АКТИВНЫЕ РАЗЛОМЫ ПАМИРО-ГИМАЛАЙСКОГО РЕГИОНА И ЦЕНТРАЛЬНОЙ АЗИИ

Регион охватывает Памиро-Гималайский сегмент Альпийско-Гималайского коллизионного пояса и примыкающие к нему с запада структуры Афганистана и Пакистана, относящиеся к Аравийско-Кавказскому сегменту.

Крутонаклонённый Чаманский разлом протягивается почти на 1000 км от восточных отрогов Макрана до Гиндукуша в северо-северо-восточном направ­лении. Вдоль него выявлены неоднократные позднечетвертичные левые сме­щения водотоков на величины 20 и 120 м, а севернее г. Чамана также на 850 и 1100 м [Wellman, 1966; Tapponnier, Molnar, 1979]. Нередко они сопровождаются вертикальными смещениями, причём, как правило (единственное выявленное исключение - сегмент Тафуи на юге разлома), поднято западное крыло. Такая подвижка была зафиксирована, в частности, в районе г. Чамана при землетря­сении 20 декабря 1892 г., когда сдвиговая компонента достигла 1 м. Амплитуды позднечетвертичных вертикальных смещений колеблются от 1-3 до 30 м [Nakata et al., 1991].

В южной части разлома молодые сдвиговые смещения не обнаружены; раз­лом плавно отгибается на запад и продолжается разломом Диз-Вэлли, прости­рающимся вдоль Макрана. Здесь выявлены вертикальные смещения разных ам­плитуд, характеризующие суммарные подвижки за разное время: 0,3 м за конец голоцена; 2-3 м за голоцен; 5-30 м за голоцен и конец плейстоцена [Nakata et al., 1991].

Среди субширотных нарушений, выделенных в Макране, ведущую роль, ве­роятно, играет Макранский фронтальный разлом, простирающийся вдоль побе­режья.

Макранского фронта, юго-западного окончания Чаманского и кулисно подста­вляющего его разломов. Вдоль них обнаружены вертикальные смещения, изме­ряемые метрами и в значительной мере относящиеся к голоцену. Смещение до 20 м по Саманскому разлому охватывает и поздний плейстоцен. Как правило, подняты северные крылья. Наклон разломов неизвестен, и потому их не удаёт­ся уверенно отнести к сбросам или взбросо-надвигам. Однако сочетание с ними правых сдвигов северо-западного простирания свидетельствует скорее о взбро- совой природе субширотных разломов. Измерены амплитуды позднечетвертич­ных сдвиговых смещений - 20, 80 и 100 м, причём по разлому Джамгванг сдвиг на 20 м сопровождается подъёмом северо-восточного крыла на 1-2 м [Nakata et al., 1991].

Если в южной части собственно Чаманского разлома левосдвиговые смеще­ния не обнаружены, то они широко представлены в параллельной ей более во­сточной зоне нарушений, разные сегменты которой известны под названиями разломов Инаятулла-Карез, Нимарг, Гамабад, Мазардан, Орнач-Нал, Гавани- Калат, Катгали, Машкаи-Вэлли. Здесь амплитуды сдвиговых смещений дости­гают 80 м (разлом Газабад) и 800 м (Инаятулла-Карез); вертикальная компонен­та обычно не превышает 10-15 м, из которых не менее 2-5 м составляют голо­ценовые смещения [Wellman, 1966; Tappormier, Molnar, 1979; Nakata et al., 1991].

Такие же соотношения левосдвиговой и вертикальной составляющих сме­щений выявлены в северной части более восточной зоны разломов: позднечет­вертичный сдвиг достигает 100 м, а вертикальные смещения составляют 2-5 м за голоцен, 5-7 м за голоцен и, возможно, конец плейстоцена и 10-15 м за всё позднечетвертичное время. В более южной части той же зоны (разлом Орнач Нал) сдвиговая компонента смещений определена в 60-100 м, а сбросовая ком­понента за разные отрезки времени (поднято восточное крыло) - в 2-5, 10-15 и 30 м [Wellman, 1966; Nakata et al., 1991].

На северном окончании Чаманский разлом разделяется на несколько вет­вей, выделенных и охарактеризованных С.Ф. Скобелевым [Трифонов и др., 2002] на основе изучения космических снимков и обобщения опубликованных материалов. Одна из них, за которой С.Ф. Скобелев оставляет название Мукур- Чаманского разлома, продолжается на север, вероятно, сохраняя сдвиговый ха­рактер смещений, и причленяется к субширотному Андарабскому правому взбросо-сдвигу. Более восточная ветвь (Пагманский разлом) протягивается па­раллельно первой чуть восточнее и также ограничена Андарабским разломом. Она демонстрирует признаки левых взбросо-сдвиговых смещений. Наконец, третья ветвь (Пянджерский разлом) отклоняется на северо-восток и затухает в Центральном Бадахшане. Её характеризует сочетание левосдвиговых смеще­ний с надвиганием северного крыла [Tapponnier et al., 1981].

Севернее Андарабского взбросо-сдвига предположительно выделяется Хо- хан-Икамышский левый сбросо-сдвиг с поднятым юго-восточным крылом [Tapponnier, Molnar, 1979; Nakata et al., 1991]. Его кулисно подставляет на северо- востоке Дарваз-Алайская зона молодых нарушений [Трифонов, 1983]. Она пе­ресекает р. Пяндж вблизи с. Саригор, простирается на север и далее, в районе с. Сагирдашт, на северо-восток, совпадая с новейшим Дарвазским разломом, а затем оттклоняется от его северо-восточного, Каракульского, продолжения, следуя на восток вдоль южного борта Алайской долины.

Южный участок Дарваз-Алайской зоны представлен широкой полосой на­рушений, характеризующихся левосдвиговыми смещениями с большей или меньшей вертикальной составляющей. Вдоль главного разлома между с. Иол и Николаевским спуском позднеголоценовые формы рельефа смещены влево на

Рис. 10. Активные разломы Памиро-Гималайского региона и Центральной Азии

1-8- морфология активных разломов (слева достоверных, справа предполагаемых): 1-сбросы, 2 - надвиги и взбросы, 3- раздвиги, 4- сдвиги, 5- флексуры, 6- разломы с неизвестным типом смещения, 7 - поверхностные продолжения глубинных сейсмофокальных зон субдукции, 8- скрытые разломы, вы­раженные на поверхности лишь косвенными признаками; 9,10- возраст последних проявлений активно­сти разломов: 9 - средний плейстоцен, 10- поздний плейстоцен и голоцен, включая современность; 11-13- средние скорости движений по разломам, мм/год: 11 - V≥ 5,12- 1 р., 55 - Чонкурчак р.

Fig. 10. Active faults in the Pamir-Himalayan region and Central Asia

1-8 - sense of motion (the proved faults are shown on the left and the assumed faults are shown on the right): 1 - normal fault, 2 - thrust or reverse fault, 3 - extension fault, 4 - strike-slip fault, 5 - flexure, 6 - unknown, 7 - seismic focal zone of subduction, 8 - deep-seated fault, indirectly manifested in the land surface. 9,10- age of the last manifestation of activity: 9 - Middle Pleistocene; 10 - Upper Pleistocene and Holocene, including historical and contemporary. 11-13 - rates of motion (V, mm/year): 11 - V > 5; 12 - 1 к югу, но от него ответвляется на юго-восток левый сдвиг Земухе, переходящий на юге в две меридиональные ветви разлома Ксиаоджианг. Суммированием сейсмических моментов скорость сдвига по разлому Земухе и западной ветви разлома Ксиаоджианг определена в 9 мм/год [Ding Guoyu, 1984]. По этой ветви выявлены левосдвиговые смещения на 13 м за 2520-2880 лет и 8 м за 1237-1407 лет, что даёт скорость сдвига 5-6 мм/год [Allen et al., 1991].

В Южном Тибете характер молодых смещений по разломам принципиально изменяется. Полоса субмеридиоальных левых сдвигов Аннинг-Ксиаоджианг ог­раничена с юга крупнейшим правым сдвигом Красной реки, протягивающимся в северо-западном направлении из Вьетнама в Юньнань [Allen et al., 1984; Atlas..., 1989; Макаров и др., 1988]. Разлом наклонён круто, чаще на юго-запад, обнару­живая при этом небольшой подъём юго-западного крыла. Амплитуды сдвиго­вых смещений составляют 9 м за конец голоцена, 25-70 м за голоцен и 5-6 км за плиоцен-четвертичное время. Определяемые за разные временные интерва­лы скорости сдвига - 2-8 мм/год. По геодезическим данным скорость сдвига оп­ределена в 10-11 мм/год при скорости вертикальной составляющей движения 0,75 р мм/год. Хотя в северо-западной (китайской) части разлома в течение пос­ледних 3000 лет очень сильных землетрясений не зафиксировано, обнаружены следы более ранних палеоземлптряcениT.

Правый кулисный ряд подобных разломов северо-западного простирания протягивается от северо-западного окончания разлома Красной реки вдоль все­

го Южного Тибета, смыкаясь на западе с юго-восточным окончанием Памиро- Каракорумского правого сдвига. Восточным членом этого ряда является По­граничный разлом гор Кангшан, представляющий собой правый сбросо-сдвиг с поднятым северо-восточным крылом [Allen et al., 1984; Atlas..., 1989]. Вдоль не­го обнаружены сейсморазрывы землетрясения 16 марта 1925 г. (Ms = 7) и следы нескольких палеоземлетрясений. Геодезически измеренная скорость сдвига до­стигает 5 мм/год, а вертикальной составляющей перемещения - 9 мм/год.

Разлом кулисно подставляется на западе эшелонированно построенной зо­ной правых сдвигов По-Ку. С восточным разломом зоны сопряжён левый сдвиг Жонгдян-Лиджянг-Джянгюн север-северо-восточного простирания, от север­ной части которого отходит на северо-запад вторая эшелонированно построен­ная зона правых сдвигов - Парлунг. Эти две правосдвиговые зоны сливаются на северо-западе в единый разлом. Его западным кулисным продолжением являет­ся разлом Джяли. Вдоль него обнаружены 20-километровый свежий сейсмораз­рыв неидентифицированного землетрясения и правосдвиговые смещения на 100-150 м за голоцен (что даёт скорость сдвига 10-15 мм/год) и на 1500 м со сре­днего плейстоцена [Armijo, Tapponnier, 1989].

На западе рассмотренная зона продолжается кулисным рядом правых сдви­гов, среди которых наиболее примечателен разлом Бенг-Ко. По нему выявлены правые смещения на 25 м за конец голоцена, 100-150 м за голоцен (12 тыс. лет), 1250-1400 м за голоцен и поздний плейстоцен (120 тыс. лет) и 7,5 км с конца ран­него плейстоцена (около 1 млн лет). По этим данным скорость сдвига близка к 10 мм/год. При землетрясении Дангксионг (Бенг-Ко) 18 ноября 1951 г. (Ms = 8) вдоль разлома возник сейсморазрыв длиной 90 км (до 200 км по распростране­нию афтершоков) с правыми смещениями до 10 м [Armijo et al., 1986; Armijo, Tapponnier, 1989; Molnar, Deng Qidong, 1984].

Следующий член южнотибетского кулисного ряда - зона разломов Джя- ринг-Ко северо-западнее г. Лхасы. По её восточному сегменту произошли пра­вые смещения при землетрясениях 15 декабря 1934 г. (Ms = 7) до 5 м и 22 февра­ля 1980 г. (Ms = 5,8) на несколько десятков сантиметров. По западному сегмен­ту зоны выявлено правое смещение на 1,8 км за 120 тыс. лет (?), что даёт воз­можность предположить скорость сдвига 10-20 мм/год [Armijo, Tapponnier, 1989].

Между разломами южнотибетского кулисного ряда и надвигами южного' склона Гималаев описано несколько активных грабенов и грабенообразных зон [Armijo et al., 1986; Armijo, Tapponnier, 1989]. Крупнейшая из них, зона Ядонг-Гу- лу, начинается чуть севернее выходов Главного центрального надвига на мери­диане г. Калькутты и протягивается мимо г. Лхасы на северо-восток до правого сдвига Бенг-Ко. В её южной части обособляется левый кулисный ряд сбросов Ядонг, Ньейо и Карила, образующих восточные борта полуграбенов. Амплиту­да смещения по сбросу Ньейо составляет 1400 м (до 1900 м) за четвертичный пе­риод и достигает по двум другим сбросам 2500-3000 м за плиоцен-четвертичное время. Скорость движений оценивается в 0,4-1,6 мм/год.

Севернее обособляются грабены Анганг и за ним Янгбаджайн. На восточ­ных бортах обоих грабенов зафиксированы сбросовые смещения, а на западных бортах - левые сдвиго-сбросы. Амплитуда смещений на восточных бортах гра­бенов возрастает с юга на север от 500 до 1600-1700 м за четвертичный период.

На востоке грабена Анганг выявлен голоценовый сброс на 10-30 м. Наиболее детально изучена северная часть западного борта грабена Янгбаджайн, где главный сброс наклонён на восток под углом около 50°. Здесь определены вер­тикальные смещения на 3-7 м за конец голоцена, 15-20 м за голоцен, 100 м за голоцен и конец плейстоцена (60 тыс. лет) и 2,7 км за плиоцен-четвертичное время. Судя по голоцен-позднеплейстоценовым смещениям, средняя скорость вертикальной составляющей подвижек —1,6 мм/год. Левосдвиговая компонента появляется в северной части разлома, где он отклоняется к северо-востоку. Вместе с тем, непосредственно к югу от этого разлома выделено нарушение восток-северо-восточного простирания, по которому левосдвиговая компонен­та смещений заметно превосходит вертикальную, достигая 4 км за четвертич­ный период.

Севернее зона Ядонг-Гулу приобретает восток-северо-восточное простира­ние. В этой её части, сохраняющей в целом грабенообразное строение и выде­ляемой под названием коридора Дамксунг, левосдвиговая составляющая смеще­ний существенно преобладает над вертикальной. Вдоль юго-восточного борта коридора амплитуда сдвига равна 30-40 м за голоцен и 700-800 м за голоцен и поздний плейстоцен, что даёт скорость перемещений 4—6 мм/год. На северо-за­падном борту коридора сдвиг также фиксируется, но более заметной становит­ся вертикальная составляющая движений. Так, по одному из разломов амплиту­да сдвига изменяется от 10 до 100 м за голоцен и конец плейстоцена при верти­кальной голоценовой подвижке на 6-8 м. По другому разлому вертикальное смещение достигает 3 км за неоген-четвертичное время. На востоке этого сег­мента зоны выделяется очень свежее вертикальное смещение на 0,5-1,5 м, воз­можно, связанное с землетрясением Бенг-Ко 1951 г. В него могли внести вклад и более ранние сейсмические события: 3 сентября (M_s = 6,25) и 4 октября (Ms = 6) 1940 г.

Северная часть зоны образует западный борт меридионального полуграбе­на Гулу. Вертикальная компонента смещений колеблется от 1 до 50 м за голо­цен, достигает 100-200 м за голоцен и конец плейстоцена и 2,2 км за неоген-чет- вертичное время. Свежее смещение на 0,1-1 м может быть связано с землетря­сениями 1940 и 1951 г. На отрезках северо-западного простирания появляется правосдвиговая составляющая смещений в 10-100 м. В полуграбене Гулу, как и на северо-востоке грабена Янгбаджайн, находится гидротермальное поле с го­рячими источниками.

Зона Ядонг-Гулу проявляется и севернее правого сдвига Бенг-Ко. Там её продолжениями могут быть левый кулисный ряд меридиональных сбросов с поднятыми восточными крыльями в депрессии оз. Донг-Ко (смещения на 0,5-6 м за голоцен и 30-40 м за голоцен и поздний плейстоцен) и восточнее раз­лом северо-восточного простирания со следами левосдвиговых подвижек при землетрясении 22 июля 1972 г. (Ms = 6,7).

Западнее зоны Ядонг-Гулу на юге Тибета и в Гималаях выделено ещё не­сколько молодых поперечных грабенов и сбросов [Armijo et al., 1986]. К их чис­лу относятся левый кулисный ряд сбросов Пум-Ку восточнее Эвереста и правый кулисный ряд сбросов северо-западнее Эвереста, которые в северной части ог­раничивают с востока асимметричный грабен Кунг-Ко. Подняты восточные крылья. Разлом грабена Кунг-Ко наклонён на запад под углами 50-60°. Ампли­туды сбросовых смещений достигают 200 м за 60 тыс. лет, 600-1600 м за четвер­тичный период и 2500-2600 м за плиоцен-четвертичное время. По этим данным скорость движений могла составить 3 мм/год в голоцене и позднем плейстоцене и 0,3-0,9 мм/год в среднем за четвертичный период.

Формирование сбросов и грабенов в условиях поперечного сжатия и укоро­чения Гималаев и Южного Тибета свидетельствует об их раздавливании и удли­нении в продольном направлении. Поскольку регион ограничен с запада движу­щимся на север (и соответственно расширяющимся в широтном сечении) Пенд­жабским синтаксисом, такое продольное удлинение могло происходить только к востоку, и показательно, что оно достигло наибольшего проявления в зоне Ядонг-Гулу на востоке Тибета. Иным выражением того же процесса было вы­давливание на восток более северной части Тибета, зажатой между южным ку­лисным рядом правых сдвигов и левыми сдвигами северного обрамления Тибе­та и Цайдама. На крайнем востоке, за Ассамским северным выступом Гимала­ев направление движения выдавливаемых масс становится юго-восточным и да­же юго-юго-восточным. Средняя скорость суммарного субмеридионального укорочения Тибета, выраженного описанными смещениями, оценивается в 13 мм/год [Ding Guoyu, Lu Yanchou, 1988].

Разлом Красной реки может рассматриваться лишь в качестве одного из двух главных продолжений кулисного ряда правых сдвигов Южного Тибета. Вторым продолжением являются субмеридиональные правые сдвиги юго-за­падного Юньнаня и северной Бирмы, кулисно подставляющиеся на юге круп­нейшим меридиональным правым сдвигом Сагаинг в тылу северной части Бир- ма-АндаманокоT дуги. Её активный западный фронт обозначен надвигом Индо­Бирманского хребта [Armijo, Tapponnier, 1989; Ni et al., 1989].

Севернее Памиро-Пенджабского синтаксиса, в Тянь-Шане, преобладают надвиги и взбросы, продольные к определяющим строение горной системы хребтам и межгорным впадинам [Шульц, 1948; Макаров, 1977; Чёдия, 1986]. Их рассекает в северо-западном направлении зона крупнейшего Таласо-Ферган- ского правого сдвига. К западу и востоку от неё рисунок и интенсивность пере­мещений по активным разломам различны.

Западнее Таласо-Ферганского разлома разломы простираются широтно в Южном (Туpкестано-Зправшаноком) Тянь-Шане, а севернее ориентированы преимущественно в северо-восточном направлении и обрамляют Ферганскую впадину. По Зеравшанскому разлому позднечетвертичный правый сдвиг на 100-200 м сочетается с надвиганием южного крыла, причем углы наклона раз­лома возрастают с запада на восток от 45 до 60°. По Южно-Наукатскому надви­гу, наклонённому на юг под углом 30°, позднечетвертичное вертикальное сме­щение достигает 250 м, что даёт скорость надвигания около 5 мм/год; с разло­мом ассоциирует несколько землетрясений с магнитудами 5,1-6. На северном фланге Ферганской впадины выделен Арсланбобский надвиг, наклонённый на север под углами 25-50°. С конца плиоцена амплитуда надвигания по нему пре­высила 1 км.

Среди многочисленных активных разломов, описанных К.Е. Абдрахмато- вым [1995] северо-западнее Ферганской впадины, отметим Южно-АтоTндкский, Северо-Каркуджурский и Чаткальский (Пс^мский). Все они наклонены на се­веро-запад, два первых - под углами около 30°, а последний - 60-80°. Амплиту­да надвигания с конца плиоцена достигает 6 км по Южно-АтоTнокскому и 1,5 км по Спвпро-Каркуджурокому разломам. По Чаткальскому разлому амплитуда взброса составила 300-1200 м с конца плиоцена и около 5 м за голоцен. К Юж- нд-АтоTнококому разлому, вероятно, приурочен очаг Чаткальского землетря­сения 1946 г. (Ms = 7,5).

Восточнее Таласо-Ферганского разлома активные нарушения концентриру­ются в нескольких зонах широтного и восток-северо-восточного простирания. Вдоль южного фланга Тянь-Шаня протягивается зона надвигов и взбросов

Кепинг с поднятыми северными крыльями. Суммированием сейсмических мо­ментов землетрясений скорость поперечного укорочения зоны определена в 18 мм/год [Ding Guoyu, 1984; Molnar, Deng Qidong, 1984]. По разлому Йисилаке- Калауэр при Кашгарском землетрясении 1902 г. (Ms = 8,6) возникло вертикаль­ное смещение до 4 м.

Данные о более северных активных зонах систематизировал К.Е. Абдрах- матов [1995]. Им выделена Нарын-Сонкульская зона, расширяющаяся на запад с приближением к Таласо-Ферганского разлому. На её южном фланге выделен Западно-Акшийракский разлом, наклон которого на юг варьирует от 10-15° до 80-90°. Амплитуда надвигания со среднего плейстоцена достигает 500-600 м. Северный фланг зоны представлен Нарынским взбросом с поднятым северным крылом. К конца плейстоцена амплитуда взброса составила 50 м, но, вместе с тем, А.Л. Стромом зафиксировано локальное смещение на 6 м за последние 2000 лет. Восточнее по Северо-Джумгольскому надвигу, наклонённому на север под углами 25-30°, выявлено голоценовое смещение до 30 м, а вдоль Минкуш- ского взброса, наклонённого на север под углами 45-70°, А.Л. Стром проследил на 14 км молодое сейсмогенное нарушение.

На востоке зоны по Эки-Нарынскому разлому (угол падения 30 °С) голоце­новое надвигание достигает 20 м. Но по другим разломам взброс сочетается с превосходящим его правым сдвигом. По Южно-Сонкульскому разлому поздне­четвертичный сдвиг составляет 100-300 м при амплитуде коррелируемого с ним взброса в 10-50 м, а по Северо-Нарынскому разлому, наклонённому на север под углом 45°, голоценовый сдвиг на 15 м имеет взбросовую компоненту в 1,.5^2 м [Абдрахматов, 1995].

В китайской части Тянь-Шаня суммарное субмеридиональное укорочение, вызываемое подвижками по активным разломам его южных зон, оценивается на западе территории в 7-11 мм/год и на востоке - в 1,6-2 мм/год [Ding Guoyu, Lu Yanchou, 1988]. Вместе с тем на востоке Южного Тянь-Шаня суммирование сейсмических моментов землетрясений дало современное поперечное укороче­ние в 9 мм/год [Ding Guoyu, 1984].

Среди более северных зон отметим Северо-Сусамырский взброс с амплиту­дой поднятия северного крыла на 15-20 м с конца плейстоцена. Вдоль юго-вос­точного борта Иссыкульской впадины протягивается Фронтальный Терскей- ский разлом, наклонённый на юго-восток под углами 30-60°. Вдоль него с кон­ца плейстоцена произошёл правый сдвиг на 40-50 м при подъёме южного кры­ла на 10 м. С разломом связан очаг Сарыкамышского землетрясения 1968 г. (Ms = 6,8). Восточнее Иссык-Куля обнаружено несколько активных взбросов с амплитудами смещений 400-1500 м с конца плиоцена [Гапич и др., 1989].

На северном фланге Тянь-Шаня выделяются надвиги Чонкурчак и восточ­нее Иссык-Ата, с которыми связан очаг Беловодского землетрясения 1885 г. (Ms = 7,5). По Чонкурчакскому надвигу (угол наклона - около 30 °Ю) амплиту­да надвигания превысила 3 м за голоцен и достигла 1,5 км с конца плиоцена. По надвигу Иссык-Ата (угол наклона - 20-50° Ю) амплитуда надвигания составила 5-7 м за голоцен, а геодезические измерения за 1973-1983 гг. дали скорость по­перечного укорочения 3,6-10,9 мм/год.

По Кеминскому разлому на северном склоне Кунгей-Алатау при Кемин­ском землетрясении 4 января 1911 г. (Ms = 8,3) на протяжении 180 км возникло вертикальное смещение до 5 м при левосдвиговой компоненте до 1м [Богдано­вич и др., 1914; Molnar, Deng Qidong, 1984]. Установлены вертикальные смеще­ния с конца плиоцена на 1-1,5 км, за голоцен и поздний плейстоцен на 150 м и позднеголоценовый левый сдвиг на 1-5 м. Современная скорость вертикальных

движений, определённая геодезически, уменьшается от центральной части раз­лома на восток от 8,5 до 2,5 мм/год [Карта..., 1985]. Следы подвижек при Кемин­ском землетрясении зафиксированы и вдоль Северо-А^у^кого разлома запад- северо-западного простирания (наклонён под углами 40-70° СВ) на южном склоне Кунгей-Алатау [Богданович и др., 1914]. По нему позднечетвертичный взброс на 35-40 м сочетается с правым сдвигом на 15 м.

На северном склоне Кунгей-Алатау выделены также Северо-КунгпTокий и Карадала-Чарынский взбросы, оперяющие с юга Кеминский разлом. По перво­му установлено четвертичное смещение на 200-500 м, а по второму - смещение с конца плиоцена на 100-1200 м [Галич и др., 1989]. Севернее, на северном скло­не Заилийского Алатау, находятся Заилийский и Алмаатинский взбросы, круто наклонённые на юг. Суммарные амплитуды смещений с конца плиоцена оцени­ваются в 1-1,6 км по Алмаатинскому и 0,5-0,8 км по Заилийскому разломам [Малахов, 1987], а определённые геодезически скорости современных движе­ний - соответственно в 8,7 и 5,8 мм/год [Карта..., 1985].

В юго-западных предгорьях Джунгарского Алатау выделяется Алтын- эмельский разлом северо-восточного простирания, сочетающий признаки лево­го сдвига и взброса с поднятым северо-западным крылом. Амплитуда сдвига со­ставляет 5-7 м за голоцен, 15-20 м за голоцен и самый конец плейстоцена (при взбросовой компоненте 2-2,5 м) и 30 м за голоцен и поздний плейстоцен (при взбросовой компоненте 8-10 м). Суммарный плиоцен-четвертичный взброс оп­ределён в 1,5-2,8 км, а скорость современного вертикального перемещения - в 0,4-0,6 мм/год [Курскеев, Тимуш, 1987]. По расположенному севернее Кокше- ельскому взбросу установлено вертикальное четвертичное смещение на 0,5 км [Курскеев, Тимуш, 1987].

Восточнее, собственно в Джунгарском Алатау, продольные к горным хреб­там разломы определяются как очень крутые взбросы, изредка с правосдвиго­вой компонентой смещений. По Лепсинскому взбросу на северном фланге гор­ной системы геодезически измеренная скорость вертикальных движений воз­растает с востока к центру от 8 до 10 мм/год. Северный и Южный Колпаковские разломы ограничивают с двух сторон одноименный рамп [Диденко-Кислицина, 1966; Трифонов, 1983]. По Северо-Колпаковскому разлому сдвиг составляет 5-6 м (при взбросовой компоненте 0,5-2,5 м) за голоцен и 14—18 м (при взбросо­вой компоненте 3,5^4 м) за голоцен и конец плейстоцена. По Южно-Колпаков- скому разлому голоценовый сдвиг на 2-4 м сочетается со взбросом на 4-10 м; суммарный плиоцен-четвертичный взброс определён в 1,5-1,6 км.

По Саркандскому разлому суммарный четвертичный взброс достигает 1,2 км, а геодезически измеренная современная скорость вертикальных движе­ний - 8 мм/год [Карта..., 1985]. Южнее выделено ещё несколько взбросов с чет­вертичными смещениями в сотни метров [Афоничев, Шлыгин, 1966]. Наконец, по Южно-Джунгарскому разлому, круто наклонённому на север, суммарное неоген-четвертичное вертикальное смещение определено в 2,5-2,8 км [Курске- ев, Тимуш, 1987]. В китайской части Северного Тянь-Шаня скорость суммарно­го позднечетвертичного поперечного укорочения оценивается в 1-3 мм/год [Ding Guoyu, Lu Yanchou, 1988], хотя суммирование сейсмических моментов зе­млетрясений даёт 9 мм/год [Ding Guoyu, 1984].

Как уже отмечалось, важную роль в активной тектонике Тянь-Шаня игра­ют Таласо-Ферганский и другие правые сдвиги северо-западного простирания. По Таласо-Ферганскому разлому, вертикальному или местами круто наклонён­ному на юго-запад, правосдвиговая компонента смещений многократно превос­ходит взбросовую (рис. 12) [Буртман и др., 1987; Трифонов, Макаров, Скобелев,

Рис. 12. Позднечетвертичные смещения долин по Таласо-Ферганскому активному сдвигу в Тянь-Шане на аэрофотоснимках [Trifonov et al., 1992]: а - смещения мелких водотоков возле перевала Кокбель (обозначен крестом) и к северо-западу от него; б - правый изгиб на 1,5 км долины р. Джанарыксай

Fig. 12. Aerial photos of the Late Quaternary offsets on the Talas-Fergana active dextral fault [Trifonov et al., 1992]: a - offsets of Holocene streams near the Kokbell Pass (shown by a crest) and to the NW of it; 6-15 km dextral bend of the Janaryksai River valley

1990; Trifonov et al., 1992]. На 400-километровом участке разлома между его юго-восточным окончанием и северо-западным склоном Таласского хребта, где амплитуда сдвига резко падает, выделяются сегменты разлома с разными вели­чинами и скоростями сдвиговых перемещений.

В 80-километровом южном сегменте скорость сдвига - около 5 мм/год. Это обосновывается, в частности, смещением на 19 м водотока с радиоуглеродным возрастом нижнего слоя подпрудной приразломной депрессии 3970 ± 40 лет [2550-2460 гг. до н.э.]. В следующем, II сегменте длиной 30 км скорость сдвига возрастает до 7 мм/год (смещение на 27 м водотока с возрастом приразломной депрессии 3740 ± 60 лет [2210-2035 гг. до н.э.]). В более северо-западном III сег­менте (36 км) преобладают относительно крупные смещения водотоков, зало- жившихся в раннем и среднем плейстоцене и проявления голоценовых подви­жек редки. Тем не менее, обнаружена смещённая на 17-20 м молодая терраса склона ручья с возрастом чехла 1510 ± 60 лет [450-630 гг. н.э.]. Это даёт ско­рость сдвига 11-13 мм/год. В IV сегменте (25 км) молодые смещения вновь ши­роко представлены. Отложения на склоне смещённого на 10-12 м оврага имеют возраст 1240 ± 60 лет [690-880 гг.], что соответствует скорости сдвига не менее 8-10 мм/год.

На большей части V сегмента (60 км) разлом следует вдоль русла р. Карасу и молодые смещения водотоков единичны. Они появляются на перевале Кок-

бель, где характеризуются теми же амплитудами, что и коррелируемые с ними по возрасту смещения в верховьях рек Чаткал и Атойнок наиболее протяжён­ного (180 км) VI сегмента. Там возраст средней части разреза приразломной де­прессии, которую можно сопоставить со сдвиговыми смещениями водотоков на 17 и 20 м, - 1220 ± 50 лет [770-880 гг.] [Буртман и др., 1987]. Это даёт скорость сдвига до 14-16 мм/год.

Выявленное возрастание скорости голоценового сдвига к северо-западу подтверждается увеличением суммарных амплитуд позднпплейотоцен-голоце- новых смещений в том же направлении [Trifonov et al., 1992]. Они составляют 250-265 м в I сегменте, 350 м во II сегменте и 700-800 м на правобережье р. Ке- кликбель и верховьях р. Карасу (IV и V сегменты). В более сглаженном виде по­добное возрастание фиксируется изменением между I и V сегментами от 10 до 12 км суммарного сдвигового смещения за четвертичное время. Вертикальная компонента четвертичных смещений уступает сдвиговой в 1(0-30 раз.

Джунгарский разлом северо-западного простирания в своей западной части наклонён под углами 75-85 ⁰ЮЗ. Выявленные правоодвиговып смещения соста­вляют 4-10 м за поздний голоцен, до 30-45 м за голоцен, 15(0-200 м за голоцен и конец плейстоцена и до 500 м за позднпплейоτоцен-голоценовое время [Три­фонов, 1983]. Это дает скорость сдвига 3-5 мм/год. Вертикальные смещения за те же возрастные интервалы оцениваются величинами 0,5-1,2; до 5; до 7 и до 30 м, т.е. уступают сдвиговым в 8-10 раз. Суммарный сдвиг за четвертичное вре­мя может достигать 7-10 км [Войтович, 1969], а суммарная взбросовая компо­нента - 1,5-3 км за плиоцен-четвертичное время [Курдюков, 1953]. На восточ­ном, китайском, продолжении разлома вдоль него на протяжении 40 км выявле­но смещение при землетрясении 1906 г. (М₅= 8,3), сдвиговая составляющая ко­торого достигает 5 м и больше, а вертикальная - 3,1 м [Molnar, Deng Qidong, 1984]. С запада Джунгарский Алатау ограничен почти вертикальным Солдат- сайским (Западно-Джунгарским) разломом с амплитудами четвертичных (воз­можно, плиоцен-четвертичных) сдвиговых смещений от 0,4 до 2 км.

Восточнее, в западной части Монголии направление правых сдвигов стано­вится северо-северо-западным и с ними сопрягаются субширотные левые сдви­ги. К числу крупнейших правых сдвигов относится Эртайский разлом, протяги­вающийся вдоль западных склонов Монгольского Алтая [Ding Guoyu, 1984; Molnar, Deng Qidong, 1984; Shi Jianbang et al., 1984; Atlas..., 1989]. По нему выяв­лены сдвиговые смещения на 40 м за голоцен, 2-3 км за последние 110 тыс. лет (?) и до 26 км за плиоцен-четвертичное время. По этим данным скорость сдвига оценивается величинами от 4 до 18 мм/год, тогда как геодезически измеренная скорость современных сдвиговых перемещений составляет 4-12 мм/год в раз­ных частях разлома.

При Фуюнском (Монголо-Алтайском) землетрясении 1931 г. (M_s—8) раз­лом был активизирован на протяжении 184 км, и по нему произошло сдвиговое перемещение, которое на значительном протяжении оценивается в 8-9 м (до 14,6 м в горах Калажингджир). Представляется, что амплитуда сейсмогенного смещения 1931 г. завышена отнесением к ней подвижки при предыдущем зем­летрясении [Трифонов, Макаров, 1988]. На самом деле она, как правило, не пре­вышает 6,5 м, достигая 11 м в горном массиве Калажингджир. В зоне разлома выявлены также 3 голоценовых палпоземлптрпоения столь же большой магни­туды.

Кобдинский разлом протягивается вдоль Монгольского Алтая на 900 км, разделяясь в северной части на несколько ветвей. Одна из них, Шапшальс- кая, сопряжена с грабеном Телецкого озера. В центральной и северной час-

Рис. 13. Кобдинский активный разлом на западе Монго­лии: правый сдвиг тюркского могильника VIH в. на 4 м при землетрясении XVI в. [Трифонов, Макаров, 1988] Fig. 13. The Kobdo active fault in the western Mongolia: dextral offset of the turkish grave monument of the VIII cen­tury AD to 4 m during the XVI century earthquake [Трифо­нов, Макаров, 1988]

тях разлом наклонён под углами 60-80° ЮЗ. Повсеместно выявлены правдсдвигдвып сме­щения [Трифонов, 1985; Трифонов, Макаров, 1988]. Характерны смещения на 75-100 м за голоцен и конец плейстоцена и примерно на 3 км за нпдплпйотдцпн, что даёт скорость сдвига 4-5 мм/год. Вертикальная составляющая смещения многократно усту­пает сдвиговой. В центральном сегменте разлома (180 км) произошёл сдвиг до 5 м при палпдзпмлптряспнии, датированном началом XVI в. (рис. 13). Пов­торяемость подобных событий гипотетически оценена в 700-750 лет. В таком случае средняя скорость сдвига в голоцене могла достигать 5-6 мм/год.

Следы сейсмогенной правой подвижки до 3 м зафиксированы и вдоль Сагсай- ского разлома в западной части Монголии [Хилько, Балжинням, 1978]. Возмож­но, они присутствуют и вдоль субмеридионального разлома Бидж, оперяющего с севера южный сегмент Кобдинского разлома. По разлому позднеплейстоцено­вый конус выноса смещён вправо на 90 м, а более молодые водотоки - на 22-23 м. Одновозрастное последнему вертикальное смещение достигает 7,5 м.

Среди субширотных левых сдвигов наиболее мощны и протяжённы Гоби- Алтайская и Хангайская (с оперяющими её Цэцэрлэгским и Ахирулинским раз­ломами северо-восточного простирания) зоны.

Гоби-Алтайская зона разломов состоит из трёх эшелонированно располо­женных сегментов - западного, короткого центрального и восточного, образу­ющих в сочетании левый кулисный ряд. Наиболее изучен 270-километровый восточный сегмент, активизированный при Гоби-Алтайском землетрясении 4 декабря 1957 г. (M_s = 8,1), когда по разлому произошёл левый сдвиг до 8 м с подчинённым взбросом южного крыла [Гоби-Алтайское землетрясение, 1963; Лукьянов, 1963, 1965]. Позднейшие исследования показали, что первоначально определённая амплитуда сдвига 1957 г. завышена из-за смешения подвижек при двух катастрофических землетрясениях и нигде не превысила 5 м (рис. 14) [Три­фонов, Макаров, 1988]. Вместе с тем были выявлены следы по меньшей мере пяти сильных палеоземлетрясений, каждое из которых сопровождалось левым смещением примерно на 3 м. Были обнаружены и более ранние левосдвиговые смещения на 60-70 м за голоцен и на 110-150, 270-300 и 800-900 м в течение го­лоцена и позднего плейстоцена. Вертикальная компонента этих смещений (под­нято южное крыло) уступает сдвиговой в 10-30 раз.

Центральный сегмент Гоби-Алтайской зоны представлен двумя обособлен­ными разломами длиной 47 и 30 км. Они обнаруживают следы позднеголоцено­вой активизации с подъёмом южного крыла и признаками левого сдвига. В 350-километровом западном сегменте следы позднеголоценовой активизации отсутствуют, но выявлены левые смещения на 100-150, 250-300 м за голоцен и конец плейстоцена и на 1500 м за более длительное время. Совпадение двух пер­вых цифр со смещениями за то же время в восточном сегменте указывают, что тогда западный сегмент был не менее активен.

Рис. 14. Долиноозёрский активный разлом в Гобийском Алтае: левый сдвиг на 3,5 м при Го- би-Алтайском землетрясении 1957 г. (фото В.Г. Трифонова)

Fig. 14. The Dolinoozerskiy active fault in the Gobi Altai: sinistral offset to 3,5 m during the Gobi-Altai 1957 earthquake (photo by V.G. Trifonov)

Хангайский разлом в Северной Монголии прослежен на 485 км и, возмож­но, продолжается на восток ещё на десятки километров до верховий р. Селенги. Вдоль него на протяжении 375 км представлены следы Болнайского землетря­сения 23 июля 1905 г. (M_s = 8,2). Они выражены, прежде всего, левосдвиговым смещением до 5-6 м с переменной по знаку и амплитуде вертикальной составля­ющей (до 1,5 м). При этом разлом вертикален или наклонён в сторону поднято­го крыла не положе 75°. Статистическая обработка амплитуд молодых сдвиго­вых смещений и исследование разрезов голоценовых отложений в небольших впадинах типа pull-apart на участках кулисного подставления сегментов разлома позволили выявить 7 палеоземлетрясений в течение последних 4300 лет. Каж­дое из них сопровождалось сдвиговым смещением, соизмеримым с подвижкой 1905 г. Средняя повторяемость этих событий - около 600 лет, а средняя ско­рость сдвига, явившаяся их суммарным эффектом (смещение на 45 м) - 10 мм/год [Трифонов, 1985; Трифонов, Макаров, 1988]. Обнаружены также го­лоценовые левые смещения до 75-80 м и четвертичные смещения на 1,4-1,5 км, в единичных случаях 4 км.

Подвижка при землетрясении 1905 г. зафиксирована и по сопряжённому 75-километровому Хан-Хухийнскому правому взбросо-сдвигу, рассекающему в юго-восточном направлении южное крыло Хангайской зоны и наклонённому под углами 65-75 °СВ. Амплитуда сдвига 1905 г. - 1,5-2 м при вертикальной со­ставляющей 0,2-0,5 м. Выявлены также сдвиговые смещения на 5-7 м (голоце­новые) и до 36 м.

По Ахирулинскому разлому обнаружены следы молодых подвижек как с левосдвиговой, так и с вертикальной составляющей. В зоне Цэцэрлэгского раз-

лома на протяжении 130 км зафиксированы левые смещения на 2,5-3 м с пере­менной (до 1 м) вертикальной составляющей, возникшие при землетрясении 7 июля 1905 г. (M_s = 7,6) [Хилько и др., 1985; Трифонов, Макаров, 1988]. Обыч­но поднято северо-западное крыло. Есть и более ранние левосдвиговые смеще­ния до 60 м. Соотношение их с вертикальной компонентой - 9/1.

От восточной части Цэцэрлэгского разлома отходит на север ряд меридио­нальных сбросов, крупнейшие из которых обрамляют с запада рифтогенный грабен оз. Хубсугул. Здесь суммарная амплитуда четвертичных сбросов возрас­тает с юга на север от 0,6-0,7 до 1,6-1,7 км. На севере они сопряжены с Байка- ло-Мондинской и дополняющей её Тункинской зонами субширотных левых сбросо-сдвигов [Шерман и др., 1973; Лукина, 1988]. Амплитуда плиоцен-четвер- тичного левого сдвига по Байкало-Мондинскому разлому, определяемая по из­гибу долины р. Иркут - 7,6 км. Сопоставимое с ней по возрасту вертикальное смещение составляет 1,2-1,4 км. Скорость позднечетвертичного левого сдвига по дугообразной Тункинской зоне достигает на широтных её участках 4,5 мм/год, превосходя вертикальную компоненту движений. О глубинности обеих зон свидетельствуют мантийные отношения ³Не/⁴Не [Ломоносов, Пампу- ра, 1978] и четвертичный базальтовый вулканизм [Рассказов, 1993], а о высокой сейсмической активности - эпицентры землетрясений 1814,1820, 1829 и 1950 гг. с М₅от 6,5 до 7 и следы сильных палпозпмлетряоений [Хромовских, 1965; Сейс­мотектоника..., 1975].

Итак, к северу от активных надвиговых зон южных склонов и предгорий Гималаев расположен обширный и сложно построенный пояс молодых тек­тонических нарушений. В своей западной части он выражен Чаманским, Дар- вазским и другими левыми сдвигами западного обрамления Пенджабского синтаксиса и Каракорумским правым сдвигом его спверд-вдсточндго обрам­ления. Перед фронтом синтаксиса протягиваются в субширотном направле­нии взбросы и надвиги Тянь-Шаня и Джунгарского Алатау, сочетающиеся с Таласо-Ферганским, Джунгарским и другими правыми сдвигами северо-за­падного простирания. В совокупности набор структурных элементов обрам­лений синтаксиса отражает субмеридиональное горизонтальное укорочение территории [Трифонов и др., 2002].

Изменения скоростей позднечетвертичного сдвига вдоль Таласо-Ферган- ского разлома иллюстрируют взаимосвязь отдельных зон нарушений. Скорости возрастают к северу с того места, где к разлому причленяется Нарын-Сонкуль- ская зона взбросов и надвигов, и падают на Таласском хребте, где от разлома от­членяются на юго-запад взбросы и надвиги северо-западного фронта Тянь-Ша­ня. В сочетании с последними Таласо-Ферганский разлом образует подобие ду­ги, параллельной синтаксису, и эта дуга может рассматриваться как результат распространения структуры синтаксиса к северу [Трифонов, Макаров, Скобе­лев, 1990].

Поперечные грабены Южного Тибета и сочетание ограничивающих их с се­вера правых сдвигов с субширотными левыми сдвигами северного фланга Тибе­та и Цайдама отражают выжимание горных масс Тибета к востоку и юго-восто­ку в условиях его поперечного укорочения. Вместе с тем упомянутые левые сдвиги, как и аналогичные им субширотные сдвиги Западной Монголии и При­байкалья свидетельствуют о северо-восточном направлении поперечного гори­зонтального сжатия и укорочения территории. Это изменение направления сжа­тия и укорочения происходит на границе Восточного Тянь-Шаня и Монгольско­го Алтая. Оно же фиксируется в изменении кинематики активных разломов Ал­тая и Саян.

На Алтае сочетаются субширотные надвиги, среди которых лучше других документированы нарушения Курайско-Чуйской зоны [Бондаренко, 1976], суб­меридиональные грабены типа Теледкого и Сумультинского [Дергунов, 1972] и правые взбросо-сдвиги северо-западного простирания [Лукина, 1988]. На их вы­сокую сейсмическую активность указывает положение эпицентров инструмен­тальных и исторических землетрясений с магнитудами до 6 [Богачкин, 1981] и, как установили Е.А. Рогожин и его соавторы [1998], очага сильнейшего земле­трясения 9 декабря 1761 г. с магнитудой более 7, локализованного в восточной части Курайско-Чуйской зоны. Ориентировка разломов отражает условия суб­меридионального горизонтального сжатия и укорочения региона. В Саянах ши­рокое распространение приобретают левые сдвиги [Гросвальд, 1965; Шерман и др., 1973], преобладающее простирание которых изменяется с запада на восток от восток-северо-восточного до почти широтного. Это свидетельствует об из­менении направления наибольшего горизонтального сжатия и укорочения на северо-восточное [Лукина, 1988].

2.3.