Нижнекиммерийский структурный ярус.

Рисунок 2.14. Схема строения нижнекиммерийского тектонического подэтажа (по [Плахотный, 1990]). Условные обозначения: 1 – массивы доверхнепротерозойских порд; 2 – границы раннекиммерийских прогибов; 3 – разломы; 4 – изопахиты верхнепалеозойских-среднеюрских отложений по геофизическим данным; 5 – глыбовые массивы палеозойских и докембрийских пород; 6 – участки развития тоар-среднеюрских отложений; 7 – южная граница выклинивания образований нижнекиммерийского тектонического подэтажа; 8 – горстообразные блоки фундамента по данным электроразведки; 9 - скважины, вскрывшие домеловые породы (в знаменателе – вскрытые мощности тоар-юрских отложений); 10 – профили КМПВ и ГСЗ; 11 – палеотектонические элементы: I – Тарханкутско-Березанский прогиб, II – Крымско-Кавказский прогиб, III – Николаевский прогиб, IV – Крыловский грабен, V – Гвардейский желоб, VI – Битакский прогиб, VIIа и VIIб – Виноградовский и Новожиловский выступы палеозойских сланцев, VIII – Белогорско-Азовский горст-антиклинорий; 12 – зоны краевых разломов: ГГ – Голицинско-Геническая, ДВ – Донузлавско-Валокская, И – Индольская, ПГ – Предгорнокрымская, ЮК – Южнокрымская.

Что касается тектонической позиции более молодых доплатформенных образований, то здесь взгляды различных исследователей несколько расходятся [Шумлянский, 1983; Тектоника, 1981 и др.]. Представляется, что наиболее обоснованной является позиция Л.Г. Плахотного, объединившего все верхнепалеозойские-нижнемезозойские образования в один нижнекиммерийский тектонический подэтаж и (что весьма важно для структурного анализа изучаемой территории) представившего детальную схему его строения (рис. 2.14) [Плахотный, 1990].

Согласно этим построениям, раннекиммерийский тектонический план характеризовался существованием 3-х прогибов позднепалеозойского заложения: Крымско-Кавказского (Южнокрымского), Николаевского и Тарханкутско-Березанского, разделенных выступами герцинских и байкальских комплексов.

Наиболее крупным и глубоким являлся Крымско-Кавказский прогиб, в пределах которого мощность нижнекиммерийского комплекса достигала 8 км (в области современного Горного Крыма), возрастая до 13 км в сторону Керченского полуострова. С северо-запада к нему примыкал Николаевский прогиб, выполненный триасовыми отложениями мощностью более 4-х км. Тарханкутско-Березанский раннекиммерийский трог позднепротерозойского заложения протягивался в виде узкой полосы вдоль зоны сочленения разновозрастных платформ. Мощность выполняющих его позднепалеозойских–раннемезозойских отложений достигает, по геофизическим данным, 4 км (рис. 2.14).

Столь пристальное внимание к глубинному строению Крыма и детальное его рассмотрение в историко-геологическом аспекте вполне оправданы, поскольку приведенные результаты наглядно, в хронологической последовательности показывают основные особенности структурной делимости земной коры исследуемого региона. Они позволяют сформулировать основный вывод, который является одним из ключевых положений при идентификации и параметризации зон ВОЗ, а именно:

Основную роль в строении и развитии Крыма на протяжении его длительной геологической истории (начиная с рифея-венда и в течение всего фанерозоя, вплоть до новейшего времени) играли глубинные разломы диагональной (северо-западной и северо-восточной) ориентировки. Некоторые из них подверглись тектонической активизации в течение новейшего времени, формируя современный структурный каркас исследуемой территории и предопределяя положение современных зон ВОЗ, в пределах которых зарегистрированы или могут возникать очаги землетрясений.

 

1.

2 Уточнение карт ОСР для изучаемого протяженного объекта

 

Для изучения сейсмических процессов протяженной территории необходимо иметь унифицированные каталоги землетрясений за длительный интервал времени. При этом особенно важно, чтобы все землетрясения были параметризованы и представлены в единых форматах.

Задача надежной классификация землетрясений по энергетическому уровню, т.е. оценка их магнитуд или энергий, а также получение переходных соотношений между различными энергетическими шкалами, является основной при изучении сейсмичности. Без знания таких соотношений невозможно совместное рассмотрение данных о землетрясениях, классифицированных по разным шкалам и создание единого унифицированного каталога больших территорий с использованием надежной энергетической шкалы.

Такой шкалой в настоящее время является моментная магнитуда М_w, определяемая по сейсмическому моменту М₀ [Kanamori, 1978], который имеет более ясный физический смысл по сравнению с другими видами магнитуд [Костров, 1975].

Для оценки сейсмической опасности и разработке карт общего сейсмического районирования территории (ОСР) Российской Федерации за опорную магнитуду выбрана магнитуда M_LH, определяемая по поверхностным волнам на горизонтальных составляющих сейсмической записи.

Магнитуда, энергетический класс, сейсмический момент определяются по динамическим параметрам сейсмических волн, записанных на различных расстояниях от очага разными типами сейсмических приборов (сейсмографов). В зависимости от типа аппаратуры, частотного состава колебаний, эпицентрального расстояния и выбранного типа сейсмической волны (P, S, L, R, coda и т.д.) могут быть определены или только энергетический класс (для слабых местных землетрясений) или один из видов магнитуд, например, моментная магнитуда M_W – по сейсмическому моменту M ₀, магнитуды M_LH или M_SH – по поверхностной волне или m_PV, m_SV, m_SH, m_b – по объемным P и S волнам и т.д.

При использовании различных магнитудных шкал и типов волн разброс в оценках магнитуд может достигать D М ± 1.0 и более.

В последние годы в Международном центре данных Ньюбери (ранее Эдинбурга) [Bulletin.., 1996-2013] для наиболее сильных землетрясений публикуются несколько видов магнитуд, основными из которых приняты M_LH (или M_S) и m_b – по короткопериодной аппаратуре.

Более слабые толчки часто параметризуются по значениям энергетических классов К или локальных магнитуд по данным региональных или/и локальных центров с использованием региональных калибровочных кривых затухания сейсмических волн.

В Крыму разработана и используется энергетическая шкала К _П [Пустовитенко, Кульчицкий, 1974] с дифференциацией по станциям и расстояниям с учетом анизотропии затухания сейсмических волн. Оценки К _П используют динамические параметры волн: максимальные амплитуды поперечных волн и соответствующие им периоды Т.

По данным о независимых определениях К п и М_LH для умеренных по энергии землетрясений Крыма установлена их взаимосвязь [Пустовитенко и др., 1989]:

M_LH =0.55 К _П-2.3 (3.1)

Значения К п и М_LH , полученные для землетрясений Крыма за последние годы, соответствуют установленной зависимости (3.1), тем самым подтверждая ее правомочность для пересчета двух шкал.

Кроме того, к настоящему времени в Крыму имеются прямые определения сейсмического момента M ₀ по спектрам записей объемных волн и, соответственно, магнитуды M_W практически для всех представительных землетрясений Крымско-Черноморского региона, начиная с 1955г [Пустовитенко, Пантелеева,1990; Сейсмологический…, 1992-2013]. Помимо собственных определений собраны по литературным данным значения сейсмических моментов для более 250 землетрясений сопредельных территорий Восточно-Европейского сектора Альпийского пояса (Кавказ, Карпато-Балканы, Средиземноморье) в диапазоне М_LH = 5¸8.

Для унификации всех сейсмологических данных по району работ использованы также установленные [Пустовитенко, 2003] надежные соотношения M ₀(M_LH) в широком энергетическом диапазоне (рис. 1.1).

lg M ₀=(1.165±0.08) M_LH + (18.35 ± 0.03), ρ =0.9 (3.2)

Расчет выполнен методом ортогональной регрессии по средним в интервале значениям с отбраковкой грубых выбросов.

Рисунок 3.1. Корреляционная связь между значениями сейсмического момента и магнитудой М_LH землетрясений района работ и смежных территорий. Темными кружками отмечены значения М₀ сильных землетрясений Крыма, звездочками – зоны Вранча.

Как видно из рис.3.1, значения M ₀ для сильных землетрясений Крыма и глубокофокусных землетрясений зоны Вранча находятся в пределах общего разброса экспериментальных данных по всему Восточно-Европейскому сектору Альпийского пояса. Высокий коэффициент корреляции значений M ₀ и M_LH в широком их диапазоне свидетельствует о сохранении закона подобия очаговых параметров слабых и сильных землетрясений и возможности экстраполяции прямых региональных зависимостей в сторону как малых так и больших энергий.

 

2.1 Оценка сейсмического режима исследуемой территории

 

В основу вероятностного анализа сейсмической опасности положена парадигма стационарности во времени сейсмического режима. То есть, в идеальном случае, график накопления землетрясений фиксированного интервала магнитуд должен представлять собой прямую линию. Если землетрясения не ложатся на прямую линию тренда, значит это либо следствие не представительности каталога, либо локальный во времени эффект, не характеризующий в целом сейсмический режим.

Учитывая особенности самой организации сейсмического мониторинга, представительность каталогов землетрясений меняется не только от региона к региону, но и, условно, от года к году.

Например, в большинстве каталогов на территорию России для землетрясений малых магнитуд наблюдается искривление графиков накопления в 90-ые годы (а в некоторых регионах и по сей день ситуация не изменилась). Это связано не с изменением сейсмического режима, а с изменением представительного уровня регистрации в результате сокращения региональных сетей станций. Очевидно, подобные интервалы необходимо исключать.

Учитывая сейсмотектонические особенности полуострова, исследуемый регион разделен на две части, принципиально отличные по сейсмическому режиму (рис. 3.13):

Регион 1. Горный Крым, Керчинский полуостров, Таманский полуостров;

Регион 2. Равнинный Крым.

Для дальнейшей корректной параметризации зон ВОЗ в указанных регионах, графики повторяемости землетрясений строились отдельно для каждого региона.

Рисунок 3.13 – Регионы построения графиков повторяемости и эпицентры землетрясений.

Основываясь на этих соображениях, далее на графиках накопления выбирались максимальные по продолжительности интервалы времени, в которых график имеет преимущественно линейный вид, и обеспечивает максимальную скорость накопления (минимальный период повторяемости) землетрясений. При таких критериях мы получаем квазистационарный сейсмический режим территории с обоснованным наименьшим периодом повторяемости землетрясений. Если включать в расчет события с большим периодом повторяемости, неважно произошли они до выбранного интервала времени или после него, полученная в результате средняя повторяемость землетрясений будет ниже, чем в «прямолинейном интервале», а значит, заведомо будет занижать вероятностные оценки опасности для него. Из этой схемы необходимо исключать группы землетрясений в пределах принятого для параметризации магнитудного шага, произошедшие в короткий интервал времени, и не характеризующие в целом повторяемость подобных землетрясений в регионе.

На рисунке 3.14 приведены графики накопления землетрясений для региона 1 в интервалах магнитуд 3.0 (2.8-3.2), 3.5 (3.2-3.7), 4.0 (3.8-4.2), 4.5 (4.3-4.7), 5.0 (4.8-5.2), 5.5 (5.3-5.7), 6.0 (5.8-6.2), 6.5 (6.3-6.7), 7.0 (6.8-7.2).

Рисунок 3.14 – Графики накопления землетрясений для региона 1.

Обобщенные данные графиков накопления приведены в таблице 3.3. На основе таблицы построен график повторяемости землетрясений (Рисунок 3.15).

Таблица 3.3. Исходные данные для построения графика повторяемости

Mlh ±0.2	Интервал времени	Количество земл. N	V, (N-1)/T	Период повт-сти, лет
Начало	Конец	Период Т, лет
					1.745455	0.57
3.5					0.539037	1.86
					0.267606	3.74
4.5					0.101333	9.87
					0.071429	14.00
5.5					0.047682	20.97
					0.042328	23.63
6.5	-100				0.006452	155.0
	-450				0.004205	237.8
7.5	-64				0.000854

Каждый параметр землетрясений в каталоге имеют систематическую погрешность. Это относится как к пространственным характеристикам, так и к энергетическим. При оценке магнитуд в инструментальный период средняя погрешность составляет ±0.2. Для землетрясений исторического периода погрешность в оценки магнитуд составляет 0.5 и более.

Для региона 1 выполнены построения еще двух комплектов графиков накопления в интервалах магнитуд указанных выше, но при этом М_LH = М_LH+0.2 и М_LH = М_LH – 0.2. В интервале магнитуд 5.5-7.0 дополнительно построены графики накопления с учетом М_LH = М_LH+0.5 и М_LH = М_LH – 0.5.

В таблице 3.4 приведены периоды повторяемости для указанных выше интервалов.

Таблица 3.4. Оценки повторяемости землетрясений для региона 1

МLH ±0.2	Период повторяемости T лет для магнитуд МLH
Исходн.	МLH +0.2	МLH –0.2	МLH +0.5	МLH –0.5
	0.57	0.83	0.50
3.5	1.86	1.94	1.52
	3.74	2.94	6.24
4.5	9.87	6.64	8.67
	14.0	11.8	16.8
5.5	21.0	18.6	23.1	14.0	23.6
	23.6	17.8	135.7	21.0	155.0
6.5
7.5

 

Рисунок 3.15. Построение графика повторяемости для региона 1.

На рисунке 3.15 показано сопоставление графиков повторяемости землетрясений в интервале магнитуд 5.5 – 7.0, полученных по данным каталогов №1 и №2. Данный интервал магнитуд на стадии УСО будет отнесен к линеаментным структурам модели зон ВОЗ. В качестве итогового графика, как наиболее активный, принят график повторяемости полученный по каталогу №2.

Для региона 2 построить статистически достоверный график повторяемости, по имеющимся данным, довольно сложно. По аналогии с регионом 1 получены средние оценки повторяемости землетрясений Mlh=2.0±0.2, с учетом вероятных погрешностей. Средний период повторяемости составил ~ 0.5 лет.

Рисунок 3.16. Построение графика повторяемости для региона 2.

Минимальные оценки периодов повторяемости T для землетрясений с магнитудой М_LH =2.5±0.2 и М_LH =3.0±0.2 составили 2 и 7 лет соответственно. Для землетрясений с магнитудой более 3.0 на территории равнинного Крыма статистика отсутствует.

Оценка максимально возможной магнитуды на территории равнинного Крыма, по данным моделей зон ВОЗ ОСР-97 (РФ), ОСР-2004 (Украина) и ОСР-2016 (РФ) составляет М_{LH max}=4.5±0.2. Объективных причин менять эту оценку не выявлено.

Однако, в рамках имеющейся статистики, оценки повторяемости землетрясений в интервале магнитуд М_LH =3.5-4.5 могут быть получены весьма условно – прямолинейно продлевая график повторяемости в логарифмических единицах (Рисунок 3.16). На рисунке зеленым цветом показан интервал магнитуд не подкрепленный статистикой. В таблице 3.5 показаны значения повторяемости землетрясений для территории равнинного Крыма.

Таблица 3.5. Оценки повторяемости землетрясений для региона 2

МLH ±0.2	Период повторяемости T лет для магнитуд МLH
	0.5
2.5	2.0
	7.0
3.5	24.5
	85.8
4.5

2.2Подготовка модели зон возникновения очагов землетрясения (ВОЗ)

 

2.2.1 Линеаментно-доменно-фокальная (ЛДФ) модель зон возникновения очагов землетрясений

В основу модели источников землетрясений положена линеаментно-доменно-фокальная (ЛДФ) модель зон возникновения очагов землетрясений (зоны ВОЗ) [Уломов, 1987, 1998] (рисунок 3.17). В ЛДФ-модели рассматриваются четыре масштабных уровня: крупный регион с интегральной характеристикой сейсмического режима и три его основных структурных элемента - линеаменты, домены и потенциальные очаги землетрясений.

Рисунок 3.17 – Иллюстрация объемной ЛДФ-модели зон ВОЗ и расчета сейсмических воздействий с различной их повторяемостью.

На рисунке 3.17 1 – следы осевых плоскостей линеаментных сейсмогенерирующих структур (СГС); 2 – контуры объемных доменов с рассеянной сейсмичностью; 3 – активные разломы, фрагментарно отражающие простирание сейсмолинеаментов; 4 – очаги крупных землетрясений вдоль осей сейсмолинеаментов; 5 – очаги слабых землетрясений в доменах; 6 – модель сейсмического эффекта (баллы шкалы MSK-64), создаваемого на земной поверхности за различные интервалы времени – 500 (карта А), 1000 (карта В) и 5000 лет (карта С) (по данным В.И. Уломова).

Домены (площади в плане) охватывают объемы геологической среды, внутри которых с равной плотностью расположены (рассеяны) очаги землетрясений умеренных и невысоких магнитуд (в ОСР-97 принято М£5.5).

Линеаменты (линии в плане) служат основным каркасом ЛДФ-модели и отображают на земной поверхности в генерализованном виде оси верхних кромок трехмерных и относительно четко выраженных сейсмоактивных структур. Они несут основную часть сейсмического потенциала, так как вдоль них размещаются очаги наиболее крупных землетрясений (в ОСР-97 для линеаментов принята магнитуда М ³ 6).

Потенциальные очаги землетрясений указывают на наиболее опасные места линеаментных структур, где могут возникнуть землетрясения высоких магнитуд, и характеризуются конкретной магнитудой (обычно М _max³7.0).

Линеаменты, домены и потенциальные очаги классифицируются по магнитуде M _max с шагом 0.5 единицы магнитуды: M £8.5±0.2, £8.0±0.2, £7.5±0.2, £7.0±0.2, £6.5±0.2, 6.0±0.2, 5.5±0.2 и т.д. Знак £ указывает на то, что каждый из элементов модели с M _max включает в себя и все менее крупные элементы. Например, линеамент с M _max>6.0, включает в себя линеаменты вплоть до М =6.0, а домены с M _max=5.5 включает в себя параметры сейсмичности вплоть до М =3.5.

Несмотря на то, что официально территория полуострова Крым не входит в ОСР-97, модель зон ВОЗ ОСР-97 распространяется на его территорию (рисунок 3.18).

Рисунок 3.18 – Модель зон ВОЗ ОСР-97 территории Крыма.

В 2004 г. разработан и утвержден комплект карт общего сейсмического районирования территории Украины ОСР-2004. Главный редактор Б.Г. Пустовитенко. На рисунке 3.19 показана модель зон ВОЗ ОСР-2004 для территории Крыма.

Рисунок 3.19 – Модель зон ВОЗ ОСР-2004 (Украина) территории Крыма.

В 2013-2015 гг. выполнены работы по разработке комплекта карт ОСР-2016, в рамках которых была актуализирована модель зон ВОЗ территории Крыма (Рисунок 3.20).

Рисунок 3.20 – Модель зон ВОЗ ОСР-2016 территории Крыма.

 

2.2.2 Геолого-структурная характеристика зон активных разломов и уточнение модели зон ВОЗ для изучаемой территории

 

Результаты изучения и анализа разломной тектоники в пределах Крыма, приведенные в предыдущих разделах, определяют основные особенности единой дискретно-иерархической модели блокового строения земной коры изучаемого района. Эти особенности обусловлены:

1. Геотектонической позицией Крыма между краем древней (эпикарельской) Восточно-Европейской платформы и глубоководной впадиной Черного моря с земной корой субокеанического типа.

2. Внутренним строением Крыма, в пределах которого выделяются молодая (эпикиммерийская) Скифская платформа с гетерогенным основанием, включающим разновозрастные (байкальский, герцинский, киммерийский) комплексы, и Крымское горно-складчатое сооружение – эпиплатформенный ороген, на заключительных этапах развития которого была оформлена его современная моноклинально-блочная структура.

3. Особенностями историко-геологического развития территории, предопределившими унаследованность геоструктрных планов (в том числе, положение и ориентировку основных разломных зон региона) на разных этапах ее развития.

Первые из перечисленных факторов обусловили наличие 3-х крупных шовных зон в пределах относительно небольшого сегмента земной коры, каковым является Крымский полуостров. Эти тектонические швы – зоны сочленения Восточно-Европейской и Скифской платформ, Скифской платформы и Горного Крыма, Горного Крыма и Черноморской впадины – представляют собой зоны долгоживущих, сложно построенных и неоднократно активизировавшихся разломов.

Результаты историко-структурного анализа и особенностей проявления новейшей тектоники показали, что, начиная с байкальского времени и на всем протяжении развития территории, структурная делимость земной коры в регионе определялась, главным образом, наличием системы долгоживущих, периодически активизирующихся зон разломов диагональной (северо-восточной и северо-западной) ориентировки. Новейшие зоны тектонических нарушений, в том числе и те, которые контролируют интенсивные сейсмические процессы, имеют длительную историю и своими корнями уходят в глубокие горизонты земной коры и даже – верхней мантии.

Основные сейсмогенерирующие структуры (сейсмолинеаменты) Крымского региона приурочены к области континентального склона – морфологически и тектонически выраженной границе между континентальной частью и впадиной Черного моря. В структурном (тектоническом) отношении эта граница представляет собой ломаную зону, образуемую фрагментами крупных разломов северо-восточного (Южнобережный, Правдинский) и северо-западного (Одесско-Синопский, Молбайский) простираний.

Рисунок 3.21. Геологические разрезы, отражающие основные особенности блокового строения земной коры изучаемого района. Условные обозначения см. на рис. 3.22.

Два из них (точнее, смежные сегменты Южнобережного и Молбайского разломов) расположены на южном фланге изучаемой территории.

Остальные зоны новейших разломов характеризуются более низким уровнем сейсмичности, что не позволяет отнести их к разряду сейсмолинеаментов в составе линеаментно-доменно-фокальной модели (ЛДФ-модели) региона. Они являются структурными элементами, усложняющими региональные домены, в пределах которых вероятнее всего возможно возникновение землетрясений. К некоторым из них приурочены относительно редкие и слабые землетрясения (например, к Донузлавско-Генической и Южно-Азовской зонам разломов), которые, тем не менее, не позволяют уверенно статистически обосновать пространственно-энергетические параметры этих зон, как сейсмолинеаментов. В пределах других зон за период инструментальных сейсмологических наблюдений в регионе (с 1927 г.) землетрясений не зарегистрировано. Однако в условиях достижения критических значений тектонических напряжений в пределах данного сегмента земной коры, реализация землетрясений, вероятнее всего, будет происходить именно в пределах этих зон или в узлах их пересечений.

Комплексный анализ вышеприведенных данных о строении изучаемой территории и результатов изучения процессов новейшего тектонического разрывообразования позволил обосновать и графически отобразить основные особенности единой модели разломно-блокового строения земной коры изучаемого района (рис. 3.21-3.23), и уточнить положение зон ВОЗ (рис. 3.24, 3.25).Как уже отмечалось, основная сейсмогенерирующая структура изучаемого района представлена фрагментами крупных разломов северо-восточного (Южнобережный) и северо-западного (Молбайский) простираний.

Южнобережная зона, которая протягивается от пос. Веселое до долготы м. Фиолент, объединяя Южнобережный разлом и (за пределами изучаемой территории) фрагмент Одесско-Синопского разлома, многократно и всесторонне описана в литературе. Ее положение контролируется морфологическими особенностями континентального склона, вдоль которого происходит сочленение Горнокрымского сооружения и глубоководной впадины Черного моря.

Молбайский разлом глубокого заложения (он проявляется уже в структуре герцинского структурного этажа – рис. 2.13) прослеживается от с. Морское на северо-запад, через долину р. Ворон и южный борт Молбайской котловины. Его южный фланг выражен системой сближенных локальных сбросов, сбросо-сдвигов и сдвигов. В пределах Туакского поднятия Молбайский разлом является границей, разделяющей структурно-формационные комплексы с разным характером складчатости: изоклинальным – на западе и брахиформным – на востоке. Южному флангу Молбайского разлома (в пределах акватории Черного моря) соответствует участок континентального склона северо-западного простирания.

По этим признакам, а также учитывая положение и ориентировку Молбайского разлома, некоторые исследователи отводят ему роль пограничной структуры на стыке областей развития киммерид (центральная и юго-западная части Горного Крыма) и альпид, представленных северо-восточным периклинальным замыканием Большого Кавказа на территории Крыма. К сопутствующим Молбайскому глубинному разлому (межблоковым и внутриблоковым) нарушениям северо-западного направления относится Алчакская система разломов (Тополевский, Эчкчидагский и др.), которая пересекает Судакский и Восточно-Крымский прогибы, с установленными амплитудами горизонтальных смещений до 1,5 км, вертикальных – до 300 м [Рыбаков, 1988].

Последнее уточнение пространственно-энергетических и иных параметров Южнобережного и Молбайского сейсмолинеамнтов осуществлено в процессе создания актуализированного комплекта карт ОСРдля территории Крыма (Б.Г.Пустовитенко) при актуализации карт ОСР-2016 Российской Федерации для включения их в единый нормативный документ по своду правил строительства в сейсмических районах РФ (СП) [Уломов и др., 2015[1]].

Ниже приведена геолого-тектоническая характеристика остальных разломных зон, составивших структурный каркас карты зон ВОЗ в пределах изучаемой территории.

Рисунок 3.22. Блок-диаграмма строения территории Крыма на северном отрезке автодороги (Симферополь – Джанкой – граница с Украиной). PR3-PZ1-2 и T-J2 – байкальско-варисский и киммерийский комплексы складчатого основания Скифской плиты; K1-N-Q – образования платформенного чехла.

Центрально-Крымский (Крымский, Крымско-Кавказский) разлом. Одной из основных разрывных структур в пределах исследуемой территории является глубинный Центрально-Крымский разлом первого ранга, который представляет собой шовную зону сочленения молодой Скифской плиты и Горнокрымского сооружения. Он протягивается в северо-восточном направлении от Гераклейского полуострова к г. Симферополь, где несколько изгибаясь к юго-востоку, далее сочленяется с Индольским разломом (рис. 3.24).

Зона Центрально-Крымского разлома прослеживается по данным ГСЗ на всех сейсмических горизонтах (рис. 2.4). Согласно реконструкциям Л.Г. Плахотного [Плахотный, 1988, 1990], она играла весьма существенную роль в формировании структуры региона в байкальскую и позднепалеозойскую-раннемезозойскую эпохи (рис. 2.12, 2.14). Эта зона хорошо выделяется как на карте аномалий гравитационного поля (резким изменением значений ∆g от отрицательных в Альминской впадине на положительные, характерные для Севастопольско-Симферопольськой части моноклинали Горного Крыма), так и в особенностях проявления магнитного поля (рис. 2.16, 2.18). Влиянием Центрально-Крымского разлома обусловлена структурообразующая роль менее протяженных разломов: Калиновского, который служит северо-западным ограничением Симферопольского поднятия, и Битакского, обусловившего формирование среднеюрского Битакского прогиба (в окрестностях г. Симферополь).

В приповерхностных структурах зона Центрально-Крымского разлома выражена системой сближенных дизъюнктивных нарушений шириной более 10 км, с которой связаны проявления магматизма, гидротермальные изменения пород, интенсивная складчатость. Тектоническая активность зоны проявлялась на всем протяжении альпийского этапа развития региона, вследствие чего она обрела вид системы сближенных субпараллельных ступенчатых сбросов высшего порядка (рис. 2.21), по которым происходит погружение доальпийских комплексов с суммарной амплитудой более 2-х км.

Зона Салгиро-Октябрьского разлома. Южный – горный – отрезок автотрассы (от г. Алушта до г. Симферополь) расположен в зоне динамического влияния крупного глубинного Салгиро-Октябрьского разлома северо-западного простирания.

Фрагменты этого разлома проявились еще в байкальскую тектоническую эпоху (рис. 2.12), однако окончательно они сформировались в единую зону, уверенно идентифицируемую по геолого-геофизическим данным, в герцинское время. В этот период она являлась юго-западным ограничением байкальских комплексов, залегающих под верхнепалеозойскими и мезозойскими отложениями в осевой части герцинского трога (рис. 2.13). В структуре нижнекиммерийского тектонического подэтажа [Плахотный, 1990] зона Салгиро-Октябрьского разлома фрагментарно проявилась в виде системы разломов, поперечных по отношению к Крымско-Кавказскому трогу. Она же контролировала северо-восточный борт Николаевского прогиба в пределах современного Равнинного Крыма (рис. 2.14).

В среднеюрское время с зоной Салгиро-Октябрьского разлома связано внедрение интрузивов, значительная часть которых приурочена к участкам ее пересечения с крупными нарушениями северо-восточного простирания – Центрально-Крымским и Никитско-Демерджинским. Активизацией Салгиро-Октябрьского разлома обусловлено заложение предгорной Салгирской эрозионно-тектонической депрессии на границе киммерийского и альпийского этапов.

Ранее отмечалось, что некоторыми исследователями [Гончар и др., 2004; Гинтов, 2005; Державна, 2006] была обоснована левосдвиговая природа зоны Салгиро-Октябрьского разлома. Горизонтальная амплитуда смещения оценивается в 22 км при ширине зоны присдвиговых деформаций, обусловившей разворот Чатырдагского блока относительно общего структурного плана Горнокрымского сооружения, равной 20 км [Гончар и др., 2004].

В современной структуре Горного Крыма зона динамического влияния Салгиро-Октябрьского разлома находит свое выражение в виде сближенных, субпараллельных, выдержанных по простиранию разломов северо-западной ориентировки. Они идентифицируются как глубинные разломы рифейского фундамента (Салгиро-Октябрьский и Центральный) или как раннекиммерийские разломы глубокого заложения (Маломаячкинский и др.), прослеживаясь вдоль бортов Демерджинской и Чатырдагской блоковых моноклиналей (рис. 2.23).

На неотектонических картах (рис. 2.19 и 2.20) зона Салгиро-Октябрьского разлома проявляется в виде разрыва и горизонтального левосдвигового смещения относительно друг друга (с горизонтальной амплитудой до 10 км) Чатырдагского и Демерджинского блоков, характеризуемых максимальными величинами (>1000 м) неотектонических воздыманий.

В региональной иерархии разрывных нарушений зона Салгиро-Октябрьского разлома относится к структурам 2-го ранга, занимая промежуточное положение между современными шовными зонами сочленения основных геоструктур региона (Южнобережной, Центрально-Крымской) и нарушениями, характеризуемыми относительно меньшими масштабами (Бельбекской, Качинской и др.). Однако морфо-кинематические характеристики этих разломных зон обусловлены общими условиями проявления структурообразующих полей тектонических напряжений, о чем свидетельствует однотипный (сдвиговый) характер смещения крыльев Салгиро-Октябрьского, Бельбекского и Качинского разломов [Гончар и др., 2004; Вольфман и др., 2007, 2008].

Рис. 3.23. Отражение зоны Салгиро-Октябрьского разлома в структуре Горного Крыма (структурная основа – по [Державна, 2006] с дополнениями). Жирным пунктиром показаны границы зоны.

Зоны Бельбекского и Качинского тектонических нарушений. Особенности их проявления в триас-юрских, верхнемеловых и палеогеновых образованиях подробно описаны в подразделе 2.4. Установлено, что в морфокинематическом отношении эти разломы представляют собой систему левых сдвигов с горизонтальными амплитудами смещений от 1,5 км до 3-х и более км (рис. 2.11) [Вольфман и др., 2007].

Юго-восточными продолжениями этих разломных зон являются, соответственно, Ялтинский и Гурзуфский разломы [Борисенко и др., 1976; Державна, 2006].

Ялтинский разлом, согласно [Борисенко и др., 1976], прослеживается от г. Ялта на северо-запад, через долину р.р. Коккозка, Бельбек, где выражен сбросо-сдвигами. На южном побережье к зоне этого разлома приурочена цепь интрузивов среднеюрского субвулканического комплекса. Два небольших интрузива также локализовано в долине р Коккозка (подраздел 2.4, рис. 2.3, пункты наблюдений «Sokol_1» и «Sokol_2»).

Гурзуфский разлом прослеживается от пос. Гурзуф также на северо-запад, пересекая Южнобережье (где с ним связан Аюдагский комплекс малых интрузивов) и Качинское поднятие. Он контролировал распределение фаций в отложениях средней и верхней юры, а на поверхности выражен сдвигами северо-западного простирания и приподнятым Гурзуфским блоком.

Время заложения этих разломов – Бельбекского (Ялтинского) и Качинского (Гурзуфского) – не позднее герцинского, что отчетливо проявляется в строении герцинского структурного этажа [Плахотный, 1988]. Эти системы разломов служили юго-западным ограничением позднепалеозойского геосинклинального прогиба (рис. 2.13).

Верхняя возрастная граница активности Бельбекской и Качинской зон разломов обосновывается следующими данными: 1) смещение структурной поверхности бахчисарайско-симферопольских отложений однозначно указывает на послераннеэоценовую активизацию; 2) морфометрические и морфоструктурные исследования в пределах юго-западного сегмента Крымских гор показали, что эти зоны были активны и в послесреднесарматское – новейшее время (рис. 2.19, 2.20).

Рисунок 3.2

⇐ Предыдущая12

Поделиться: