь-Шаня. 'С юга в эту дугу вдается сложная клинообразная система Сулеймановых гор-—Восточного Гиндукуша—Центрального Памира—Гималаев. К западу от нее располагается Афганский морфоструктурный блок, к востоку — Тибетский. Для Тянь-Шаня характерны линейные, слабо изогнутые к югу, простирания морфоструктур.
4.2. Положение зоны сочленения в современном структурном плане Памиро-Гималайского решена
4.2.1. Эволюция взглядов на структурное положение и формирование зоны сочленения
Эволюция взглядов на структурное положение, геологическое строение и формирование современного облика зоны сочленения неразрывно связана с развитием тектонических представлений о характере взаимоотношений Памира и Тянь-Шаня. В настоящее время они рассматриваются с позиций двух тектонических концепций. Первая из них — мобилистская — более ранняя, забытая и вновь возродившаяся под названием "тектоника литосферных плит", трактует зону сочленения как арену столкновения Памирской и Тяньшаньсхой горных стран вследствие проявления крупномасштабных горизонтальных перемещений. Впервые это предположение было высказано Ф. Рихтгофсном [Ис/пЛо/еп, 1877]. Согласно другой концепции, называемой фиксистской, Памиро-Гималайский регион развивался под преобладающим воздействием вертикальной составляющей тектонических движений. Данная точка зрения основывалась на представлениях о незыблемом местоположении круппых структурных элементов Земли. Она была предложена Э. Хептингтоном [Нипп^юп, 1905] и П. Гребером \Grober, 1914], долгие годы оставаясь господствующей.
В последующих исследованиях эти возрепия получили дальнейшее развитие, сохранив дискуссионный характер до наших дней. В данном разделе главы подробно проанализирована эволюция взглядов на структурное положение и механизм развития
Памиро-Гималайского региона. Названы исследователи, сделавшие наибольший вклад в дело его изучения. Среди них особо отмечены А. Гумбольдт, Дж. Вуд, И.В. Мушкетов, Э. Хентингтои, П. Гребер, Г. Гайден и Р. Клебельсберг, заложившие основы знаний о регионе. В порядке проведения наблюдений рассмотрены работы, которые выполнили Д.В. Наливкин, Д.И. Мушкетов, JI. Кобер, Э. Арган, Ли Сы-гуан, А.П. Марковский, П.К. Чихачев, A.B. Пейве, В.И. Попов, С.И. Клунников, И.Е. Губии, О.С. Вялов, A.B. Григорьев, В.М. Синицын, Б.П. Бархатов, H.A. Беляевский, Н.М. Синицын, A.B. Григорьев, В.В. Белоусов, A.B. Пейве, Д.П. Резвой, Б.А. Петрушевский, М.М. Кухгиков, М.В. Гзовсхий, В.Н. Крестников, Г.И. Рейснер, С.К. Овчинников, Н.Г. Власов, H.H. Леонов, М.В. Муратов, И.В. Архипов, В:а. Швольман, B.C. Буртман, С.В. Руженцев, А.И. Суворов, С.А. Захаров, O.K. Чедия, А.К. Трофимов, Ю.Г. Леонов, В.ВЛоскугов, A.A. Никонов, В.К. Кучай, В.Г. Трифонов, Г.П. Винниченко, А.М. Бабаев, О.П. Сапов, В.А. Вельский, В.И. Шевченко, Е.А. Рогожин, С.Ф. Скобелев, О.И. Гущенко, В.В. Степанов и др.
4.2.2. Положение зоны сочленения в структурном плане Памиро-ГималаНекого региона с позиций геосинклинальной концепции
Согласно схемам тектонического районирования северной части Памиро-Гималайского региона зоне сочленения Пшира с Тянь-Шанем соответствуют северовосточная часть Кулябского, Предпамирский и северо-западная часть Предкуньлуньского передовых прогибов. К северу от них располагается Южно-Тяньшаньская, к югу — Памиро-Куньлуньская складчатые системы [Сейсмические..., 1977; и др.].
Южной границей прогибов являются Дарваз-Каракульский глубинный разлом на Памире и Момукский — в Кунь-Луне, на западе — разлом, простирающийся вдоль северного подножия хр. Банди-Туркесган. С севера зона прогибов на востоке ограничена Южно-Таримским, в центральной части — Гиссаро-Кокшаальским, на западе — Каратауским; разрывными нарушениями. К западу от последнего расположен Афгано-Таджикский срединный массив, лежащий в основании одноименной депрессии. Таримский срединный массив находится к северо-востоку от Южно-Таримского глубинного разлома.
В диссертации рассмотрено строение этих и других более мелких структурных элементов. Отмечается, что по мнению H.A. Белясвского и др. [1977] дугообразный рисунок структурного плана северной части Памиро-Гималайского региона обусловлен изначальными местоположениями и очертаниями контуров Таримского и Афгано-Таджикского срединных массивов. Они осложнены круто падающими дугообразными глубинными разломами, что свидетельствует о том, что вдоль них не происходили крупномасштабные горизонтальные смещения, приводящие к существенному сближению разнотипных геологических структурных элементов.
4.2.3. Положение зоны сочленения в структурном плане Памиро-Гималайского региона с позиций концепции тектоники плит
Согласно данным сторонников новой глобальной тектоники на северо-западе Памиро-Гималайского региона происходит взаимодействие Индостанской и
Евразийской литосферных плит. В центре выступа Индостанской плиты находится Памир, ограниченный с фронтальной северной части Дарваз-Каракульским глубинным разломом. Зона сочленения Памира с Тянь-Шанем, располагающаяся к северу от этого разлома, в приповерхностном выражении представляет собой узкую полосу мезозой-кайнозойских пород, простирающуюся в субширотном направлении между надвигающимся на север Памиром и поддвигающимся под него Тянь-Шанем. Ее северной границей является Гиссаро-Кокшаальский разлом [Зоненшайн, 1985].
Северная граница зоны сочленения некоторыми исследователями в виде единого разрывного нарушения не признается. Так, в работе В.А. Леглер и И.А. Пржиялговсхой [1979] доказывается, что северный склон долины р. Сурхоб-Вахш представляет собой поверхность блока, наклон которого на ЮВ обусловлен погружением поддвигаемого крыла литосферного надвига. Подявигаемое крыло претерпевает сложные изгибы, что приводит к образованию системы многочисленных локальных разрывных нарушений. Южная граница Тянь-Шаня, а следовательно, и Евразийской плиты в пределах данного региона располагается, по мнению авторов, значительно южнее, где-то под Северным Памиром.
Отрицает существование Гиссаро-Кокшаальского глубинного разлома В.И. Шевченко. В одной из работ, посвященной геодинамике Гармского полигона, этот разлом не только не показан им на каргах, но и вообще не упоминается в тексте. При этом, огромное значение придается Вахшскому надвигу, по которому предполагается перемещение хр. Петра Первого в северном направлении. Южный борт Тянь-Шаня плавно погружается в сторону Северного Памира под мезозой-кайнозойские образования [Гусева, Лукк, Певнев и др., 1983].
Однако, В.Г. Трифонов [1983 и др.] считает, что на современном уровне знаний за границу между Тянь-Шанем и Афгано-Таджикской депрессией необходимо принять зону круточаклоненного к северу Гиссаро-Кокшальского глубинного разлома. Последний состоит из нескольких ветвей, из' которых наиболее активна Илякская. Вдоль северных склонов Петра Первого и Заалайского хр., по его мнению, простирается система пологих разрывных нарушений, входящих в зону Вахшского надвига. На глубине они сливаются в единую поверхность срыва осадочного чехла по фундаменту. Эта поверхность на юге возле Памира соединяется с более крутонаклонным Дарваз-Каракульским надвигом, образуя подошву фронтальной части Индостанской литосферной плиты.
4.3. Геологическое строение зоны сочленения и сопредельной территории
Наиболее древние горные породы, представленные метаморфическими образованиями докембрия и палеозойскими отложениями, развиты в пределах горного обрамления зоны сочленения Памиром с Тянь-Шанем. Для Памира характерна сложная многоэтажность геологического строения, обусловленная его структурным положением на стыке разновозрастных складчатых поясов [Геология... ,1959; Винниченка, 1990; и др.]. Древнейшие породы, представленные метаморфическим докембрием, наиболее широко распространены в пределах его юго-западной части, менее широко — на севере региона. Палеозойские горные породы, в отличие от докембрийских, распространены в пределах Памира повсеместно. Лишь на территории Центрального и Юго-Восточного Памира они перекрыты мезозой-
кайнозойскими отложениями, которые имеют здесь наибольшее развитие. Встречаются они также по его северному обрамлению, где в отдельных тектонических впадинах сохранились отложения, относимые к концу поздней перми — началу триаса и юре.
На территории Гиссаро-Алая, окаймляющего зону сочленения с севера, наиболее древние породы' представлены глубоко мегаморфизованными образованиями докембрия [Геология..., 1972; и др.]. На земной поверхности они распространены весьма ограниченно, обнажаясь лишь в пределах Каратегинского хр. в Таджикистане и на территории Сулугерекского массива на юго-востоке Ферганского хр. Палеозойские образования развиты практически повсеместно. Мезозой-кайнозойские породы встречаются, в основном, во впадинах.
Наибольшее развитие мезозой-кайнозойские образования имеют непосредственно в зоне сочленения Памира с Тянь-Шанем. Толща мезозойских отложений в ее пределах по мощности превышает несколько километров [Леонов, 1961; Крестников, 1962; Втниченко, 1990; и др.]. Она начинается с верхнепермских-иижиетриасовых нерасчлененных пород, выходящих на земную поверхность в зоне Дарваз-Каракульского глубинного разлома. Юрская толща в нижней части разреза сложена терригенными и терригенно-угленосными образованиями, в средней—извесгняково-терригенными и глинисто-терригенными осадками, венчается терригенно-соленосными породами. Меловые образования в нижней части разреза представлены красноцвегиыми песчаниками, глинами и конгломератами. Верхняя часть разреза сложена глинистыми сланцами, глинами, известняками и мергелями, в которых повсеместно присутствуют гипсы.
Кайнозойские образования в нижней части осадочной толщи зоны сочленения представлены палеогеновыми породами, залегающими согласно на верхнемеловых. Они характеризуются чередованием морских и лагунных, реже континентальных красноцветных осадков. Неогеновые и четвертичные отложения в пределах зоны сочленения, также как и на территории ее горного обрамления, представлены грубообломочными континентальными образованиями различных генетических типов. В возрастном отношении новейшие отложения региона подразделяются на верхнеолигоцен-нижнемиоценовые, среднемиоцеи-плиоценовые, верхнеплиоцен-нижнеплейстоценовые и четвертичные.
На территории зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем и ее горного обрамления широким распространением пользуются разрывные нарушения, различающиеся возрастом заложения, протяженностью, глубиной проникновения, временем активного проявления, кинематическими и многими другими признаками. Непосредственно в самой зоне сочленения наиболее крупными из них являются Дарваз-Каракульский и Гиесаро-Кокшаальский глубинные разломы, ограничивающие зону с юга и севера. Большое структурное значение имеет Вахшский надвиг, простирающийся в субширотпом направлении параллельно Гиссаро-Кокшаальскому разлому и несколько к югу от него. Еще далее к югу по северным склонам Петра Первого и Заалайсхого хр. вдоль их водоразделов в субширотном направлении простирается Петровско-Заалайский разлом. Кроме глубинных разломов развито огромное количество региональных и локальных разрывных нарушений, сложно деформирующих мезозой-кайнозойскую толщу.
4.4. Глубинное строение зоны сочленения и сопредельной территории
Глубинное строение зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем изучено крайне слабо. Геофизические исследования были направлены, в основном, на поиск нефтегазоносных структур в Афгано-Таджикской депрессии. Анализ поверхности верхнемеловых отложений свидетельствует, что в ее пределах они смяты в крутые складки субмеридионального простирания, составляющие сложную систему антиклинальных и синклинальных зон. В СВ направлении к низовьям Обихингоу простирание складок плавно переходит в СВ. Границей депрессии на востоке является Дарваз-Каракульский глубинный разлом, простирание которого согласно с простиранием складок. На севере граница проходит по Гиссаро-Кокшаальскому глубинному разлому [Проблемы..., 1969].
Рельеф поверхности кристаллического фундамента в пределах зоны сочленения детально изучен лишь в ее СЗ части. Согласно данным В.К. Кулагина и др. [1976] его отличительной чертой является высокая контрастность в зоне Гиссаро-Кокшаальскош глубинного разлома. К югу от него располагается продольная ступень, которая с юга ограничена Илякским разрывным нарушением. Ступень опущена относительно Южного Тянь-Шаня примерно на 5-7 км. Глубина залегания фундамента к югу от ступени составляет 9-12 км. Элементы рельефа поверхности фундамента Афгано-Таджикской депрессии имеют субширотные и субмеридиональные простирания, которые в большинстве случаев не согласуются с направлением структурных элементов мезозой-кайнозойской толщи. По данным магнитометрической съемки структуры фундамента в западной части обладают субширотным простиранием, на востоке — субмеридиональным.
Положение палеозойского фундамента в восточной части зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем рассмотрено H.H. Леоновым [1961]. На составленной им схеме, в рельефе поверхности выражен субширотный прогиб. В его пределах фундамент наиболее глубоко опущен на западном окончании хр. Петра Первого, где он располагается на глубинах в 5-7 км. В восточном направлении поверхность фундамента поднимается, находясь в низовьях Муксу на глубинах 1-2 км. Затем она снова опускается по направлению к Алайской впадине, достигая глубин в 3-4 км в ее центральной части.
На первых схемах рельефа поверхности Мохоропичича рассматриваемого региона, составленных И.П. Косминской и др. [1958], В.Н. Крестниковым, ИЛ. Нерсесовым [1962], зона сочленения Памира с Тянь-Шанем в рисунке изолиний не выражена. По мере накопления геофизических данных детальность отображения рельефа поверхности Мохо в регионе постепенно возрастала [Сейсмические..., 1977]. Более детальные данные приведены в работе В.К. Кулагина и др. [1976], где проанализировано поведение поверхности Мохоровичича в западной части зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем. Данные по глубинному строению Памира, Тянь-Шаня и зоны их сочленения содержатся также в работах В.И. Уломова [1973,1974], В.Н. Крестникова и др. [1980], Литосфера...[1982], Современная...! 1991]. Из работ, опубликованных в последнее время и посвященных непосредственно зоне сочленения Памира с Тянь-Шанем, следует отметить статьи Ю.Ф. Копничева и его коллег [Аптикаева, Копничев, 1991; Лптикаеяа и др., 1994, 1995].
Глава 5. Формирование зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем на неотектоническом этапе геологической исторни
5.1. Основные этапы становления предновейшего структурного плана зоны сочленения н сопредельной территории
5.1.1. Тектоническое развитие зоны сочленения и сопредельной территории
с позиций геосинклинальной концепции
Согласно представлениям сторонников геосинклинальной концепции в становлении структурных элементов Памиро-Гималайского региона, в том числе и зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем, решающую роль сыграли докембрийский и палеозойский этапы тектонической истории. В конце палеозоя в его пределах интенсивность тектонических движений герцинского этапа резко снизилась и формирование палеозойского структурного плана завершилось.
На протяжении мезозоя-палеогена палеотектоническая обстановка в пределах зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем характеризовалась преобладающим развитием нисходящих тектонических движений. Отмечается, что к концу палеогена скорости прогибания на ее территории постепенно уменьшились и знак движений сменился на противоположный. Широкое развитие получили восходящие движения, обусловившие регрессию моря и начало континентального этапа развития зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем. К началу новейшего времени в пределах рассматриваемого региона были созданы крупные структурные элементы. К югу от Дарваз-Каракульского глубинного разлома располагалось обширное Северо-Памирское поднятие,объединившее Афганский Бадахшан, Северный Памир и Северо-Западный Кунь-Лунь. К северу от него в субширотном направлении простирался Предпамирский передовой прогиб, ограниченный с севера поднятием Тянь-Шаня.
5.1.2. Тектоническое развитие зоны сочленения и сопредельной территории
с позиций концепции тектоники плит
В процессе формирования Памиро-Гималайского региона главным и общим структурообразующим фактором с точки зрения сторонников концепции тектоники литосферных плит было движение гондванских блоков к северу и, как результат этого, замыкание Мезотетиса. Развитие зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем было обусловлено и предопределено сближением подвижной Индостанской плиты с относительно стабильной и значительно более обширной по размерам Евразийской.
В конце перми на месте Афгало-Памиро-Тибетского выступа Гондваны возник глубоководный бассейн типа окраинного моря с океанской корой, называемый Мезотетисом [Карапетов и др., 1975; Пашков, Швольман, 1979; 5еп§ог, 1979; ЛосЫт, 1979; Ханн, 1984; и др.]. На Памире наиболее энергичное расширение этого бассейна происходило в раннем и среднем триасе. В позднем триасе проявилось интенсивное воздымание периферических зон Мезотетиса, что, по-видимому, было обусловлено активизацией процесса общего сжатия. Наиболее активно этот процесс проявился в самом конце триаса-начале юры. • •
Под воздействием сжатия Мезогетис постепенно превращался в окраинный бассейн,который, несмотря на кратковременное расширение в средней и поздней юре, претерпел в середине мела окончательное замыкание. Это было время начала процесса формирования Средиземноморского складчатого пояса и становления современной структуры [Хаин, Ломизе, 1995]. Изменение геодинамической обстановки было вызвано коллизией Центрально-Афганской и Памиро-Бадахшанской микроплит с южной окраиной Евразийской литосферной плиты.
На границе мела и палеогена на Памире под действием процесса сближения плит в его центральной части началось развитие складкообразования. К концу палеогена этот процесс достиг Северного Памира, что привело к проявлению восходящих тектонических движений в зоне сочленения Памира с Тянь-Шанем и прекращению в ее пределах морского осадконакоапения. Процесс сближения плит протекал скачкообразно и неравномерно как в пространстве, так и во времени. При перемещении Индостанской плиты к северу по направлению к Евразии в этот процесс вовлекался верхнекоровый слой, располагавшийся перед фронтом активной литосферной плиты. Это приводило к полному или частичному срыву приповерхностного слоя и к сложной его деформированное™. Сорванный слой причленялся к. краевой фронтальной части Индостанской плиты и начинал двигаться вместе с ней в северном направлении. При этом, фронт плиты скачкообразно изменял свое местоположение на все более северное [Трифонов, 1983, Хаин, 1984].
5.2. Тектоническое развитие зоны сочленения и сопредельной территории на новейшем этапе
5.2.1, Неотектоническое развитие зоны сочленения и сопредельной территории с позиций геосинклинальной концепции
Перед началом новейшего этапа тектонического развития зона сочленения Памира с Тянь-Шанем представляла собой низменную аккумулятивную равнину с абсолютными высотами в центральной части до 200-300 м. В течение позднего олигоцена-раннего миоцена интенсивность и дифференцированноегь тектонических движений направленно нарастали. Все более активно происходило усиление восходящих движений, что способствовало постепенному увеличению площади их проявления. Вследствие этого, ширина области осадконакоплеиия в центральной части зоны сочленения сократилась.
В позднем миоцене-плиоцене контрастность рельефа сопредельных территорий постепенно нарастала, что было обусловлено дальнейшим усилением восходящих движений. Вдоль северной периферии Северо-Памирского и Заалайского поднятий отлагались грубообломочные красноцветные образования с включениями гальки меловых и палеогеновых пород. Это свидетельствует о том, что в неогене интенсивному размыву подвергался не только палеозой Северного Памира, но и его северное мезозойское обрамление. Претерпела существенные изменения конфигурация зоны сочленения, в пределах которой в позднем миоцене зародилось, а в плиоцене активно развивалось несколько крупных поднятий. Это обусловило расчленение единого прогиба на систему локальных тектонических впадин. В
центральной части зоны сочленения приобрела очертания, близкие к современным, Алайская впадина, днище которой опустилось за неоген на 1000-2000 м.
В течение позднего олигоцена-неогена у Дарваз-Каракульского глубинного разлома поднятым являлось памирское крыло, которое почти на всем протяжении испытывало восходящие тектонические движения. Амплитуды вертикальных подвижек его относительно опущенною вдоль Афганского Бадахшана составили 1000-3500 м, в Придарвазье — 1000-2000 м. Еще меньшие амплитуды относительных движений характерцы для участка разлома, пересекающего восточную часть хр. Петра Первого. Здесь они не превысили 1000 м. Несколько восточнее, в районе среднего течения р. Мухсу, более интенсивно воздымалось северное крыло глубинной зоны, вдоль которого располагается западная часть Заалайского поднятия. Амплитуды его относительных подвижек составили 300-700 м. В районе пика Ленина вновь более интенсивно воздымалось южное поднятое крыло, обгоняя северное иа 1000-1500 м.
В самом конце плиоцена-начале раннего плейстоцена в пределах рассматриваемой территории проявилось относительное тектоническое затишье [Белоусов, 1973,1975,1976; Крестников, Чигарев, 1975; и др.]. Но во второй половине плейстоцена в режиме геологического развития региона произошло резкое усиление интенсивности и дифференцированносги восходящих тектонических движений. Их развитие в течение четвертичного периода на территории Памира и Тянь-Шаня происходило неравномерно как во времени, так н в пространстве. Их усиление продолжалось до конца среднего плейстоцена, сменившись некоторым ослаблением в позднем плейстоцене и дальнейшим усилением в голоцене. Крылья Дарваз-Каракульского разлома в четвертичное время подвергались воздействию лишь восходящих движений с размахом относительных перемещений примерно в 700-750м. Наиболее активным по-лрежисму-являлось его южное крыло. Активность Гиссаро-Кокшаальского глубинного разлома по сравнению с Дарваз-Каракульским была значительно ниже, особенно в пределах Алайской впадины.
В голоцене Памир и Тянь-Шань развивались под воздействием исключительно восходящих движений. Амплитуды их воздыманий варьируют в пространстве от О до 220 м. Наиболее активно восходящие тектонические движения проявились на Северном Памире, где их амплитуды составили 150-220 м [Белоусов, 1973, 1976; Крестников и др., 1979; и др.).
5.2.2. Неотектоническое развитие зоны сочленения и сопредельной территории с позиций концепции тектоники плит
Согласно представлениям В.Г. Трифонова [1980,1983] интенсивное развитие новейших восходящих движений на Памире и в зоне его сочленения с Тянь-Шанем обусловлено гигантскими горизонтальными перемещениями территорий к северу. При этом, в центральных частях Дарваз-Алайской зоны разрывных нарушений и Дарваз-Каракульского разлома проявились надвиговые и взбросовые движения, на западных флангах — сдвиговые левосторонние, иа восточных — правосторонние. По мнению Ю.Г. Леонова и A.A. Никонова [1988] суммарные амплитуды горизонтальных перемещений структурных элементов Памира и Тянь-Шаня за новейшее время значительно превышают величины вертихатьных движений. Горизонтальное смещение Памира к северу они оценивают в 20-23 км, вертикальное воздымание — в 6-7 км,
связи с изменением простирания с СВ на субширотное, они переходили во взбросо-сдвиговые, а затем и в надвиговые с амплитудами перемещений от 8-10 [Губин, I960] до 40-45 км [Суворов, 1968].
По данным A.A. Никонова [1975] в новейшее время происходило сближение Памира с Тянь-Шанем вследствие перемещения его к северу и надвигания на Алайскуго долину. Суммарное сокращение расстояния между палеозоем этих стран за новейшее время оценено им в 25-30 км [Никонов и др., 1983]. По мнению Ю.Г. Леонова и A.A. Никонова [1988] суммарные амплитуды горизонтальных перемещений структурных элементов Памира и Тянь-Шаня за новейшее время значительно превышают величины вертикальных движений. Горизонтальное смещение Памира к северу они оценивают в 20-23 км, вертикальное воздымание — в 6-7 км, общий размах вертикальных тектонических движений — в 10-14 км. Авторы признают справедливым вывод, сделанный предшествующими исследователями о формировании новейшего структурного плана региона в условиях субмеридионалыюго сжатия. Близкие к этим величинам приводит в своих работах O.K. Чедия [1983, 1990], установив их на основе расчета сокращения земной коры под воздействием субмеридионального сжатия.
Следует отметить, что наибольшие споры о характере и масштабе проявления горизонтальных движений в пределах Дарваз-Каракульского разлома вызывает его Сарыобский участок. Он располагается на западном фланге разлома между пос. Сагирдаш и перевалом Возгика. На основе его строения и развития уже более 30 лет обосновывают проявление крупномасштабных горизонтальных сдвиговых перемещений по всему Дарваз-Каракульскому разлому. Он привлекает пристальное внимание с 1957 г., после того как здесь были обнаружены А.Х.Кафарским коленообразные изгибы долин и русея водотоков при пересечении ими Дарваз-Каракульского разлома. Этот факт был связан с молодыми левосторонними сдвиговыми перемещениями, амплитуда которых была оценена в 1,0-1,5 км. Данное предположение было поддержано С.А.Захаровым, доказывающим ранее сдвиговую природу западного фианга Дарваз-Каракульского разлома на основе геологических данных. Амплитуда горизонтального смещения предполагалась им от 100 до 200-220 км за новейший этап развития и в 4-6 км — за голоценовое время [Захаров, 1958, 1964, 1967, 1969]. В диссертации подробно описывается ход дискуссии о масштабах проявления по Сарыобскому участку сдвиговых перемещений. Заочное участие в ней приняли многие исследователи, в том числе В.А. Вельский [1972, 1973, 1978], A.A. Никонов [1975, 1977, 1979], Т.П. Белоусов [1976, 1988], В.К.Кучай и В.Г.Трифонов [1977], В.К. Кучай и др. [1981], В.Г. Трифонов [1983], и др.
С точки зрения сторонников . неомобилистской концепции другим свидетельством проявления горизонтальных движений в пределах Памиро-Гималайского региона является рисунок S-образиой флексуры Мушкетова. В восточной части Алая в бассейне р.Тар структурные элементы ВСВ простирания испытывают дугообразный изгиб почти на 180°, после чего сочленяются с простирающимися в СЗ направлении структурами Ферганского хр. Восточнее последнего в системе хр. Кокшаал структуры снова обладают ВСВ направлением.
На данный район впервые внимание обратил Д.И. Мушкетов [1919], который I»,/сказал идею о сопряжении Алайского и Ферганского хребтов путем
горизонтального флексурного их изгиба под действием давления к северу Джеламского клина Индийской платформы. Мощное и продолжительное давление его к северу привело к изгибу цепей Памиро-Гималайской горной системы и формированию й-образной горизонтальной структуры Алайского и Ферганского хр., названной Д.И. Мушкетовым "Ферганской сигмоидой". Впоследствии она получила название "флексура Мушкетова" [Мушкетов, 1924] .Формирование представлений о характере тектонических движений в этом районе подробно рассмотрено в диссертации [Баженов, Буртман, 1990; Белоусов,Рогожин, 1981; и др.]
5.3. Современный структурный план зоны сочленения и его особенности 5.3.1.Структурный план верхней мантии
В работе Ю.Ф. Копничева, Т.П. Белоусова, А.Н. Нурмагамбетова и Е.А. Рогожина [1984], посвященной анализу зон поглощения поперечных волн в верхней мантии Тянь-Шаня и Северного Памира, изложены данные, свидетельствующие о том, что в пределах этого региона четко выделяется зона высокого поглощения поперечных волн. Она простирается в субширотном направлении вдоль зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем, располагаясь на западе вдоль ее северной границы и совпадая по местоположению с Гиссаро-Кокшаальсшм глубинным разломом.
Несколько восточнее слияния рр. Кызылсу и Муксу зона поглощения переходит на южный борт зоны сочленения и следует вдоль ее южной границы, представленной Дарваз-Каракульским глубинным разломом. Затем, не меняя своего простирания, она уходит из зоны сочленения в пределы Северного Памира. В верховьях долины р. Маркансу зона поглощения вновь следует вдоль Дарваз-Каракульского глубинного разлома, уходя далее за пределы Памира в сторону Тянь-Шаня.
5.3.2. Структурный план поверхности Мохоровичича
На основе сейсмических данных, предоставленных И.Л. Нерсесовым, нами в масштабе 1:500 ООО построена схема рельефа поверхности Мохоровичича зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем и сопредельной территории. На ней, наряду с изолиниями, проведенными через 5 км, отображены глубинные разломы, выделенные по геолого-геофизическим данным.
Не останавливаясь на глубинном строении зоны сочленения подробно, отметим, что в центральной части зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем простирается узкий субширотный грабенообразпый прогиб, в пределах которого мощность земной коры увеличена в среднем на 5-10 км. Ширина прогиба не превышает 15 км при длине до 150 км. С севера он ограничен Гиссаро-Кокшаальским разломом, с юга — Петровским разрывным нарушением. Грабеноообразный прогиб начинается от Каратегинского хр. и протягивается на восток вдоль южного борта Тянь-Шаня. В районе слияния рр. Кызылсу и Муксу он, не изменяя простирания, переходит на южный борт зоны сочленения и уходит в сторону Северного Памира.
Расположение субширотного грабенообразното прогиба довольно близко повторяет простирание зоны максимального поглощения поперечных коли в верхней мантии [Копничев и др., 1984]. Сопоставление приведенных данных со структурными
особенностями территории позволяет предполагать, что зона высокого поглощения поперечных волн в верхней мантии и грабенообразный прогиб в рельефе Мохоровичича фиксируют южную границу Тянь-Шаня, перекрытую к югу от Алайсхой впадины палеозойскими образованиями Северного Памира.
5.3.3.Структурный план поверхности папеогойских отложений
На основе разработанной нами методики была составлена схема рельефа поверхности палеозойских отложений зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем, опирающаяся только на геологические данные. Для этого нами был составлен ряд схематичных поперечных палеотектонических профилей, на которых мощности отложений каждого этапа осадкоиакопления отображались не изолированно от предыдущих этапов, а последовательно наращиваясь вверх по разрезу. Для этого были использованы схемы фаций и мощностей палеозойских и мезозой-кайнозойских отложений, составленные Г.П. Вишшчецко, В.Н. Крестниковым, H.H. Леоновым, Ю.Г. Леоновым и автором диссертации. При составлении схемы абсолютные высоты поверхности палеозойских образований в зонах прогибания устанавливались нами по палеотектоническим профилям.
Анализ схемы позволил установить, что в пределах зоны сочленения вдоль южного борта Гиссаро-Алая до низовьев р. Муксу простирается продольный субширотный блок, представляющий собой опущенную южную ступень Тянь-Шаня. По местоположению она довольно близко совпадает с грабенообразным прогибом поверхности Мохо. Дня нее характерно асимметричное строение: ее южная часть несколько приподнята относительно севера ой. С юга ступень ограничена разломом. В районе слияния рр. Муксу и Кызылсу ступень переходит на южный борт зоны сочленения и прослеживается далее на восток, уходя под наиболее поднятую часть Северного Памира. В районе западной части Заалайского хр. Южно-Тяньшаньская ступень выражена в виде асимметричного поднятия. Его абсолютные высоты составляют 3000-4500 м, тогда как к югу от'него в пределах Заалайского хр. палеозой поднят па 5500-7500 м. На крайнем востоке поднятие совпадает с восточной частью Заалайского хр., уходя далее в сторону Таримской депрессии.
По внешнему облику, структурному положению и простиранию данное палеозойское образование находится в резкой дисгармонии с дугообразными структурами Памира и в тоже время весьма близко к структурам Гиссаро-Алая. На величину воздымания этой структурной формы, по-видимому, существенное влияние оказало горизонтальное давление на нее Памира. Только этим можно объяснить, что амплитуды новейших восходящих движений в восточной части Заалайского хр. достигают 8000 м, тогда как на Памире они не превышают 5000-6000 м.
5.3.4. Новейший структурный план
Зона сочленения Памира с Тянь-Шанем в приповерхностном выражении представляет собой полосу сложно деформированных мезозой-кайнозойских пород. Ее северной границей по мнению большинства исследователей является Гиссаро-Кокшаальский глубинный разлом, отвечающий на земной поверхности контакту палеозоя с мезозой-кайнозоем. По предположению В.А. Леглер и И.А. Пржиялговской
участок представляет собой зону широтных правых сбросо-сдвигов с опущенными южными крыльями. На востоке развита система многочисленных сбросов и взбросов, возникших в результате изгиба и излома поверхности наклоненного на ЮВ блока.
На основе детального анализа данных по новейшей тектонике зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем мы пришли к выводу, что Гиссаро-Кокшаальский разлом действительно состоит из нескольких участков, причем разновозрастных. Более протяженные участки имеют субширотные простирания и более древний возраст. Между собой они соединены короткими разрывными нарушениями СВ направления, имеющими новейший возраст заложения. В современном структурном плане региона все эти разрывные нарушения составляют единую Гиссаро-Кокшаальскую зону, располагающуюся севернее южной границы Тянь-Шаня.
По нашему мнению, надвигание Памира на Южный Тянь-Шань должно было оказать влияние на конфигурацию северной границы зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем. Наибольшее продвижение Памира к Тянь-Шаню произошло, по-видимому, в пределах центральной части зоны сочленения. Коленообразные очертания Гиссаро-Кокшаальского разлома вдоль ее северной границы на этом участке по всей вероятности обусловлены прерывистостью процесса движения Памира к северу, надвигания его на южный край Тянь-Шаня и продавливания отдельных его блоков под действием силы тяжести и других факторов.
Южно-Тяньшаньский разлом, ограничивающий Тянь-Шань с юга, по местоположению довольно близко совпадает с разрывным нарушением, выделяемым И.Б. Губиным и которому он придавал статус границы между Тянь-Шанем и Памиром. На глубине он проводил его под гребневыми частями хребтов Петра Первого и Заалайского, а на земной поверхности — вдоль левого берега р. Кызылсу-Сурхоб-Вахш [Губин, 1940 и др.]. При этом, Гиссаро-Кокшаальский разлом И.Б. Губин рассматривал не в качестве тектонической границы между Памиром и Тянь-Шанем, а как разрывное нарушение, отделяющее основное поднятие Южного Тянь-Шаня от его южного опущенного блока.
Принимая Южно-Тяньшаньский разлом в качестве южной границы Тянь-Шаня, мы должны признать, что Памир своей северной частью перекрывает этот разлом и значительную часть зоны сочленения. Амплитуда перекрытия ориентировочно оценивается нами в 20-30 км в центральной части Заалайского хр. Примерно такие же оценки горизонтальных перемещений Памира к северу приводят в своих работах A.A. Никонов и др. [1983], Ю.Г. Леонов и A.A. Никонов [1988].
Глава 6. Палеонапряжения и альпийская геодинамика зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем и сопредельной территории
6.1. Напряженное состояние земной коры зоны сочленения и сопредельной территории
Результаты тектонофизических исследований, в процессе которых нами изучено пять регионов Центральной Азии, основываются на детальном анализе данных по трещиноватости пород примерно в 1000 ТН (рис.2). По регионам они распределились: зона сочленения Памира с Тянь-Шанем—245 ТН, Памир—133 ТН, Гиссаро-Алай—250 ТН, Чаткал—88 ТН, Центральные Кызылкумы—181 ТН.
Рис. 2. Эволюция ориентации осей максимального сжатия в осадочном слое земной коры северной части Памиро-Гималайского региона на альпийском цикле развития
6.1.1. Зона сочленения Памира с Тянь-Шанем
Реконструкция палеонапряжений земной коры зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем проводилась нами по трещиноватости мезозой-кайнозойских осадочных образований в 245 "ГН. В возрастном отношении горные породы распределились: мезозой (Мг)—168 ТН: триас (Т)-3 ТН, Юра (1)-30 ТН (ранняя-10, средняя-10, поздняя-10), мел (К)-135 ТН (ранний-74, поздний-61); кайнозой (Кг)—77 ТН: палеоген (Рё)-19 ТН (палеоцен-7, эоцеи-7, олигоцен-5), неоген (Ы)-52 ТН (миоцен-38, плиоцен-14), четвертичный период (<2)-б ТН. В литологическом составе изученных осадочных образований преобладают песчаники (159 ТН) и известняки (46 ТН).
Наиболее древними осадочными породами, слагающими приповерхностные горизонты зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем, являются триасовые отложения. Они развиты, в основном, вдоль северного крыла Дарваз-Каракульского глубинного разлома. Изучение трещиноватости произведено нами лишь в 3 ТН, располагающихся на юго-востоке зоны сочленения в бассейне р. Алтындара и на ее юго-западе в бассейне р. Равноу. Предположительно установлено, что ось сжатия в этих районах в триасе была ориентирована по линии ССВ-ЮЮЗ направлении.
На основе анализа трещиноватости юрских пород, изученных в 30 ТН, установлено, что в восточной части зоны сочленения ось сжатия в ранней юре была ориентирована в субмеридиональном направлении. На западе она была направлена на ССЗ-ЮЮВ. В середине горы в пределах зоны сочленения произошла смена
ориентации главных осей поля напряжения, вследствие чего ось сжатия приобрела устойчивое ВСВ-ЗЮЗ направление, согласное с простиранием зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем. Это же направление оси сжатия сохранялось в поздней юре.
Меловые осадочные породы зоны сочленения, в связи с широким распространением, изучены нами наиболее детально. Их трешиноватость исследована в 135 ТН, из которых на нижний мел приходится 74 ТН. Ось максимального сжатия в раннем мелу была ориентирована по линии ЗСЗ-ВЮВ. Вдоль зоны сочленения ориентация оси сжатия претерпевала некоторые изменения. Так, на востоке ее направлением в большинстве ТН было ЗСЗ, в центральной части — субширотное, на западе — СЗ. Анализ трешиноватости нижнемеловых отложений, изученной в 61 ТН, показал, что ось максимального сжатия в позднем мелу была ориентирована так же как в раннем, т.е. в субширотком направлении с отклонением к ЗСЗ-ВЮВ. По простиранию зоны сочленения ось сжатия в позднем мелу претерпевала некоторые изменения направлений: на востоке она была ориентирована в субширотном направлении с небольшим отклонением к ЗЮЗ и ЗСЗ, в центральной части — в ССЗ и на западе — в ЗСЗ направлениях.
Техтонофизические данные свидетельствуют о том, что в позднем мелу началось изменение геодинамической обстановки, в результате чего ось максимального сжатия изменила ориентировку. Наиболее резко перестройка проявилась в палеогеновое время, что установлено на основе анализа трещиноватосги отложений палеогена в 19 ТН. Ось сжатия в палеоцене приобрела субмеридиональное простирание, которое она устойчиво сохраняла и в эоцене. В олигоцене на востоке территории ось сжатия была ориентирована в ССЗ направлении, в западной части — на СЗ.
В неогене напряженное состояние осадочного слоя земной коры не претерпело существенного изменения. В миоцене ось максимального сжатия сохранила ориентацию в субмеридиональном направлении с незначительным отклонением к ССВ на востоке и к ССЗ на западе. Установлено, что таким простиранием ось сжатия обладала, в основном, в северной части зоны сочленения вдоль южного борта Тянь-Шаня. В районе Дарваз-Каракульского глубинного разлома ось сжатия была ориентирована на западе вдоль разлома в ВСВ направлении, на востоке зоны — также вдоль разлома, но в СЗ направлении.
В плиоцене закономерность, характерная для миоценового времени, сохранилась. Ось сжатия вдоль Тянь-Шаня в большинстве точек наблюдения была ориентирована в субмеридиональном направлении с некоторым отклонением к ССЗ на западе. Вдоль Дарваз-Каракульского рнлома ось сжатия в большинстве точек наблюдения была направлена на северо-запад. При этом, в центральной части зоны сочленения преобладало субмеридиональное направление оси сжатия с отклонением как к ССЗ, так и к ССВ. По направлению к западу простирание оси становилось псе более близко к ЗСЗ. Ориентировка оси сжатия плиоценового поля напряжения, суммарная для всех точек наблюдения, характеризуется ССЗ направлением. Для ориентации оси максимального сжатия плейстоценового поля напряжения вдоль Дарваз-Каракульского разлома была характерна примерно такая же закономерность, что и в миоцене: на востоке ось сжатия была направлена на СЗ, на западе — на ВСВ.
Результаты реконструкции новейшего поля напряжения вдоль северного крыла Дарваз-Каракульского глубинного разлома сопоставлены с данными по механизмам очагов коровых землетрясений, полученными С.Л. Юнгой [Белоусов и др., 1990]. Сопоставление показало, что новейшее и современное поля напряжений в рассматриваемом регионе близки между собой.
6.1.2. Памир
В пределах Памира трещиноватость горных пород обследована в 133 ТН. Осадочный комплекс изучен в 112 обнажениях пород, которые в возрастном отношении распределились следующим образом: Архей—12 ТН; Протерозой—23 ТН; Палеозой—57 ТН; Мезозой—15 ТН: триас-3 ТН, юра-10 ТН, мел-2 ТН; Кайнозой—5 ТН: палеоген-2 ТН, неоген-3 ТН. В литологическом отношении наиболее полно изучена трещиноватость песчаников (56 ТН).
Трещиноватость горных пород мезозой-кайнозойского возраста изучена нами в 20 ТН. На основе ее анализа установлено, что в триасе направление оси сжатия было близкое к ССВ, примерно такое же как в поздней перми. Этот вывод не вполне надежен, так как реконструкция палеонапряжений триасового времени осуществлена на основе анализа трещиноватости лишь в 3 ТН. Вместе с тем, с тектонической точки зрения он вполне логичен, так как отложения поздней перми и триаса в расматриваемом регионе, как правило, составляют единую нерасчлененную толщу. В пределах зоны сочленения вдоль Дарваз-Каракульского глубинного разлома ось сжатия в триасе была ориентирована такхе по линии ССВ-ЮЮЗ.
Палеореконструкции на основе анализа трещиноватости юрских пород в 10 ТН показали, что на Западном Памире в юрское время ось сжатия, как и на протяжении большей части палеозоя, была ориентирована по линии СЗ-ЮВ. В восточной части Памира для оси была присуща субмеридиональная ориентация с небольшим отклонением к ССЗ. На основе анализа трещиноватости меловых, палеогеновых и неогеновых пород можно предполагать, что в мел-неогеновое время ось максимального сжатия сохраняла СЗ направление.
6.1.3. Тянь-Шань
В пределах Тянь-Шаня тектонофизические исследования проводились нами, в основном, в его западной части, включающей Гиссаро-Алай и Чатсал. Наряду с ними, для сравнения было реконструировано напряженное состояние земной коры Центральных Кызылкумов, представляющих собой переходную зону от активизированной платформы Тянь-Шаня к Туранской плите.
Гиссаро-Алай. Напряженное состояние осадочного слоя земной коры Гиссаро-Алая реконструировано на основе анализа трещиноватости горных пород, изученных нами в 250 обнажениях. Из них 184 ТН характеризуют осадочные образования и 66 ТН — магматические. Наиболее детальному обследованию подвергся южный борт Гиссаро-Алая, прилегающий к зоне сочленения Памира с Тянь-Шанем. Наряду с этим, проводились исследования в восточных частях Зеравшанского и Туркестанского хр., а также в районе сочленения Алайского и Ферганского хр.
В возрастном отношении изученные породы Гиссаро-Алая распределились следующим образом: протерозой—25 ТН ; палеозой—130 ТН; мезозой—17 ТН: юра-2 ТН, мел-15 ТН; кайнозой—12 ТН: палеоген-9 ТН, неоген- 3 ТН.
Реконструкция палеонапряжеиий мезозой-кайнозойского времени проведена нами по 29 ТН, большинство из которых характеризует трещиноватость осадочных пород позднего мела. На основе их анализа установлено, что в мезозое в пределах восточной части Гиссаро-Алая ось сжатия была ориентирована, в основном, в ЗСЗ направлении. Это направление было присуще оси максимального сжатия во второй половине юры-раннем мелу. В позднем мелу ось сжатия практически сохранила это направление, отклонившись несколько к СЗ. Особенно четко ЗСЗ направление проявилось на крайнем северо-востоке Алайского хр. в районе его сочленения с Ферганским хр. В западной части региона ориентация оси сжатия была ССЗ.
В начале палеогена ось сжатия на территории Гиссаро-Алая приобрела близмеридиональное направление с небольшим отклонением к ССЗ. Можно предполагать, что это же направление оси сохранялось в неогене.
Чаткал. Трещиноватость горных пород региона наиболее полно изучена нами в его юго-восточных районах. Всего обследовано 88 обнажений горных пород, из которых 55 ТН заложены в осадочных и 33 ТН — в магматических образованиях. В ьозрастном отношении изученные породы распределились следующим образом: протерозой—5 ТН; палеозой—72 ТН; мезозой—1 ТН: триас-1 ТН; кайнозой—10 ТН: палеоген-5 ТН, неоген-3 ТН, плсйстоцеи-2 ТН.
Трещиноватость кайнозойских пород изучена нами недостаточно полно. Реконструкция напряженного состояния территории для этого времени проведена на основе изучения трещиноватости новейших отложений в 10 ТН южной части Чаткальского региона. Предположительно установлено, что на неотсктоническом этапе развития, как и в более древние эпохи, поле напряжения не претерпевало существенных перестроек. Ось сжатия в большинстве ТН была ориентирована субмеридионально, незначительно отклоняясь к ССЗ. Такое направление максимального сжатия устойчиво сохранялось в пределах Чаткальского региона с древнейших этапов тектонического развития по плейстоцен включительно.
Центральные Кызылкумы. Трещиноватость горных пород, слагающих поднятия Центральных Кызылкумов, исследована нами в 181 ТН, из которых 161 ТН заложена в осадочных породах и 20 ТН — в гранитах и других магматических образованиях. Наиболее полно изучены породы палеозойского возраста (151 ТН), менее широко в наших исследованиях представлены отложения докембрийского (4 ТН) и мезозой-кайнозойского (26 ТН) возрастов.
Анализ трещиноватости верхнемеловых горных пород в 22 ТН позволил установить, что в позднем мелу ось максимального сжатия имела СЗ направление. Трещиноватость палеогеновых и неогеновых пород в пределах региона изучена нами лишь в 4 ТН. На основе анализа этих данных можно предполагать, что в первой половине кайнозоя геодинамическая обстановка в регионе сохранялась прежней. Максимальное сжатие было ориентировано в ЗСЗ направлении. Ось сжатия, характеризующая геодинамическую обстановку, суммарную за мел-неогеновое время, была ориентирована по линии СЗ-ЮВ.
6.2. Альпийская геодинамика зоны сочленения и сопредельной территории
Большинство моделей тектонического развития Памиро-Гималайского региона, в целом, и зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем, в частности, в последние годы основывается на положениях концепции тектоники литосферных плит. Согласно им все структурные особености, в том числе дугообразность структурных элементов на Памире и к северу от него, обусловлены активным сближением подвижной Индостанской плиты с относительно стабильной Евразийской литосферной плитой на альпийском цикле развития [Хаин, 1984; Zonenshain. 1-е Pichón, 1986; Баженов, Еуртман, 1990; Хаин, Ломизе, 1995; и др.].
В этой связи интересно остановиться на некоторых работах М.Л. Баженова и B.C. Буртмана [1981,1982,1987,1989,1990 и др.], в которых на основе анализа результатов палеомашитных исследований мел-палеогеновых пород, развитых в пределах зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем и на северном ее обрамлении, сделаны интересные палсотектонические выводы. По этой асе территории нами на основе анализа трещиноватости пород мела и палеогена проведены реконструкции палеоналряжений [Белоусов, Иухамедиев, 1990; Белоусов и др., 1994; и др.]. Это дало возможность сопоставить данные наших исследований с результатами МЛ. Баженова, B.C. Буртмана и проанализировать закономерности изменения направлений палеомашитных склонений и осей максимального сжатия полей палеонапряжений вдоль структурных дуг. Сопоставление дало положительные результаты.
М.Л. Баженовым и B.C. Буртманом [1990] показано, что мезозойские структурные образования зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем после раннего мела испытали перемещение в сторону Евразии на расстояние около 300 км. При этом, большая часть перемещений, в результате которых возникли дуги Памира и зоны его сочленения с Тянь-Шанем, осуществлена вероятнее всего на новейшем этапе тектонического развития. Установлено, что в неоген-четвертичное время западный субмсридиональный фланг дарвазских структурных элементов в результате этого перемещения был повернут на 75° против часовой стрелки, а северо-западный — на 40". В восточной части Заалайского хр. поворот произошел всего лишь на 15 , но при этом по часовой стрелке. Относительно стабильным, не испытавшим существенного поворота, является район вершин структурных дуг, располагающийся примерно в западной части Заалайского хр. Этот район был принят нами за эталонный. Другим стабильным регионом, относительно которого анализировались данные по палеомагнитным склонениям и ориентациям осей максимального сжатия, является Алайский хр. В его пределах согласно предположению М.Л. Баженова и B.C. Буртмана структурный рисунок сложился в гераинское время и мало изменился при новейших деформациях.
Анализ современных направлений осей максимального сжатия полей палеонапряжений в зоне сочленения Памира с Тянь-Шанем и в Гиссаро-Алае показал, что вдоль простирания структурных дуг оси сжатия закономерно изменяют свою ориентацию, примерно так же, как это установлено исследованиями для палеомашитных склонений. В юрских и меловых горных породах оси сжатия на западных флангах структурных дуг повернуты против часовой стрелки, на восточных — по часовой. Молодые осадочные породы конца олигоцеиа и неогена, которые
формировались уже наличии давления со стороны Памира, как жесткого штампа, не только подвергались при этом повороту, но и испытывали пластичное течение вдоль Дарваз-Каракульского глубинного разлома на запад и восток от вершин структурных дуг. Вследствие такого сложного движения оси сжатия палеонапряжений на западе претерпели изменение первоначальной ориентации по часовой стрелке, на востоке — против часовой. При этом! наибольший поворот осей сжатия установлен нами непосредственно вдоль Дарваз-Каракульского разлома. Вдоль южного борта Тянь-Шаня он весьма незначителен [Белоусов, Мухамедиев, 1990; и др.].
Анализ результатов реконструкций палеонапряжений и данных по палеомагнитным склонениям подтверждают предположение о вторичности дугообразных структурных зон, окаймляющих Памир с севера.
Часть III
Зона сочленения Малого Кавказа с Большим
Методика комплексного использования результатов морфоструктуриого анализа, реконструкций палеонапряжений и палеомагнитных исследований разработана нами на примере зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем. Подобные исследования мы провели и в пределах зоны сочленения Малого Кавказа с Большим, опираясь, в основном, на результаты реконструкций палеонапряжений и палеомагнитных исследований, а также морфоструктурный анализ. Были использованы и литературные данные по новейшей и четвертичной тектонике региона, содержащиеся в работах С.П. Бадьяна, Б.М. Богачкина, С.К. Горелова, М.П. Жидкова, МЛ. Копна, А.С. Караханяна, Н.В. Короновского, Д.А. Лилиенберга, Е.Е. Милановского, А.А. Наймарка, С.А. Несмеянова, Н.И. Николаева, М.Ю. Никитина, Е.Я. Ранцман, В.А. Растворовой, Г.И. Рейснера, Е.А. Рогожина, Б. Сафронова, В,Г. Трифонова, В.И. Шевченко, В.Н. Шоппо, В.Е. Хаина и многих др. исследователей.
Наблюдения автора в пределах Тавро-Кавказского региона охватили центральную и северо-восточную части Большого Кавказа, Центральное Предкавказье, Горный Крым и, частично, Копетдаг. Наряду с этим, проводились детальные сейсмотектонические исследования на юге Тавро-Кавказского региона непосредственно вдоль дуг Восточного Тавра и Загроса и севере Аравийской платформы при установлении степени сейсмической опасности районов строительства АЭС на территориях Сирии и Ирака.
Глава 7. Основные сведения о зоне сочленения Малого Кавказа с Большим в свете современных геолого-геофизических представлений
7.1. Положение зоны сочленения в рельефе Тавро-Кавказского региона и ее морфоструктурные особенности
Тавро-Кавказский регион, в понимании В.В. Белоусова [1962], объединяет в свои пределы горные сооружения, располагающиеся в районе юго-восточной границы Европы с Малой Азией. На его территории земная поверхность практически повсеместно поднята над уровнем моря более чем на 3000-5000 м. Зона сочленения
Рис. 3. Схема простираний морфоструктур Тавро-Кавказского региона 1-простирания морфоструктурных элементов; 2-границы блоков с однотипными простираниями морфоструктурных элементов
Малого Кавказа с Большим занимает территорию Закавказских депрессий, выраженных в современном рельефе в виде Рионской и Куринской низменностей. В орографическом отношении зона сочленения представляет собой узкое понижение земной поверхности, соединяющее крупные депрессии: Черноморскую — на западе и Южно-Каспийскую — на востоке. Большой Кавказ находится на крайнем севере Тавро-Кавказского региона к северу от зоны сочленения. К югу от нее располагаются дугообразные хребты Малого Кавказа.
Рисунок простираний морфоструктур в пределах Тавро-Кавказского региона весьма близок к Памиро-Гималайскому (рис. 3). На севере выделяется блок Большого Кавказа, характеризующийся линейным простиранием морфоструктур с крутым дугообразным изгибом на север в его восточной части, примерно таким же, как в восточной части Гнссаро-Алая. Северная граиица Малого Кавказа имеет четко выраженный дугообразный вид в плане с выпуклостью к северу.
7.2. Положение зоны сочленения в современном структурном плане Тавро-Кавказского региона и основные черты ее геологического строения
Среди первых исследователей Кавказа и сопредельных территорий, заложивших основы геологических знаний, ¡ггляютея Ф. Дюбуа, Г. Абих, Э. Фавр, Е. Фурнье, A.A. Иностранцев, Ф.Ю. Левинсон-Лессипг, И.В. Мушкетов, Г. Мернбахср и
Н.И. Андрусов. Из более поздних геологов, внесших огромный вклад в копилку знаний о Кавказе, следует отметить А.Д. Архангельского, MJI, Баженова, A.A. Белова, В.В. Белоусова, К.И. Богдановича, B.C. Буртмана, J1.A. Варданянца, A.A. Габриеляна, П.Д. Гамкрелвдзе, И.М. Губкина, Д.А. Лилиенберга, Л.М. Расцвегаева, В.И. Макарова, Е.Е. Милановского, М.Ф. Мирчинка, К.Н. Паффенгсшьца, AJ1. Рейнгарда, В.П. Ренгаргена, М.М. Тетяева и В.Е. Ханна. В ОИФЗ РАН изучением геологии Кавказа наряду с В.В. Белоусовым занимались Б.М. Богачкин, Б.А. Борисов, И.В. Кириллова, В.Н. Крестников, В.А. Растворова, Г.И. Рейснер, Е.А. Рогожин, МЛ. Сомин, A.A. Сорский, В.И. Шевченко, В.Н. Шолпо и В.В. Эз.
В новейшем структурном плане Кавказа традиционно выделяют сводово-глыбовое поднятие Большого Кавказа, Закавказский межгорный прогиб и сводово-глыбовое поднятие Малого Кавказа. К северу от Большого Кавказа располагается Предкавказский передовой прогиб, еще далее от которого находится Ставропольский свод.
В свете современных тектонических концепций гетерогенное поднятие Большого Кавказа представляет собой краевое новейшее сооружение, сформировавшееся на юге относительно стабильной Евразийской литосферной плиты в результате ее взаимодействия с подвижной Аравийской плитой. Исходя из этого непосредственно к Большому Кавказу отнесены северное крыло и сводовая часть сооружения, ограниченные с юга Главным надвигом Большого Кавказа. Его южный склон, сложенный мезозойскими породами, с нашей точки зрения следует включить в состав зоны сочленения Малого Кавказа с Большим по аналогии с гетерогенным Заапайским поднятием, северное мезозойское крыло которого входит в состав зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем. Наряду с южным склоном Большого Кавказа, в пределы зоны сочленения входит Закавказский межгорный прогиб, состоящий, в основном, из Рионской и Куринской межгорных тектонических впадин. К югу от них находится поднятие Малого Кавказа, представляющее собой согласно концепции тектоники литосфернмх плит новейшее структурное образование во фронтальной зоне движущейся на ССВ Аравийской плиты.
7.2.1. Зона сочленения Малого Кавказа с Большим
Южный склон Большого Кавказа, отнесенный к зоне сочленения Малого Кавказа с Большим, характеризуется повышенной деформированностью мезозой-кайнозойских горных пород. На них с севера по зоне Главного надвига Большого Кавказа перемещены палеозойские и более молодые образования [Баранов и др., 1990]. К югу от надвига расположена флишевая толща поздней юры и мела, слагающая Чиаурскую синхлинорную зону. Последняя с юга ограничена Уцерским надвигом, по которому отложения флишевого синклинория перемещены в южном направлении на юрские и меловые породи Гагро-Джавской зоны. Еще далее к югу расположен Рача-Лечхумский прогиб, простирающийся более чем на 200 км в субширотном направлении. Он представляет собой приразломное образование, активно развивающееся на новейшем этапе геологической истории. Его северное крыло осложнено крупной Кахетино-Лечхумской флексуро-разрывной зоной [Милановский, 1968; Хаин, 1977; и др.].
К югу от Гагро-Джавской зоны и Рача-Лечхумского прогиба находится Окрибо-Сачхерское поднятие, сложенное с поверхности образованиями средней юры. Оно расположено на северном крыле Дзирульского выступа, представляющего собой выход на земную поверхность фундамента Закавказского срединного массива.
7.2.2. Большой Кавказ
Большой Кавказ представляет собой сводово-глыбовое [Борисов и др., 1975] или складчато-покровное [Баранов и др., 1990] поднятие, сформированное в процессе проявления плиоцен-четвертичных движений. Структурными образованиями, вовлеченными в основу этого сооружения, являются Скифская и Закавказская плиты. В современном структурном плане региона южная граница Скифской плиты представлена Главным надвигом Большого Кавказа. Северная граница Закавказской плиты, как предполагается, поддвинуга под осадки зоны сочленения и, частично, под Скифскую плиту [Баранов и др., 1990; и др.].
Большая часть северного крыла Большого Кавказа моноклинально наклонена в северном направлении. Его центральная площадь в некоторых работах называется Эльбрусско-Минераловодской тектонической областью. В структурном отношении южная часть этой области относится к осевой зоне Главного хр. В новейшем структурном плане северной части Эльбрусско-Минераловодской области отвечает Северо-Кавказская моноклиналь, ограниченная с юга Пшекиш-Тырныаузской шовной зоной и с севера — Черкесским разломом. Моноклиналь сложена верхнеюрскими, меловыми и нижнепалеогеновыми породами, наклоненными в С и СВ направлениях под углами в 4-10°. Ее поверхность осложнена тремя субширотными куэстообразными ступенями, полого понижающимися в северном направлении и ограниченными с юга обрывистыми уступами. Формирование последних обусловлено активным развитием в плейстоцене разрывных нарушений. Северную границу моноклинали проводят по Черкесскому разлому, к северу от которого находится система Предкавказских передовых прогибов и разделяющий их Минераловодский выступ фундамента [Милановский, 1968; Милановский и др., 1989; Хаин, 1984].
7.2.3. Малый Кавказ
Малый Кавказ, располагающийся к югу от зоны сочленения, в северной части представлен срединным массивом. Древние породы фундамента представлены здесь интенсивно деформированными метаморфическими образованиями докембрия и палеозоя. На породах фундамента залегает толща мезозойских и палеогеновых отложений региона [Хаин, 1984].
Северной границей Малого Кавказа является система дугообразных разломов, обращенных выпуклостью к северу. Среди них в современном рельефе западной части территории наиболее четко выражен Северный разлом Аджаро-Триалетской зоны, дугообразно простирающийся более чем на 300 км в субширотном направлении. К юго-востоку от Тбилиси этот разлом кулисообразно сочленяется с Куринским и Талышским разрывными нарушениями, ограничивающими с севера восточную часть Малого Кавказа. В некоторых работах эта система разломов объединена в единый Понто-Каспийский тектонический шов [Баженов, Буртман, 1990; и др.].
Для современной структуры Малого Кавказа характерно наличие продольных антиклинальных и синклинальных зон, разделенных крупными дугообразными разрывными нарушениями. На земной поверхности они выражены в виде системы грабенов и горстов, осложненных рядом поперечных поднятий, прогибов и разломов [Борисов и др., 1975]. Из них наиболее крупной структурой является зона поперечных разрывных нарушений, прослеживаемая в ЮЗ направлении от низовьев долины Аракса в сторону Загроса между озерами Ван и Урмия. Разрывная зона вероятнее всего является фрагментом крупного поперечного Пальмиро-Апшеронского линеамента, разделяющего Малый Кавказ на два блока.
В процессе геодинамических, тектонофизических и сейсмотектонических исследований, нами, наряду с Кавказом, были изучены Центральное Предкавказье, а также западный и восточный фланги Крым-Кавказ-Копетдагской складчатой системы, основные структурные особенности которых отображены в диссертации.
7.3. Некоторые особенности глубинного строения зоны сочленения и сопредельной территории
Исследования, направленные на изучение глубинного строения Кавказа и сопредельной территории, проводятся на протяжении более пятидесяти лет. У истоков этих работ стояли многие известные исследователи, среди которых E.H. Люстих, составивший одну из первых гравиметрических схем Кавказа. Наиболее интенсивно геофизические работы проводились в пределах нефтегазоносных территорий. В последние годы большой вклад в изучение глубинного строения, вещественного состава фундамента и внутренней структуры региона сделан М.Е. Артемьевым, М.С. Бурштаром, В.А. Голубовским, H.A. Крыловым, А.И. Летавиным, М.Ф. Мирчинком, Б.С. Чернобровым, А.Н. Шардановым, Ю.Н. Швембергером и Ю.К. Щукиным. Геофизические данные содержатся также в работах В.В. Белоусова, Б.К. Балавадзе, A.A. Борисова, P.M. Гаджиева, Г.В Краснопевцева, A.A. Сорского, В.В. Федынского и многих других исследователей геологии и геофизики Кавказского региона и сопредельных территорий.
Одна из первых работ, посвященных анализу геофизических данных с целью изучения глубинного строения Кавказа, принадлежит Е.Е. Милановекому и В.Е. Хаину [1963], выявившим связь между мощностью земной коры и рельефом региона. Авторами было установлено, что под Большим Кавказом ее мощность превышает 50 км, достигая максимальных значений в 60-65 км в районе горы Эльбрус. В северном и южном направлениях от сводовой части горного сооружения с понижением абсолютных высот земной поверхности закономерно уменьшается и мощность земной коры. Наиболее резко уменьшение происходит в сторону Закавказского межгорного прогиба. Эти особенности глубинного строения Кавказа последующими исследованиями были подтверждены [Адамия и др., 1977, Шенгелая, 1978; и др.].
7.4. Основные закономерности тектонического развития зоны сочленения и сопредельной территории на новейшем этапе
Тектоническое развитие Тавро-Кавказского региона весьма сложно, вследствие чего оно трактуется далеко не однозначно. Его геологическая история с позиций
геосинклинальной концепции детальнейшим образом проанализирована в многочисленных статьях и монографиях В'.В. Белоусова [1962] и В.Е. Хаина [1964,1984]. Альпийский цикл развития Тавро-Кавказского региона подробно рассмотрен В.Н. Шолпо [1978,1980 и др.], согласно которому он состоит из трех стадий: доинверсионной (ранняя-средняя юра), частной инверсии (поздняя юра-эоцен) и общей инверсии (олигоцен-четвертичный период). Последняя стадия развития, называемая позднеальпийской или орогенной, подразделяется на раннеорогенный (олигоцен-средний сармат) и позднеорогенный или новейший этапы (поздний сармат-четвертичный период).
(Эрогенная стадия развития Тавро-Загросского региона для целей настоящей работы наиболее интересна. Ока началась - в олигоцене и знаменательна резким усилением восходящих движений, способствующих формированию свояово-глыбовых сооружений региона. На раннеорогенном этапе развития Большой Кавказ превратился в единое поднятие, выраженное в рельефе в виде небольшой возвышенности. В Предкавказском прогибе возросли скорости погружения, вследствие чего он стал приобретать черты передового. На месте современной зоны сочленения Малого Кавказа с Большим формировалась система узких Закавказских межгорных прогибов, в пределах которых накапливалась мощная толща песчано-глинистых отложений. Была вовлечена в поднятие большая часть Малого Кавказа, на территории которого продолжали повсеместно развиваться остаточные впадины.
Позднеорогенный, новейший, этап альпийского цикла в пределах зоны сочленения и на сопредельных регионах начался в позднем сармате. Закономерности его проявления на этих территориях весьма- детально рассмотрены в работах Е.Е. Милановского [1968], Б.А. Борисова и др., [1975], Г.И. Рейснера [1980], Г.И. Рейснера, Б.М. Богачкина [1989] и некоторых других исследователей. Для новейшего этапа был характерен интенсивный рост мегантиклинориев Кавказа, амплитуды которого в пределах Большого Кавказа составили в среднем 2000-3000 м, достигая в отдельных местах 5000 м. На Малом Кавказе они, по-видимому, не превысили 3500 м. На территории Предкавказского передового и Закавказского межгорного прогибов активно проявлялись нисходящие движения. Последние развивались в пространстве весьма неравномерно, что привело в конечном итоге к распаду прогибов на систему более мелких зон прогибания. Амплитуды новейших опусканий в пределах Предкавказских передовых прогибов составили 2500-4000 м, на территории Закавказских межгорных - достигли 5000-7000 м [Милановский, 1968; Рейснер, 1980].
В свете современных тектонических возрений структурный план Тавро-Кавказского региона сформирован в результате активного проявления механизма плитной тектоники. Гетерогенное поднятие Большого Кавказа трактуется как краевое новейшее сооружение, сформированное на юге относительно стабильной Евразийской плиты в результате ее взаимодействия с подвижной Аравийской литосферной плитой. Зона сочленения Малого Кавказа с Большим является областью непосредственного взаимодействия этих плит. К югу от нее находится поднятие Малого Кавказа, представляющее собой новейшее структурнйе образование во фронтальной зоне движущейся в ССЗ направлении Аравийской литосферной плиты [Хат, Ломизе, 1995; Лилиенберг и др., 1996; Макаров и др.,-1996; и др.].
Глава 8. Палеонапряжения и альпийская геодинамика зоны сочленения Малого Кавказа с Большим и сопредельной территории
8.1. Напряженное состояние земной коры зоны сочленения и сопредельной территории
Результаты тектонофизических исследований, в процессе которых нами была изучена северная часть Тавро-Кавказского региона, включающая зону сочленения Малого Кавказа с Большим и сопредельные с ней регионы, основываются на анализе
Рис. 4. Эволюция ориентации осей максимального сжатия в осадочном слое земной коры северной части Тавро-Кавказского региона на альпийском цикле развития
трещиноватости осадочных пород примерно в 300 ТН: зона сочленения Малого Кавказа с Большим-37 ТН, Большой Кавказ-59 ТН, Горный Крым-40 ТН, Копетдаг-
12 ТН, Предкавказье-141 ТН (рис.4).
8.1.1. Зона сочленения Малого Кавказа с Большим
На территории зоны сочленения изучение трещиноватости горных пород проведено в 37 ТН. Обследованы, в основном, мезозойские отложения, которые распределились: мезозой—36 ТН: юра-23 ТН (ранняя-10, средняя-9, поздняя-4), мел-
13 ТН (ранний-10, позднин-3). Одна точка наблюдения заложена в эоценовых образованиях кайнозоя. Из литологических разностей в составе изученных осадочных образований преобладают песчаники (12 ТН) и известняки (1,8 ТН).
Анализ трещиноватости нижнеюрских пород показал, что в пределах центральной части зоны сочленения ось максимального сжатия в ранней юре, по-видимому, была ориентирована в СЗ — ЗСЗ направлениях. В начале средней юры в пределах зоны сочленения произошла смена ориентации главных осей поля напряжения, вследствие чего ось сжатия приобрела С — ССЗ направление. На основе анализа трещиноватости верхиеюрских пород в 4 ТН можно предполагать, что в поздней юре ось сжатия по-прежнему была направлена на ССЗ. Суммарно за всю юру в целом ориентация оси максимального сжатия, установленная в зоне сочленения по 23 ТН, характеризовалась ССЗ—ЮЮВ направлением.
Меловые осадочные породы зоны сочленения изучены 13 ТН. Из них 10 ТН приходятся на отложения раннего мела, На основе анализа их трещиноватости установлено, что ось максимального сжатия' в центральной части зоны в первой половине раннего мела была ориентирована в С — ССЗ направлениях, также как во второй половине юры. Во второй половине раннего мела произошла геодинамическая перестройка, в результате чего ось максимального сжатия приобрела СВ ориентировку. Изучение пород позднего мела произведено нами в 3 ТН, поэтому можно лишь предполагать, что ось максимального сжатия в позднем мелу, как и в раннем, была ориентирована на СВ.
Таким образом, тектонофизические данные свидетельствуют о том, что в конце раннего мела в геодинамической обстановке зоны сочленения Малого Кавказа с Большим произошла перестройка. В результате этого ось максимального сжатия изменила ориентировку с ССЗ — С на СВ.
8.1.2. Большой Кавказ
Изучение трещиноватости горных пород Большого Кавказа произведено на его северном склоне в пределах Северо-Кавказской моноклинали и Минераловодского выступа. Всего на этой территории трсщиноватость изучена в 59 ТН, из которых 55 ТН заложены в осадочном комплексе пород и 4 ТН — в магматическом. В возрастном отношении точки наблюдения распределились: мезозой—34 ТН: юра-9 ТН (ранняя-3, срсдняя-1, поздняя-5), мел-25 ТН (ранний-13, поздний-12); кайнозой—25 ТН: палеоген-15 ТН (палсоцен-5, эоцен-7, олигоцен-3), исоген-8 ТН (миоцен-4, плиоцен-4), четвертичный псриод-2 ТН. В литологическом составе изученных осадочных образований преобладают песчаники (15 ТН) и известняки (30 ТН).
Анализ трещиноватости юрских и нижнемеловых отложений позволяет предполагать, что в юре и первой половине раннею мела центральная часть Большого Кавказа находилась под воздействием поля напряжения, ось максимального сжатия которого была ориентирована в ССЗ направлении. Во второй половине раннего мела, как и в зоне сочленения, здесь произошла резкая переориентация поля напряжения, вследствие чего ось сжатия приобрела простирание в СВ направлении. В позднем мелу, палеогене, неогене и плейстоцене это направление сжатия устойчиво сохранялось; незначительно отклоняясь в некоторые периоды времени к ВСВ [Белоусов, 1993]. Не изменилась ориентация оси сжатия и на современном этапе развития, о чем свидетельствуют данные по механизмам очагов землетрясений [Милановский и др., 1989].
В настоящее время общепризнано, что орогенная структура Кавказа сформировалась под воздействием поля напряжения, ось максимального сжатия которого была ориентирована в СВ направлении. По мнению Л.М. Расцветаева такое расположение ось сжатия приобрела в конце миоцена-плиоцене [Милановский и др., 1989]. С нашей точки зрения это произошло значительно раньше, по крайней мере в середине мела.
Большинство разломов древнего заложения в пределах северного склона Большого Кавказа располагаются б ЗСЗ (кавказском) направлении. В юре и раннем мелу под воздействием сжатия, ориентированного по линии СЗ —ЮВ, вдоль тахих разломов должны были проявляться правосдвиговые перемещения. С позднего мела, после изменения ориентации оси максимального сжатия на СВ, в зонах разломов кавказского простирания формируются структуры сжатия с преобладанием взбросового и надвигового характера относительных перемещений, что способствует накапливанию напряжений. По-видимому, именно это явилось причиной формирования на территории Северо-Кавказской моноклинали куэстообразных ступеней ЗСЗ простирания, ограниченных с юга разломами. Четкая выраженность разрывных нарушений в современном рельефе свидетельствует об их активности в плейстоцене. Об этом же говорит и развитие вдоль уступов, ограничивающих ступени с юга, гравитационных образований, представленных мощными обвальными и оползневыми телами.
Заканчивая анализ напряженного состояния земной коры региона отмстим, что нами проводилось изучение трещиноватости горных пород на Малом Кавказе и севере Аравийской платформы, но по независящим от нас причинам эти данные обработать не удалось.
8.1.3. Горный Крым
Реконструкция напряженного состояния осадочного слоя земной коры Горного Крыма проведена на основе анализа трещиноватости горных пород мезозой-кайнозойского возраста в 40 ТН, которые в возрастном отношении распределились: мезозой—34 ТН: средний триас-ранняя юра-4 ТН; юра-26 ТН (средняя-6, поздняя-20), мел-4 ТН (ранний-1, поздний-3); кайнозой—б ТН: олигоцен-2 ТН, миоцен-4 ТН. В составе изученных осадочных образований преобладают песчаники (14 ТН) и известняки (13 ТН).
Крыма. Можно предполагать, что в среднем триасе-начале ранней юры на юго-западе Крыма для оси максимального сжатия было характерным ВСВ направление, близкое к простиранию Южно-Крымского палеопрогиба.
Анализ трещиноватости юрских пород проводился в 26 ТН. Из них б ТН заложены в осадках средней юры, в основном, на юго-западе Горного Крыма. Центральная и восточная его части представлены 20 ТН, характеризующими трещиноватость верхнегорских образований. Такое неравномерное распределение ТН обусловлено особенностями размещения юрских отложений. Установлено, что в средней юре на юго-западе Горного Крыма ось сжатия палеонапряжений имела ССЗ направление, т.е. здесь, по-видимому, произошла переориентация осей: сжатие приобрело направление, поперечное к простиранию прогиба, а растяжение — вдоль него. На востоке Горного Крыма ось сжатия в некоторых точках ориентирована в ЗСЗ направлении, ось растяжения — в ССВ. Изменение простираний главных осей палеонапряжений обусловлено по всей вероятности изменением направления пропиба на востоке на широтное. Значительно шире проведено изучение трещиноуатости пород позднеюрского возраста. Почти все точки наблюдения расположены в восточной части Горного Крыма. Проанализированы 3 ТН в нерасчлененных средне-верхнеюрских осадках и 17 ТН — в верхнеюрских породах. Практически во всех ТН ось сжатия палеонапряжений обладает СЗ направлением, т.е. Южно-Крымский палеопрогиб в средней и поздней юре развивался в условиях поперечного сжатия.
Трещиноватость меловых пород Горного Крыма изучена в 4 ТН, из которых 1 ТН заложена в раннем мешу и 3 ТН — в позднем. Анализ этих данных показал, что в мелу, вероятнее всего в конце его первой половины, рассматриваемая территория, как и Кавказ, претерпела геодинамическую перестройку, повлекшую за собой вовлечение региона в область восходящих движений. Вследствие этого произошло изменение ориентации главных осей палеонапряжений: ось сжатия приобрела ВСВ направление, согласное с простиранием Южно-Крымского палеопрогиба, а ось растяжения была направлена по азимуту ССЗ—ЮЮВ, т.е. поперечно к его оси.
Новейшие отложения в Крыму наиболее широко распространены на севере вдоль Горного Крыма и на Керченском полуострове, где они представлены олигоценовыми и неогеновыми образованиями. В этих отложениях размещено б ТН, из которых две точки характеризуют трещиноватость олигоценовых пород и четыре — миоценовых. Олигоценовые разрезы расположены в районе мыса Чауда. Из 4 ТН, заложенных в миоценовых породах на крайнем востоке Керченского полуострова и в районе горы Опук, удалось установить знаки главных осей палеонапряжений в трех из них. Анализ данных по трещиноватости этих пород показал, что ось сжатия палеонапряжений в миоцене в пределах Керченского полуострова, по-видимому, была направлена на ВСВ. Аналогичная ориентация главных осей поля напряжения новейшего времени выявлена П.Н. Николаевым по данным о зеркалах скольжения в породах Южной Демерджи центральной части Горного Крыма [Николаев и др., 1979].
8.1.4, Копетдаг
Сейсмотектонические и тектонофизические исследования на Констдагс носили рекогносцировочный характер и проводились, в основном, в центральной части зоны Главного Коистдагекого глубинного разлома. При этом, в 12 ТН были изучены:
поздняя юра-2 ТН, ранний мел-7 ТН и поздний мел- 1 ТН. В 2 ТН произведены замеры элементов трещиноватости пород палеоцена. Ось максимального сжатия в рассматриваемые периоды времени в пределах северного крыла Копетдагского поднятия практически во всех точках наблюдения была ориентирована по линии ССВ—ЮЮЗ. Наиболее достоверно это установлено по 8 ТН для мелового времени.
Следует отметить, что на Копетдаге изучением трещиноватости горных пород занимались JI.M. Расцветаев [1966, 1969], P.A. Маилян [1969], М. Л. Копп [1971] и А.И. Полетаев [1986]. Для некоторых его районов на основе изучения трещиноватости верхиеюрских и меловых известняков было установлено СЗ сжатие. При этом А.И. Полетаевым [1986], било отмечено, что в зоне Главного Копетдагского разлома преобладает общее субмеридиональное сжатие, а все остальные его направления имеют локальный характер.
8.I.S. Скифская плита
Ставропольский свод. Центральное Предкавказье несколько удалено от зоны сочленения Малого Кавказа с Большим. Несмотря на это, его напряженное состояние мы изучили довольно детально. Это обусловлено тем, что здесь широко развиты неоген-четвертичные породы, отсутствующие в пределах большинства других территорий. Познание напряженного состояния земной коры Центрального Предкавказья на новейшем этапе его развития весьма важно для понимания геодинамики всего региона в целом.
Реконструкция напряженного состояния осадочного слоя земной коры Ставропольского свода проводилась по трещиноватости отложений кайнозойского возраста в 120 ТН: миоцсн-105 ТН (ранний-2, средний-7 и поздний-96), плиоцен-10 ТН и четвертичный период-5 ТН. Наиболее детально обследован сарматский ярус позднего миоцена. Точки наблюдения по разрезам сарматской толщи расположились: нижний сармат (Ni3Si)-3 ТН, средний сармат (N[3S2)-60 ТН, верхний сармат (Ni'sä)— 33 ТН. Из литологических разновидностей в составе изученных осадочных образований преобладают песчаники (87 ТН).
Было установлено, что в раннем и среднем миоцене, а также в раннем сармате Ставропольский свод формировался под воздействием поля напряжения с осью сжатия, ориентированной по линии СБ—ЮЗ. В среднем сармате произошла переориентация оси сжатия, вследствие чего ока приобрела ССЗ направление, зафиксированное практически во всех 60 ТН При этом, в западной части свода ориентация осей была ближе к ЗСЗ, а в восточной — к ССЗ. Анализ трещиноватости отложений позднего сармата в 33 ТН позволил установить, что на этом отрезке времени ось сжатия снова была ориентирована по линии СВ—ЮЗ. Примерно такое же направление оси сжатия, а именно, ВСВ, сохранялось в плиоцене и плейстоцене, что предполагается по 15 ТН.
Степной Крым. Реконструкция напряженного состояния в его пределах проводилась на основе анализа трещиноватости пород, изученных в 7 ТН: эоцен-1 ТН, миоцсн-5 ТН и плиоцен-1 ТН. Реконструкция паиеонапряжений показала, что в миоцене ось сжатия, по-видимому, была ориентирована в СВ направлении. Эти данные хорошо согласуются с результатами реконструкции напряженного состояния земной коры Центрального Предкавказья и Большого Кавказа.
К северу от Степного Крыма па юго-западной окраине Восточно-Европейской платформы реконструкция напряженного состояния проводилась на основе анализа трещиноватости отложений плиоценового возраста. Она изучалась в б ТН Приднестровья в районе Одессы, в 3 ТН Запорожья возле с. Ушксшка и в 5 ТН Восточного Приазовья в районах гг. Азов и Ростов-на-Дону. Установлено, что в плиоцене на юго-западной окраине Восточно-Европейской платформы ось максимального сжатия была ориентирована в еубмеридиональном направлении.
8.2. Альпийская геодинамика зоны сочленения и сопредельной территории
Согласно предположению В.Е. Хаина и М.ГЛомизе [1995] в конце средней юры в тектонической истории Земли начался распад Пангеи. Проявление его было обусловлено процессм формирования Центральной Атлантики и восстановления океанского пространства, разделявшего Гондвану и Лавразию до позднего палеозоя. По нашим данным в районе Кавказа и на сопредельной территории этот этап начался не в конце средней, а на границе ранней й средней юры, когда ось максимального сжатия в центральной части зоны сочленения Малого Кавказа с Большим сменила СЗ ориентировку на ССЗ, а в Горном Крыму — ВСВ на ССЗ.
В конце юры-начале мела началось формирование субмеридионального Атлантического и северной части Индийского океана. Это привело в середине мела к остановке расширения Тетиса и его сокращению под воздействием сближения Евразии с Аравией и Индией [Хаин, Ломизе, 1995]. Данный вывод весьма убедительно подтверждается нашими данными по реконструкции палеонапряжений. Согласно им на севере Тавро-Кавказского региона в конце раннего мела произошла геодинамическая перестройка, обусловившая смену ориентации главных осей палеонапряжений. На Большом Кавказе и в зоне его сочленения с Малым ось максимального сжатия приобрела ориентировку на СВ, а в Горном Крыму — на ВСВ [Белоусов, Мухамедиев, 1992; Белоусов,1993]. В Копетдаге ось сжатия в конце раннего мела была направлена на ССВ.
Ось сжатия поля палеонапряжений в конце раннего мела на Кавказе претерпела резкое изменение ориентации с СЗ на СВ [Белоусов, 1993], что по-видимому было обусловлено закрытием в это время Малокавказского сектора Мезотетиса [Баженов, Буртмаи, 1990]. Аравийская литосферная плита постепенно сближалась с Евразийской и, начиная с позднего мела, оказывала на нее давление. В миоцене по данным Л.А: Савостина и др. [Savostin et al, 1986] начался процесс коллизии, что обусловило усиление давления Аравийской плиты на Евразийскую.
По-видимому, в конце миоцена-начале плиоцена начался главный этап сближения Малого и Большого Кавказа и формирования зоны их сочленения, что выразилось в надвигании Малого Кавказа на Риони-Ширванскуго микронлиту [Баженов, Буртман, 1990]. Особенно интенсивно этот процесс протекал во фронтальной части Аджаро-Триалетской зоны, которая в сармате активно продвигалась на ССВ. Под действием сил горизонтального сжатия началось складкообразование в Куринской впадине [Милановский, Хаин, 1963] и формирование структурных дуг Малого Кавказа. Вероятно усилением этого процесса обусловлено кратковременное изменение на территории Центрального Предкавказья в среднем
сармате почти на 90° ориентации оси максимального сжатия [Белоусов и др., 1997].В плиоцене процесс сближения протекал весьма неравномерно, что способствовало кратковременным ослаблениям сжатия или даже некоторому изменению направления его действия [Гамкрелидзе, 1977; Копп, Щерба, 1985].
Более детально проанализировать развитие Тавро-Кавказского региона позволяют палеомагнитные данные [Баженов, Буртман, 1981,1982,1987,1990]. Исследованиям подвергались породы позднего мела и палеогена в пределах Малокавказской структурной дуги, на территории Известнякового Дагестана и в Копетдаге. Палеомагнитные данные; позволили авторам предполагать, что северный склон Большого Кавказа с раннего мела не перемещался относительно Евразии, а Малый Кавказ находился южнее Евразийской плиты.
МЛ. Баженовым и B.C. Буртманом было установлено изменение палеомагнитных склонений, расчитанных по верхнемеловым и палеогеновым породам, относительно эталонного склонения в вершине дуги. На основе этого сделано предположение, что в конце мела-палеоцене произошла деформация рисунка структурных дуг Малого Кавказа. В интервале времени олигоцен-плейстоцен Аджаро-Триалетская зона была повернута на 14±б° против часовой стрелки, а Талышская — на 18±13° по часовой. Направления палеомагнитных склонений в этих районах весьма существенно отклонились от ССВ простирания, присущего им в вершине Малокавказской дуги. Вторичное происхождение, приобретенное ими в результате горизонтального смятия в послеэоценовое время, имеют и структурные складки Эльбурса, сопряженные с Малокавказской дугой [Баженов, Буртман, 1990].
Предположение МЛ. Баженова и B.C. Буртмана о том, что северный склон Большого Кавказа с раннего мела не перемещался относительно Евразии, позволяет считать, что ориентация осей сжатия, установленная нами по трещшюватости мезозойских пород, в их пределах также не претерпела изменений.
Процесс сближения Малого и Большого Кавказа, по-видимому, продолжается и на современном этапе, о чем свидетельствуют данные по механизмам очагов землетрясений. На Малом Кавказе в Армении региональные напряжения сжатия имеют преобладающие ССВ « С направления [Назаретян и др., 1989]. На Северном Кавказе и юге Центрального Предкавказья для направлений оси сжатия в очагах землетрясений также характерны СВ и С простирания Щилановсшй и др., 1989].
Часть IV
Некоторые закономерности геодинамики и сейсмотектоники зон сочленения Памира с Тянь-Шанем и Малого Кавказа с Большим
Глава 9. Сравнительный анализ палеонапряжений и альпийской геодинамики Памиро-Гималайского и Тавро-Кавказского регионов
При установлении общих закономерностей в проявлении палеонапряжений земной коры Памиро-Гималайского и Тавро-Кавказского регионов за основу нами была принята схема развития земной коры, разработанная и обоснованная В.Е.
Хаипом и М.Г. Ломизе [1995]. Согласно этой схемы наша Земля в течение долгой тектонической жизни прошла семь этапов развития. Для целей нашей работы наибольший интерес представляет последний, позднемезозойско-кайнозойский, этап.
В самом конце триаса-начале юры на территории Памиро-Гималайского региона наступилаэпоха общего сжатия и скучивания. В пределах зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем начало этого процесса нами зафиксировано в ее центральной части, где современное положение оси сжатия раннеюрского поля напряжения определяется меридиональной ориентировкой. По направлению к юго-западу от вершин памирских дуг современная ориентация оси сжатия вдоль зоны сочленения претерпевает закономерный поворот против часовой ■ стрелки от С до СЗ. В то же время ось сжатия в каждой ТН сохраняет устойчивое субнормальное положение по отношению к Дарваз-Каракульскому разлому и памирским" структурным дугам. Данное наблюдение позволяет высказать предположение, что чтектонические зоны раннеюрского возраста после формирования были дугообразно изогнуты к северу, претерпев на западном фланге поворот против часовой стрелки вместе с присущей им трещиноватостью. Поэтому и ось максимального сжатия, реконструированная по такой трещиноватости, оказалась в настоящее время также повернутой против часовой стрелки.
Напряженное состояние осадочного слоя земной коры Памира в юрское время определялось осью сжатия, ориентированной, по-видимому, в ССЗ направлении. В наших исследованиях анализу подвергалась трещиноватость нерасчлененных юрских пород, в связи с чем мы не можем сказать достоверно какой эпохе юрского времени соответствует это направление. Вероятнее всего, по аналогии с зоной сочленения Памира с Тянь-Шанем, оно характеризует раннюю юру, когда проявлялся импульс субмеридионального сжатия.
Примерно такая же геодинамическая обстановка была присуща началу юрского времени на севере Тавро-Кавказского региона. В пределах зоны сочленения Малого Кавказа с Большим трещиноватость осадочных нижнеюрских образований изучена нами в центральной части Гагро-Джавской тектонической зоны. Современное простирание оси сжатия раннеюрского поля напряжений в вершине малокавказскйх дуг характеризуется СЗ направлением. На Большом Кавказе, как и в зоне его сочленения с Малым, в ранней юре ось сжатия характеризовалась СЗ направлением. В Горном Крыму, удаленном от зоны сочленения к СЗ, согласно нашим данным в конце триаса-ранней юре сжатие было ориентировано в ВСВ направлении.
Позднемезозойско-кайнозойский (0,2 ■ 0- млрд лет) этап развития, проявившийся в тектонической истории Земли в конце средней юры, связан с распадом Пангеи, образованием молодых океанов и формированием их современной структуры. Для начала процесса было характерным формирование центральной субширотной части Атлантического океана и постепенное се соединение с восстанавливающимся океанским пространством, разделявшим ранее Гондвану и Лавразию [Хаан, Ломизе, 1995].
На севере Памиро-Гималайского региона кратковременный импульс сжатия, конца триаса-начала юры сменился в средней - поздней юре эпохой растяжения. На Памире это обусловило расширение Рушапско-Пшартского субширотпого прогиба и накопление мощной толщи осадочных образований. Проявилось растяжение и в зоне
сочленения Памира с Тянь-Шанем, что подтверждается нашими данными. Ось сжатия сред][с-позднеюрского поля напряжения в ее центральной части в большинстве ТН в ориентирована субширотно. В западной части зоны сочленения ось сжатия имеет ЗЮЗ направление, что может свидетельствовать о последующем поворотесубширотной оси против часовой стрелки при формировании структурных дуг. По Гиссаро-Алаю имеющихся данных о трещииоватости юрских пород недостаточно. Их можно проинтерпретировать лишь предположительно, что в средней юре ось сжатия была ориентирована вероятнее всего по линии ЗСЗ—ВЮВ. Это укладывается в общую схему развития северной части Памиро-Гиалайского региона.
Несколько отличалась геодинамическая обстановка в начале данного этапа развития на севере Тавро-Кавказского региона. В зоне сочленения Малого Кавказа с Большим в начале средней юры произошла смена ориентации главных осей поля напряжения, вследствие чего ось сжатия СЗ простирания приобрела ССЗ—С направление. Можно предполагать, что и в поздней юре ось сжатия здесь была направлена на ССЗ. Суммарно за всю юру в целом ориентация оси максимального сжатия также характеризуется ССЗ направлением.
Произошла геодинамическая перестройка в средней юре и в Горном Крыму, в результате чего ось сжатия также приобрела ССЗ ориентацию. Такое же простирание сохранилось у оси сжатия в поздней юре, лишь незначительно отклонившись к СЗ. На Большом Кавказе изучена трещиноватость лишь нерасчлененных юрских пород, анализ которой свидетельствует о ССЗ ориентации оси максимального сжатия.
На основе анализа результатов реконструкций палеонапряжений можно предполагать, что в пределах изученных нами территорий начало позднемезозойско-кайнозойского этапа развития Земли приходится не на конец средней юры, а на ее начало. В пределах Тавро-Кавказского региона изменение геодинамической обстановки так же произошло в начале средней юры. Однако вследствие перестройки ось сжатия здесь наоборот приобрела ССЗ—С направление.
В конце юры-начале мела началось формирование субмеридионального Атлантического и северной части Индийского океанов. На севере Памиро-Гималайского региона в раннем мелу ось сжатия на Памире, Гиссаро-Алае и в Центральных Кызылкумах была ориентирована в СЗ направлении. На территории зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем сжатие, по-прежнему, было субширотным, приобретя ЗСЗ направление, что, по-видимому, было обусловлено развитием процесса сближения Памира с Тянь-Шанем. В ее центральной части ось сжатия сохранила в раннем мелу широтное направление, близкое к тому, что она имела в средней и поздней юре. На востоке зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем ось обладала ВЮВ направлением, субпараллельным простиранию Дарваз-Каракульекого глубинного разлома. Это может свидетельствовать о повороте оси максимального сжатия по часовой стрелке под воздействием последующего движения Памира на ССЗ и изгиба структурных зон, прилегающих к разлому.
Особенно существенное изменение простирания оси сжатия по сравнению с юрским временем установлено на западном фланге зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем. В точках наблюдения, расположенных вдоль Тянь-Шаня, оси сжатия имеют ЗСЗ простирание, примерно такое же как в Гиссаро-Алае. При приближении к Памиру они приобретают ЗЮЗ простирание. Все это свидетельствует
Тавро-Кавказского регионов в позднемеловое время
1-современная ориентация оси максимального сжатия позднемелового поля напряжения в пределах изученных территорий (1-Памир, 2-зона сочленения Памира с Тянь-Шанем, З-Гиссаро-Апай, 4-Чаткал, 5-Центрапьные Кызылкумы, 6-Копетдаг, 7-Большой Кавказ, 8-зона сочленения Малого Кавказа с Большим, 9-Горный Крым, Ю-Центральное Предкавказье, 11-Приазовье, 12-Приднестровье)
районах, удаленных от Памира, простирание трещиноватости не претерпело существенных изменений под воздействием давления на породы Памира. Вблизи от Дарваз-Карахульского разлома первичные направления оси сжатия на западе испытали последующий поворот против часовой сгредки.
На севере Тавро-Кавказского региона ориентация оси сжатия в раннем мелу была такой же, как в конце юры. На Большом Кавказе, в зоне его сочленения с Малым и, по-видимому, в Горном Крыму она была ориентирована по линии ССЗ— ЮЮВ, т.е. в том же направлении, что и на севере Памиро-Гималайского региона.
Активное расширение Индийского и Атлантического океанов способствовало сближению Индостана и Аравии с Евразией, что привело к постепенному сокращению Мезотетиса. Анализ всего комплекса тектонофизических данных по изученным нами регионам позволяет предполагать, что в конце раннего мела в пределах рассматриваемых территорий произошла геодинамичсская перестройка, вследствие которой ориентация главной оси сжатия резко изменилась.
На территории северной части Памиро-Гималайского региона, вследствие сближения Индостана с Евразией, в позднем мелу ось максимального сжатия приобрела в большинстве точек наблюдения ССЗ простирание (рис.5). Такой ориентацией характеризуется современное положение оси сжатия в пределах центральной части зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем, тогда как для раннею мела ей было присуще субширотное простирание. Вдоль зоны сочленения ось сжатия претерпевает существенные изменения простираний: на востоке она ориентирована в субширотпом, а па западе — п ЗСЗ напрашепиях. Эти свидетельствует о том, что на флангах зоны сочленения для ориентации оси сжатия пошнемелоного поля напряжений присуши те же особенности, что и и раннем мелу: произошел их попорот
против часовой стрелки на западе и по часовой — на востоке. В Гиссаро-Алае и Центральных Кызылкумах ось максимального сжатия в позднем мелу была ориентирована в СЗ направлении.
Геодинамическая перестройка, проявившаяся в конце раннего мела, зафиксирована и на севере Тавро-Кавказского региона в зоне сочленения Малого Кавказа с Большим, на Большом Кавказе, и в Горном Крыму. Она но всей вероятности была обусловлена закрытием в рассматриваемое время Малокавказского сектора мезозойского Тетиса [Бакенов, Буртман, 1990]. Вследствие этого на Большом Кавказе и в зоне его сочленения с Малым ось сжатия приобрела ориентировку на СВ, в Горном Крыму — на ВСВ. В Копетдаге ось сжатия в мелу была направлена на ССВ.
В начале кайнозойского времени на севере Памиро-Гималайского региона геодинамическая обстановка по сравнению с поздним мелом не претерпела существенных изменений. На севере Тавро-Кавказского региона в палеогене, как и в позднем мелу, ось максимального сжатия была ориентирована по линии СВ—ЮЗ. Направление сжатия, по-видимому, определялось перемещением Аравийской плиты. К середине палеогена она сблизилась с Евразийской плитой и все последующее время оказывала на нее существенное влияние, определяя на новейшем этапе преобладающую СВ или ВСВ ориентацию сжатия. На Большом Кавказе, в Центральном Предкавказье и Степном Крыму неогеновое поле напряжений характеризовалось сжатием на СВ, в Горном Крыму — в ВСВ. В плиоцене на территории юго-западной окраины Восгочно-Европейской платформы вдоль Скифской плиты в Приднестровье, Запорожье и Приазовье поле напряжений характеризовалось субмеридиональной ориентацией оси сжатия.
Глава 10. Сейсмотектоника зон сочленения Памира с Тянь-Шанем и Малого Кавказа с Большим
Предваряя анализ сейсмотектоники зон сочленения Памира с Тянь-Шанем и Малого Кавказа с Большим отметим, что в данной работе автор не ставил перед собой цели разработать методику оценки сейсмической опасности этой территории. Основной задачей являлось обоснование заключения, что в пределах гсодинамических систем местоположение выделяемых зон ВОЗ весьма существенно зависит от выбранной модели тектонического развития региона. Поэтому автор не останавливается на примененной методике сейсмотектонических исследований, которая основывалась на традиционных принципах выделения зон сейсмической опасности по комплексу геолого-геофизических данных. [Сейсмическое..., 1968, 1980; Рейснер, 1972, 1980,1984; Борисов и др., 1975; Белоусов, 1976, 1984; Крестников и др., 1979; и др.].
10.1. Сейсмотектоника зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем
На фоне высокой сейсмичности Памира и Тянь-Шаня в пределах зоны их сочленения выделяется Гиссаро-Заалайская полоса концентрации эпицентров коровых землетрясений, простирающаяся вдоль псе в субширотном направлении. Ич более 130 сильных землетрясений с М>5.0, зафиксированных на этой территории за г.сю
историю наблюдения, к этой полосе приурочено около 100 эпицентров. В ее пределах наиболее ярко сейсмичность проявляется в центральной, наиболее узкой части зоны сочленения, где средняя плотность эпицентров достигает 5-8 землетрясений при общем фоне 1-3 землетрясения на единицу площади. К этой полосе приурочены практически все сильнейшие землетрясения, произошедшие в пределах зоны сочленения. Среди них с запада на восток такие, как Каратагское 1907 г., Обигармское 1940 г., Гармскис 1941 и 1950 гг., Хаитское 1949 г., Джиргатальское 1984 г.,Улугчатское 1955 г. и Маркансуйское 1974 г. землетрясения.
С сейсмотектонической точки зрения весьма интересны особенности распределения в пределах зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем очагов хоровых землетрясений по глубине. Из всех землетрясений с И 2 5.0, зафиксированных здесь за весь срок наблюдений, более 80 % имеют очага в верхнем слое земной коры на глубинах от 5 до 20 км, примерно 10 % — в интервалах глубин 21-30 км и около 8 °/о — на глубинах 31-50 км. Закономерность довольно устойчиво поддерживается и слабой сейсмичностью. Очаги основной массы землетрясений Гармского района за 1955-1991 гг. с М=1.5-3.0 возникли на глубинах 0-20 км [Лукк, Сидорин, 1996].
Сопоставление геолого-геоморфологических, геофизических, тектонофизичес-ких и сейсмических данных показало, что повышенная сейсмичность зоны сочленения обусловлена сложными процессами взаимодействия Памира и Тянь-Шаня. Общая закономерность ее приуроченности определяется системой субширотных разрывных нарушений, составляющих Южно-Тяньшаньский глубинный разлом. В пределах центральной части зоны сочленения этот разлом с разной степенью надежности выражен в верхней мантии, рельефе поверхностей Мохоровичича и палеозойского фундамента, в новейшем структурном и современном морфоструктурном планах, а также в распределении сильной коровой сейсмичности.
Для территории Памира и Тянь-Шаня на основе традиционной методики ранее нами была составлена серия схем зон возникновения очагов сильных коровых землетрясений [Белоусов, 1976, 1984; Крестников, Белоусов, Ермилин и др., 1979]. При проведении сейсмотектонических исследований и выделении зон ВОЗ за основу принимался постулат о неподвижности крупных структурных образований и о первичности их современных местоположений. Исходя из современного уровня геолого-геофизических знаний, можно предполагать, что это допущение более всего соответствует истине в отношении Тянь-Шаня, Являясь краевым сооружением Евразийской литосферной шиты, он в процессе тектонического развития, по-видимому, относительно стабильно сохранял свое местоположение в пространстве [Баженов, Буртман, 1990; Хаин, Ломте, 1995; и др.].
На Памире рисунок наиболее сейсмоопасных зон ВОЗ определяется поперечным Памиро-Гималайским и дугообразным Дарваз-Каракульским глубинными разломами. Местоположение Памиро-Гималайской зоны в процессе предполагаемого перемещения Памира на ССЗ, по-видимому, претерпевало изменения. На современном этапе развития эта зона ВОЗ трассирует сквозной поперечный разлом, перекрытый Памиром и показывает его реальное мест.оположение. Более мелкие зоны ВОЗ, в связи с тем, что Памир перемещался единым блоком земной коры, отображают сейсмическую активность совмещенных структурных элементов перемещенного Памира и его основания, на которое этот блок был надвину!".
Значительно сложнее обстояло дело с достоверностью местоположений зон ВОЗ в зоне сочленения Памира с Тянь-Шанем. Пересмотр всего комплекса новых геолого-геофизических, геодинамических, тектонофизических и сейсмотектонических данных привел автора диссертации к принятию некоторых положений концепции тектоники литосферных плит, механизм которой был принят за один из возможных вариантов формирования структурного плана Памиро-Гималайского региона. Это нашло отображение на новой схеме зон повышенной сейсмотектонической активности, составленной нами на зону сочленения Памира с Тянь-Шанем и сопредельную территорию. Ла схемах зон ВОЗ региона, построенных ранее, основным структурным элементом, определяющим степень его сейсмической опасности, являлся Дарваз-Каракульский глубинный разлом. На схеме повышенной современной сейсмотектонической активности зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем и сопредельной территории, приведенной в диссертации, в качестве такого структурного элемента принят Южно-Тяныданьский глубинный разлом.
10.2. Основные особенности сейсмотектоники зоны сочленения Малого Кавказа с Большим
В последние годы в пределах зоны сочленения Малого Кавказа с Большим проявилась активизация сейсмических процессов. На ее южной границе в 1988 г. произошло Спитакское (М=7,0), в центральной части в 1991 г. — Рачинское (М=7,1) и на северной границе в 1992 г. — Барисахское (М=6,6) землетрясения. Сила и место этих подземных точков для большинства специалистов явились неожиданными, что еще раз показало несовершенство методов прогнозирования сейсмической опасности.
На территорию Кавказа к настоящему времени составлено множество карт зон возникновения очагов сильных коровых землетрясений. Большинство их построено на основе традиционных методов прогнозирования сейсмической опасности [Сейсмическое..., 1968, 1980; Борисов и др., 1975; Рейснер, 1980; и др.]. Наиболее детальная и обоснованная из них представлена в монографии Б.А. Борисова, Г.И. Рейснера и В.Н. Шолпо [1975]. Одной из интересных особенностей этой карты, на которую с нашей точки зрения необходимо обратить особое внимание, является разделение Большого Кавказа на два блока субширотной зоной повышенной сейсмической опасности. Последняя простирается от Махачкалы в западном направлении вдоль северного борга восточной части Большого Кавказа. В центральной части она пересекает Большой Кавказ по диагонали и уходит далее на ЗЮЗ в сторону Сухуми. Для того блока Большого Кавказа, который расположен к СЗ от субширотных зон ВОЗ, характерна значительно меньшая сейсмическая опасностью по сравнению с юго-восточным блоком. На карте значений максимально возможных магнитуд землетрясений Кавказа, составленной Б.А. Борисовым и Г.И. Рейснером в изолиниях на основе анализа формализованных данных, отмеченное разделение Большого Кавказа на два блока отображено еще более четко [Борисов и др., 1975; Рейснер, 1980; Рейснер и др., 1994|.
В период сейсмотектонических исследований на территорию Кавказа и сопредельные регионы нами была составлена карта разломов, выраженных в современном рельефе. Одной из наиболее активных па этой карте предполагалась зона разрывных нарушений, простирающаяся ог Махачкалы на Сухуми и совпадающая с субширотной границей эпицентров землетрясений. Анализ комплекса
геолого-геоморфологических и тектонофизических данных позволяет нам предполагать, что этот разлом является сквозным и что он трассирует на земной поверхности северную границу Закавказской микроплиты. Слабая выраженность его в современ-ном рельефе центральной части Большого Кавказа обусловлена, по-видимому, тем, что по нему проявляются, в основном, сдвиговые перемещения. В плиоцене и плейстоцене для поля палеонапряжений этого региона было характерным простирание оси максимального сжатия по линии ЮЗ-СВ. В связи с этим, на новейшем этапе развития по разломам субширотного и близкого к нему простирания активно проявлялись сдвиговые движения левосторонней направленности. В сейсмотектоническом отноше-нин данный разлом в районе пересечения им сводовой части Большого Кавказа может представлять наибольшую опасность.
Заключение
Основные результаты исследований заключаются в следующем:
1. Рассмотрен новый методический подход к проведению геодинамических исследований, основывающийся на комплексном использовании результатов морфо-структурного анализа, реконструкции палеонапряжений и палеомагьитных исследований. Он позволяет решать папеотектонические задачи и устанавливать механизмы формирования современных геодинамических систем.
2. Разработаны методы количественной оценки вертикальных тектонических движений горных стран за различные отрезки новейшего времени (неоген, четвертичный период и его эпохи) и количественного их сопоставления с древними тектоническими движениями и с изостатическими аномалиями силы тяжести.
3. Предложены новые методические подходы к обработке данных по трещино-ватости горных пород и их интерпретации. Они применялись для изучения пород различного возраста и вещественного состава в широком спектре регионов с разной историей предновейшего и новейшего геологического развития. В качестве исходного материала использовались данные замеров элементов залегания плоскостей более 130000 трещин, собранные автором в течение многолетних полевых исследований. Результаты замеров занесены в компьютерный банк данных, который включает в себя программные средства обработки локальных и региональных ориентациошшх распределений трещин и интерпретации данных на основе теоретических представлений. Развивается гипотеза, согласно которой механизмом зарождения систем трещин, наблюдающихся в обнажениях осадочных пород, является локализационная неустойчивость. Слои локализации, каркас будущей трещиноватости, возникают в период осадкопакопления в соответствии с действующими тектоническими напряжениями,
4. Усовершенствован метод реконструкции палеонапряжений, опирающийся лишь на рисунок трещиноватости, а не на изменяющиеся в соответствии с тектонической обстановкой типы трещин. Он позволяет изучать закономерные изменения ориен-таций осей палеонапряжений в пространстве и во времени. С использованием программных средств созданного компьютерного банка данных палеонапряжепия реконструированы в 1300 точках наблюдения 16 сейсмоактивных и нефтегазоносных регионов Центральной Азии и Восточной Европы.
5. Опробовано совместное использование результатов реконструкций палеонапряжений и данных палеомагнитных исследований при изучении структурных дуг геодинамических систем. Основой нового методического подхода является анализ поведения направлений осей максимального сжатия полей палеонапряжений и магнитных склонений вдоль дугообразных структурных элементов. Получены положительные результаты, использованные при разработке механизмов формирования зон сочленения Памира с Тянь-Шанем и Малого Кавказа с Большим.
6. Обоснован механизм формирования зоны сочленения Памира с Тянь-Шанем на альпийском этапе тектонического развития. Он обусловлен активным взаимодействием Памирской микронлиты, располагающейся во фронтальной части перемещающейся на ССЗ Индостанской плиты, с относительно стабильной Евразийской литосферной плитой. Механизм разработан на основе новых методических подходов к геодинамичсским исследованиям и детального анализа нового фактического материала по глубинному и геологическому строению, новейшей и четвертичной тектонике, ориентации осей сжатия полей палеонапряжений и векторов палеомагнитных склонений.
7. Путем сравнительного анализа современных рисунков дугообразных морфострук-турных элементов земной поверхности, результатов реконструкций палеонапряжений и комплекса геолого-геофизических данных показана идентичность в общем плане механизмов формирования зон сочленения Памира с Тянь-Шанем и Малого Кавказа с Большим. Движущей силой этих механизмов в обоих случаях предполагается перемещение литосферных плит: Индостанской на ССЗ и Аравийской на ССВ. Основное отличие заключается в различном поведении этих плит при взаимодействии с Евразийской литосферной плитой. Предполагается, что Памирская микроплита, располагающаяся во фронтальной части Индостанской, надвигается на Евразийскую, а Закавказская, находящаяся во фронтальной части Аравийской, поддвигается под нее.
8. Обосновано представление о том, что при оценке сейсмической опасности активных территорий современных геодинамических систем работам должны предшествовать геодинамические исследования, направленные на корректный выбор механизмов формирования регионов. На примере зон сочленения Памира с Тянь-Шанем и Малого Кавказа с Большим показано, что в областях взаимодействия крупных структурных образований расположение выделяемых зон сейсмической опасности весьма существенно зависит от выбранной модели и концепции тектонического развития изучаемых регионов.
Основные работы, опубликованные по теме диссертации Монографии
1. Белоусов Т.П. Тектонические движения Памира в плейстоцене-голоцсне и сейсмичность. М.: Наука. 1976. 120 с.
2. Крестников В.Н., Белоусов Т.П., Ермнлин В.И., Чигарев Н.В., Штанге Д.В. Четвертичная тектоника Памира и Тянь-Шаня. М.: Наука. 1979. 116 с.
3. Белоусов Т.П., Куртасов С.Ф., Мухамедиев Ш.А. Методы обработки и результаты интерпретации данных по трещиноватости горных пород.М.: ОИФЗ РАН. 1994. 104 с.
4. Белоусов Т.П., Куртасов С.Ф., Мухаисдиев Ш.А. Делимость земной коры и па-лсонапряжеиия в сейсмоактивных и нефтегазоносных регионах. М.: ОИФЗ РАН. 1997. 286 с.
Статьи и тезисы
1. Белоусов Т.П. Количественная оценка молодых тектонических движений горных областей (на примере Заилийского Алатау) // Изв. АН СССР, сер. геогр. 1969. № 4. С.91-97.
2. Белоусов Т.П., Чигарев Н.В. О соотношении голоценовых поднятий и глубины эрозионного расчленения Памира и Памиро-Алая // Новейшая тектоника, новейшие отложения и человек. М.; Изд-во МГУ. 1972. Вып. 3. С.92-96.
3. Белоусов Т.П. Количественная оценка плейстоценовых тектонических движений горных стран на примере Памира II Геоморфология. 1975. № 4. С.22-31.
4. Белоусов Т.П. К истории развития вертикальных тектонических движений Памира в плейстоцене и голоцене // Геотектоника. 1976. № 1. С.111-124.
5. Артемьев М.Е., Белоусов Т.П. Новые характеристики вертикальных неотектонических движений Памира, Гиссаро-Алая и зоны их сочленения // Доклады АН СССР. 1979. Т.245. № 2. С. .
6. Артемьев М.Е., Белоусов Т.П. Изостазия и новейшая тектоника Памира и Южного Тянь-Шаня // Доклады АН СССР, 1979. Т.249. № 4. С.928-932.
7. Белоусов Т.П. Количественная - оценка позднеолигоцен-неогеноных вертикальных тектонических движений горных стран на примере юга Средней Азии // Геоморфология. 1980. № 4. С.72-77.
8. Артемьев М.Е., Белоусов Т.П. Новейшие вертикальные движения и гравитационное поле Памира и Южного Тянь-Шаня // Геотектоника. 1980. № 1. С.3-16.
9. Артемьев М.Е., Белоусов Т.П. Неотектонические вертикальные движения и аномалии силы тяжести Памира, Южного Тянь-Шаня и зоны их сочленения // Тектоносфера Украины и других регионов СССР. Киев. Наукова думка. 1980. С.159-173.
10. Крестников В.Н., Белоусов Т.П., Штанге Д.В. Сейсмотектонические условия возникновения Газлийских землетрясений 1976 года // Изв. АН СССР. Физика Земли. 1980. № 9. С.12-28.
11. Белоусов Т.П. Опыт выявления зон тектонических деформаций Памира на основе анализа четвертичных вертикальных движений // Доклады АН СССР. 1981. Т. 261, № 2. С.442-446.
12. Белоусов Т.П., Рогожин Е.А. Опыт количественного сопоставления новейших и древних тектонических движений применительно к решению палеотекгонических задач (на примере Алайского хребта) // Геотектоника. 1981. № 2. С.58-67.
13. Белоусов Т.П. Ссйсмодислокации Маркансуйского землетрясения 1974 года // Оценка сейсмической опасности (Вопросы инженерной сейсмологии , шли. 24). М.: Наука. 1983. С. 129-133.
14. Белоусов Т.П., Крестников В.Н., Шебалин Н.В. Выделение сейсмогенных зон Центральной Кубы и оценка их максимальной магнитуды // Исследование сейсмичности малоактивных сейсмических зон (Центральная Куба). М.: Наука.
1983. С.81-85.
15. Artemjev М.Е., Belousov Т.Р. Recent tectonics and isostasy in the Pamirs, Southern Tien Shan and the zone of their junction // Bollettino di Geofísica teórica ed applicata. Italia. Trieste. 1983. Vol. 25. № 99-100. P.401-408.
16. Krestnikov V.N., Belousov T.P., Starge D.V. Fundamentals of quaternary tectonic research in the Pamirs and Tien Shan // Bollettino di Geofísica teórica ed applicata. Italia. Trieste. 1983. Vol. 25. № 99-100. P.393-400.
17. Mukhamcdiev Sh.A., Artemjev M.E., Belousov T.P. Mechanical properties and deformation of the Pamirs lithosphere during neotectonic activation // Bollettino di Geofísica teórica ed applicata. Italia. Trieste. 1983. Vol. 25. № 99-100. P.427-442.
18. Belousov T.P., Mukhamediev Sh.A. Dynamics of the Pamirs lithosphere and seismieity // Abstracts of XXVIIth International Geological Congress. Moscow: Nauka.
1984. Vol. 4. P. 142-143.
19. Мухамеднев Ш.А., Артемьев M.E., Белоусов Т.П. Механические свойства и деформирование литосферы Памира в период неотектонической активизации // Изв. АН СССР. Физика Земли. 1984. № 6. С.3-14.
20. Копничев Ю.Ф., Белоусов Т.П., Нурмагамбетов Л.Н., Рогожин Е.А. Горизонтальные неоднородности верхней мантии Тянь-Шаня и их связь с тектоникой и сейсмичностью // Доклады АН СССР. 1984. Т.278. № 2. С.325-329.
21. Белоусов Т.П., Буркин Б.Г., Рузайкии А.И. Чимионское землетрясение 6 мая 1982 года // Изв. АН СССР. Физика Земли. 1985. № . 12. С. 66-70.
22. Белоусов Т.П., Теремецкий AJI. Оценка макросейсмического эффекта Газлийского землетрясения 1984 года по данным о повреждениях типовых колодцев // Газлийские землетрясения 1976 и 1984 годов. Ташкент. Фан. 1986. С.151-156.
23. Белоусов Т.П., Мухамедиев Ш.А. Динамика литосферы Памира и сейсмичность // Основные проблемы сейсмотектоники. М.: Наука. 1986. С.147-153.
24. Белоусов Т.П. Сейсмовыбросы Джиргатальского землетрясения 1984 года // Сильные землетрясения и сейсмические воздействия (Вопросы инженерной сейсмологии , вып. 28). М.: Наука. 1987. С.30-34.
25. Sal ah Qudmani, Bela Osov Т., Jbrahecm Khoja et al. The New Forming of Grabens in the Middle of Palmyrian Mountain Syria // The Energy and the Development of Syria. Damascus. 1988. № 48-49. P.116-125.
26. Белоусов Т.П. Количественный анализ тектонического развития Дарваз-Каракульского глубинного разлома и сейсмическая опасность // Исследования по сейсмической опасности (Вопросы инженерной сейсмологии, вып. 29). М.: Наука. 1988. С.4-15.
27. Белоусов Т.П., Лукк А.А., Максимов А.Б. и др. Джиргатальское землетрясение 26 октября 1984 года // Землетрясения Средней Азии и Казахстана. Душанбе: Дониш. 1988. С. 152-168.
28. Белоусов Т.П., Косарев ГЛ., Ризаев Э.З. и др. Опьгг определения параметров очага Газлийского землетрясения 1984 года па основе макроссйсмичсских и
-
Белоусов, Томас Петрович
-
доктора геолого-минералогических наук
-
Москва, 1997
-
ВАК 04.00.04
- Глубинное строение и геодинамика западной части Киргизского Тянь-Шаня по данным магнитотеллурических и магнитовариационных зондирований
- Глубинная структура крупнейших разломных зон западной части Киргизского Тянь-Шаня и современная геодинамика
- Современный геоморфогенез Кавказско-Среднеазиатского горного пояса
- Важнейшие закономерности геологического строения и история формирования внутригорных впадин Юго-Востока Средней Азии на новейшем этапе
- Трехмерные скоростные модели земной коры Тянь-Шаня на основе БИ-сплайн параметризации и триангуляции Делоне
