Геодинамическое положение верхнекайнозойского вулканизма Эгейско-Кавказского сегмента Альпийского складчатого пояса.

ГЛАВА 4. Cовременная геодинамика и разломная тектоника.

Современный и новейший структурный план Эгейско-Анатолийско-Кавказского сегмента Альпийского складчатого пояса сформировался в результате закрытия бассейнов с корой океанического типа, принадлежавших мезозойскому океану Тетис в условиях конвергенции Африкано-Аравийской и Евразийской литосферных плит в связи с открытием Атлантики. В настоящее время он определяется взаимодействием трех главных литосферных плит: Евразийской, Африканской и Аравийской, происходящим в условиях заключительной, "жесткой" (Короновский, Демина, 1998) стадии коллизии. Все массивы с корой континентального типа и разделявшие их подвижные зоны, испытав складчатость, надвиго- и покровообразование, к этому времени уже были спаяны в единое целое. На этой стадии земная кора или, по крайней мере, ее верхняя часть реагирует на сжатие уже как единое хрупкое целое с формированием современной сети разрывных нарушений разной ориентировки и характера. Вдоль последних и реализуется основная часть деформаций, вызванных конвергенцией плит. Африканская и Аравийская плиты движутся к северу по отношению к Евразийской плите, причем Аравийская плита испытывает вращение против часовой стрелки, с полюсом вращения, находящимся в районе мыса Эль-Хилаль (Westway, 1994), что вызвано раскрытием рифта Красного моря. Этот поворот обуславливает и раздвиговую составляющую разлома Мертвого моря. Анатолийская микроплита вращается относительно Евразийской плиты против часовой стрелки с полюсом вращения 31°N 35,5°E (Westway, 1994), смещаясь к западу вдоль Северо-Анатолийского разлома. Относительно кинематики Эгейской микроплиты в настоящее время не выработано общей точки зрения, так как часть исследователей рассматривает ее как единое целое с Анатолийской микроплитой (Westway, 1994 и др.), в то время как другие (Pavlakis, 1993; Zelinga De Boer, 1989 и др.) считают ее самостоятельной микроплитой, испытывающей вращение по часовой стрелке, либо смещение к юго-юго-западу.

Современная сетка разрывных нарушений начала формироваться с позднего миоцена, т.е. на позднеколлизионной стадии в условиях общего субмеридионального сжатия (Короновский, Демина, 1998). Основными структурами, вдоль которых в настоящее время происходит взаимодействие плит являются крупные разломные зоны, наиболее протяженной из которых является Северо-Анатолийский правый сдвиг (на схеме NAF), разграничивающий Евразийскую плиту и Анатолийскую микроплиту. Восточно-Анатолийский разлом (на схеме EAF), переходящий южнее в Левантийский, представляет границу между Аравийской плитой и Анатолийской микроплитой. По всей видимости, важное значение для тектонического развития восточной части рассматриваемого сегмента Альпийского пояса имеет Аграхан-Тбилисско-Левантинская левосдвиговая зона, местами достигающая в ширину 20 и более километров, по разному выраженная в различных районах Кавказского сегмента пояса, а также прекрасно трассируемая в Восточной Турции, начиная от залива Искандерун и севернее (Короновский, 1994). Западная граница Эгейской, или Эгейско-Анатолийской микроплиты проводится большинством исследователей по системе Геленских желобов, вдоль которых эта микроплита взаимодействует с Африканской и Апулийской плитами.

В общем случае современная геодинамика Эгейско-Анатолийско-Кавказского сегмента Альпийского складчатого пояса определяется взаимодействиями жестких блоков земной коры и литосферы, как вдоль уже отмеченных выше крупных разрывных структур, контролирующих региональный структурный план, так и вдоль более мелких разломов, определяющих взаимодействие более мелких блоков (рис. 4.1).

Кавказский сегмент.

В позднекайнозойское время Кавказский регион находился в состоянии общего субмеридионального сжатия, продолжающегося и в настоящее время. К позднему миоцену, т.е. к рубежу 11 млн. лет назад в этой части Альпийского пояса замкнулись все бассейны с корой океанского типа и процессы субдукции прекратились, сменившись сильнейшей коллизией, вызванной ускоренным перемещением к северу Аравийской плиты. В результате субмеридионального сжатия сформировалась современная структура Кавказского региона, ведущую роль в которой играли лево- и правосдвиговые зоны ЮЗ, ЮВ и субширотного простираний и надвиги общекавказской ориентировки(Трифонов и др., 1994,1996 и др.). Сдвиговые нарушения играют особо важную роль в современной структуре, т.к. с ними в верхней части земной коры связаны участки присдвиговых растяжений, столь благоприятные для проявления вулканизма, как, впрочем, и субмеридиональные зоны раздвигов, сформировавшиеся в региональном поле субмеридионального сжатия.

Анатолийский сегмент.

В Анатолийском сегменте наиболее важным структурным элементом, отражающим современную динамику региона, несомненно, является Северо-Анатолийский разлом - правый сдвиг, имеющий более чем 1500 километровую протяженность.

В восточной части Анатолийского блока наиболее крупным является субпараллельный Восточно-Анатолийскому разлому Мунзурский, или Овачинский левый сдвиг, хотя на его отдельных отрезках отмечается как сбросовая, так и взбросовая компонента (Barka, 1996).

Современная тектоническая активность в Центральной части Анатолийской микроплиты невысока, о чем может свидетельствовать как низкая сейсмичность региона, так и незначительное распространение активных разломов.

Западная часть Анатолии находится в ярко выраженной обстановке растяжения, сопряженного с левосдвиговыми перемещениями на юге. Доминирующими неотектоническими структурами в Западной Анатолии являются рифты субширотного и запад северо-западного простирания, а также связанные с ними сбросы(Barka, 1996).

Эгейский сегмент.

Доступных сведений об активной разломной тектонике Эгейского моря и континентальной Греции немного. Карт разломной тектоники для этого региона геологическими службами не издавалось, поэтому большую часть сведений об активных разломах можно заимствовать в основном из научных публикаций.

Среди активных в четвертичное время разломов Греции наиболее широко распространены разрыные нарушения со сбросовой компонентой, причем доминируют сбросо-сдвиги субширотного и восток северо-восточного простирания, в кинематике которых главную роль играет сбросовая составляющая. Кроме того, широко развиты сдвиги северо-западного простирания.

Дополнительную информацию об активной разломной тектонике можно получить из анализа сейсмичности. Так, при построении схем плотности гипоцентров землетрясений, намечаются линейные сейсмогенные структуры, вероятно, связанные с активными разломами.

Наибольшая часть землетрясений Эгейского региона происходит в северной его части и приурочена к коре с максимумом событий в верхней коре (рис. 4.2).

В северной части континентальной Греции эпицентры верхнекоровых землетрясений образуют продолговатые максимумы и цепочки максимумов, вытянутых в северо-восточном и северо-западном направлениях. Максимумы северо-западного простирания вытягиваются вдоль бортов Салоникского грабена, что может служить подтверждением его современной активности, а максимумы северо-восточного простирания с двух сторон утыкаются в него под углами, близкими к 90°.

На этих же глубинах проявляется активность Эгейского продолжения Северо-Анатолийского разлома, ветви которого ограничивают Северо-Эгейский трог, а также на Ионических островах, где, несмотря на расплывчатость максимума, можно выделить линейную зону северо-восточного простирания.

На глубинах более 10 километров в северной Греции землетрясения практически не происходят, однако продолжают проявлять сейсмическую активность на глубинах от 10 до 20 километров (рис. 4.3) западные ветви Северо-Анатолийского разлома. Близ полуострова Кассандра со стороны залива Терманкос, Северо-Анатолийский разлом срезается вытянутой в северо-западном направлении сейсмогенной структурой, надстраивающей разломы восточного борта Салоникского грабена к югу.

На тех же глубинах проявляется сейсмическая активность ряда разломов центральной части котловины Эгейского моря, выражаясь в виде максимумов северо-восточного простирания. Отчетливее проявляются сейсмогенные структуры вдоль северного борта грабена Коринфского залива. Сейсмичность южной части Эгейского региона по-прежнему остается минимальной.

На уровне нижней коры (рис. 4.4) наиболее активными являются разрывы Коринфского залива, где, помимо структур, параллельных заливу, начинают проявляться и структуры северо-восточного простирания, утыкающиеся в залив с севера и юга.

На глубинах от 33 до 50 километров максимальное число землетрясений происходит под Геленским желобом, образуя широкую дугу, параллельную внешней островной дуге. На этих глубинах можно проследить продолжение сейсмогенерирующих структур северо-западного и северо-восточного простираний.

Глубже 70 километров линейных сейсмогенных структур обнаружить не удается, резко снижается и общее количество землетрясений, и их эпицентры образуют лишь локальный изометричный максимум на глубинах до 100 километров.