Геотектоника, 2021, № 3, стр. 31-59

Новейшие структурные ограничения

Границы Центральной Азии как региона доминирующих новейших поднятий отражены на геоморфологических профилях (рис. 4). Наиболее четко прослеживается южная граница региона, проходящая вдоль южных подножий Гималаев. Граница подчеркнута надвигами Фронтальной и Главной Пограничной зон разломов, сохраняющих активность в современную эпоху. С движениями по Фронтальному надвигу связано развитие четвертичной складчатой зоны Субгималаев. Основные перемещения по Главному Центральному надвигу Гималаев происходили в палеогене и миоцене, но местами продолжаются до сих пор.

Рис. 4.

Геоморфологические профили 1–12 Центральной Азии. Профили проведены от: 1 – Индийской платформы через Памиро-Пенджабский синтаксис до Туранской плиты, 2 – Гималаев через Западный Тибет до Алтая, 3 – Гималаев через Центральный Тибет и Монгольский Алтай до Западного Саяна, 4 – Ассама через Восточный Тибет и Хангайское нагорье до Восточного Саяна, 5 – Северо-Китайской платформы до Станового нагорья, 6 – Афгано-Таджикской депрессии через Памир и Тибет до Южно-Китайской платформы, 7 – Западного Тянь-Шаня через Тарим до Северо-Китайской платформы, 8 – Туранской плиты через Джунгарский Алатау и Гобийский Алтай до Северо-Китайской платформы, 9 – Казахского щита через Монгольский Алтай и Хангайское нагорье до Большого Хингана, 10 – Алтая через нагорья Хангайское и Хэнтэйское до Большого Хингана, 11 – Сибирской платформы через Байкальскую рифтовую зону до Зейской впадины, 12 – через Становое нагорье.

Западная часть северной границы Центральной Азии представляет собой переход от поднятий Горного Алтая и Западного Саяна к их северным предгорьям. Огибающие вершинных поверхностей Алтая и Западного Саяна образуют моноклинали с падением в северных румбах (см. рис. 4, профили 2 и 3). Вдоль северных подножий Западного Саяна протягивается зона четвертичных надвигов и взбросов. Восточнее границей региона является переход от Восточного Саяна к равнине Сибирской платформы, расположенной на высотах 500–600 м (см. рис. 4, профиль 4). Вдоль границы простирается Главный Саянский разлом – взброс с возможной левосдвиговой компонентой смещений [39]. Ветвь разлома продолжается на запад–северо-запад почти до долины р. Енисей.

Восточная граница Центральной Азии контрастна на юге, где она совпадает с восточным окончанием Тибета. Вдоль границы протягиваются активные четвертичные левые взбросо-сдвиги Аннинг, Земухе и Ксяоджянг, которые, отклоняясь на юг, продолжают систему активных субширотных левых сдвигов Тибета. Севернее зона четвертичных правых взбросо-сдвигов Лунмэньшань север–северо-восточного простирания [20] создает резкий контраст между поднятием Тибета и Сычуаньской впадиной Южно-Китайской платформы (см. рис. 4, профиль 6). Далее к северу граница прослеживается по восточному окончанию Гобийского Алтая, где перепад высот составляет 600 м (см. рис. 4, профиль 7), и по восточному окончанию Хангайского нагорья, где высотные отметки снижаются к востоку от 3000 до 1750 м (см. рис. 4, профиль 9). Указанная граница выражена в распределении сейсмичности [40] и, по мнению цитируемого автора, служит границей проявлений Индо-Евразийской коллизии.

Западная граница Центральной Азии на юге контрастна и проходит вдоль сочленения Афгано-Таджикской депрессии с Гиндукушем и Памиром (см. рис. 4, профиль 6). Севернее граница отклоняется к северо-востоку и представлена сочетанием западных окончаний субширотных горных систем Тянь-Шаня, Джунгарского Алатау, Тарбагатая-Саура и Горного Алтая с расположенными между ними межгорными впадинами (см. рис. 4, профили 7, 8, 9, 10). На границе Центральной Азии высота указанных горных систем возрастает. Это выражено превышением Центрального Тянь-Шаня над Западным Тянь-Шанем, Саура над Тарбагатаем, Горного Алтая над его западными предгорьями.

Впадины образуют кулисный ряд, включающий Ферганскую, Нарынско-Атбашинскую (разделившуюся в плейстоцене на Нарынскую и Атбашинскую), Иссык-Кульскую, Илийскую, Алакульскую, Зайсанскую и Чуйскую (на Алтае) впадины. К этому кулисному ряду возможно отнести и Афгано-Таджикскую депрессию, но история развития показала, что она является восточной границей системы бассейнов Паратетиса.

Эпоха от конца мела до раннего олигоцена характеризовалась на Тянь-Шане пенепленизацией, формированием кор выветривания и локальным переотложением их материала. Мощность этих отложений, обычно не превышающая десятков метров, возрастает на отдельных участках впадин Тянь-Шаня, свидетельствуя об их начавшемся опускании. Такое возрастание мощности до 300–600 м отмечено в Аксайской, Иссык-Кульской, Чуйской и Илийской впадинах [32] (табл. 1, табл. 2). В некоторых впадинах оно сопровождалось базальтовыми извержениями [29, 47, 67]. Более отчетливо обособление впадин выражено в отложениях конца олигоцена–начала миоцена появлением местного грубообломочного материала в краевых разрезах [32]. Оно свидетельствует о росте и эрозии соседних поднятий. Относительное прогибание впадин Центрального Тянь-Шаня продолжалось в миоцене и плиоцене. Скорости накопления обломочного материала, составлявшие вначале сотые доли миллиметра в год, в конце миоцена возросли до 0.1–0.6 мм/год. Одновременно возрастали скорости роста соседних поднятий, фиксируемые высотой коррелируемых с отложениями впадин ярусов рельефа [21, 34, 37]. Этот процесс замедлился в раннем-среднем миоцене, что отмечено возрастанием тонкозернистости осадков [37, 77], и усилился в конце миоцена. Резкое усиление поднятия в четвертичное время выражено интенсивным врезанием на склонах хребтов, ускорившимся со среднего плейстоцена [19, 37]. В менее интенсивное поднятие было вовлечено большинство впадин, где стал отлагаться грубообломочный материал. Бассейновое осадконакопление сменилось формированием террас во всех впадинах кроме центральных частей Иссык-Кульской, Чуйской и Илийской впадин. Четвертичное поднятие Тянь-Шаня ускорилось по сравнению с олигоценом и неогеном почти на порядок и составило в среднем ~2 км [32].

Таблица 1.  

Сопоставление и возраст свит палеоген–нижнеплейстоценовых отложений межгорных и предгорных впадин Центрального Тянь-Шаня (по данным [1, 2, 11, 12, 21, 22, 29, 32, 34, 35, 38, 42, 49], с изменениями и дополнениями).

Комплексы	Возраст	Впадины
		Чуйская (юг)			Кочкорская			Иссыккульская			Илийская			Нарынская			Атбашинская
sh	Q1	норузская свита		${\text{Q}}_{1}^{1}$	шарпылдакская свита					${\text{Q}}_{1}^{2}$	хорогская свита		${\text{Q}}_{1}^{2}$	шарпылдакская свита
Тяньшаньский	${\text{N}}_{2}^{2}{\kern 1pt} - {\kern 1pt} {\text{N}}_{2}^{3}$	чуйская свита		${\text{N}}_{2}^{2}$	джуанарыкская свита	верхняя	${\text{N}}_{2}^{2}$	иссыккульская свита	джуукинская (верхне- иссыккульская) свита	${\text{N}}_{2}^{2}$	илийская свита		${\text{N}}_{2}^{2}$	нарынская свита	верхняя	–	кульнейская свита
																	актальская свита	верхняя
	$\begin{gathered} {\text{N}}_{1}^{2}(?){\kern 1pt} - {\kern 1pt} \\ {\text{N}}_{1}^{3} - {\kern 1pt} {\text{N}}_{2}^{1} \\ \end{gathered} $	сарыагачская свита		$\begin{gathered} {\text{N}}_{1}^{3}{\kern 1pt} - {\kern 1pt} \\ {\text{N}}_{2}^{1} \\ \end{gathered} $		нижняя	${\text{N}}_{1}^{3}{\kern 1pt} - {\kern 1pt} {\text{N}}_{2}^{1}$		согутинская (нижне- иссыккульская) свита	${\text{N}}_{1}^{3}{\kern 1pt} - {\kern 1pt} {\text{N}}_{2}^{1}$	санташская свита		${\text{N}}_{1}^{3}{\kern 1pt} - {\kern 1pt} {\text{N}}_{2}^{1}$		средняя	${\text{N}}_{1}^{2}$ или моложе		средняя, нижняя
		джельдисуйская свита	шамсинская свита
Киргизский	${\text{N}}_{1}^{1}{\kern 1pt} - {\kern 1pt} {\text{N}}_{1}^{2}(?)$	кокомеренская свита		–	шарыбкольская свита		–	джетыогузская свита	верхняя	–	чульадырская свита		–		нижняя	${\text{N}}_{1}^{{1{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 2}}(?)$	кызылбулакская свита	верхняя
	$\begin{gathered} {{{\text{E}}}_{3}}({\text{E}}_{3}^{{2{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 3}}){\kern 1pt} - {\kern 1pt} \\ {\text{N}}_{1}^{1} \\ \end{gathered} $				бижинская свита				нижняя	E3	актаукская свита	верхняя	${\text{E}}_{3}^{3}{\kern 1pt} - {\kern 1pt} {\text{N}}_{1}^{1}{\text{a}}$	киргизская свита		–		нижняя
												нижняя	${\text{E}}_{3}^{2}$
Палеоцен– эоцен	$\begin{gathered} {{{\text{E}}}_{{1{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 2}}}{\kern 1pt} - {\kern 1pt} \\ {\text{E}}_{3}^{1}(?) \\ \end{gathered} $	сулутерекская свита		–	коктурпакская свита		–	чонкурчакская свита, K–Ar возраст 54–60 млн лет		${\text{E}}_{2}^{2}{\kern 1pt} - {\kern 1pt} {\text{E}}_{2}^{3}$	акбулакская свита		–	коктурпакская свита

Примечание. – возраст фауны; sh – шарпылдакский комплекс; Q₁ – нижний плейстоцен (${\text{Q}}_{1}^{2}$ – верхняя часть, ${\text{Q}}_{1}^{1}$ – нижняя часть); ${\text{N}}_{2}^{2}$ – верхний плиоцен; ${\text{N}}_{2}^{1}$ – нижний плиоцен; ${\text{N}}_{1}^{3}$ – верхний миоцен; ${\text{N}}_{1}^{2}$ – средний миоцен; ${\text{N}}_{1}^{1}$ – нижний миоцен; E₃ – олигоцен; E_1–2 – палеоцен и эоцен.

Кайнозойские отложения Зайсанской впадины залегают на палеоценовой (?) коре выветривания, разрез отложений впадины (снизу вверх) [13, 45]:

– северозайсанская свита палеоцена–нижнего эоцена – преимущественно глины;

– турангинская и тузкабакская свиты эоцена – преимущественно глины и алевриты;

– ашутасская свита олигоцена и аральская свита нижнего и среднего миоцена – песчано-глинистые отложения;

– сарыбулакская свита верхнего миоцена – песчаники, реже – гравелиты;

– павлодарская свита верхнего миоцена–нижнего плиоцена (преимущественно глины и алевриты) и вторушкинская свита верхнего миоцена, плиоцена и гелазия(?) – переслаивание алеврито-песчаных и гравийно-галечных отложений, в них найдены фаунистические остатки, датированные поздним миоценом–ранним плиоценом [7];

– краснояровская свита нижнего–среднего плейстоцена – валунно-галечные отложения.

В большинстве свит преобладают озерные отложения. В сарыбулакской и вторушкинской свитах они сочетаются с аллювиальными образованиями, тогда как краснояровская свита во всех обследованных береговых разрезах имеет аллювиальное происхождение. Наибольшая мощность кайнозойских отложений 1575 м установлена скважиной на востоке впадины возле пос. Даирово [8, 13]. На южном борту впадины в долине Калмакпай свиты разделены несогласиями и содержат песчано-гравийные прослои, указывающие на снос обломочного материала с Саурского поднятия. Разрез сокращен до 500 м и начинается с тузкабакской свиты, залегающей на коре выветривания.

Новейшая история Горного Алтая запечатлена в разрезах Чуйской впадины, заложенной на слабо поднятом эрозионном пенеплене с корой выветривания [16, 17]. Разрезы общей мощностью до 1200 м начинаются олигоценовой карачумской свитой. Карачумская свита представлена субаэральными красноцветами (не менее 40 м) или озерными глинами и алевритами (до 75 м) с гравийными линзами, образованными впадающими в озеро водотоками. Оба типа разрезов свидетельствуют о начавшемся росте обрамляющих впадину поднятий. Залегающая выше кошагачская свита озерно-болотных угленосных глин, алевритов и тонкозернистых песков мощностью до 250 м датирована концом олигоцена и ранним миоценом и свидетельствует об отсутствии стока и ослаблении сноса с поднятий. Озерный бассейн существовал в течение всего неогена при возрастающем со временем воздействии соседних поднятий. Средний миоцен (туерыкская свита) представлен алевритами, глинами и мергелями с линзами песков и галечников в прибортовых частях. В позднем миоцене–раннем плиоцене (кызылгирская свита мощностью не менее 40 м, не древнее 6 млн лет) содержание песков возрастает. В отложениях плиоцена (бекенская свита, не менее 140 м) площадь озерной седиментации сокращается, и в верхней части преобладают флювиальные пески и галечники.

Вышележащие грубообломочные толщи залегают несогласно [16]. Красноцветная терекская свита глин и суглинков с большим количеством щебня (до 100 м) по аналогии с соседними районами Алтая отнесена к верхнему плиоцену (3.0–2.6 млн лет). Башкауская свита нижнего плейстоцена сложена аллювиальными галечниками до валунных. Грубообломочный материал доминирует и в составе более молодых четвертичных отложений. Резкое усиление грубости обломочного материала отражает усилившийся рост поднятий в конце плиоцена и квартере. Его подтверждают данные трековой термохронологии, выявившие импульс поднятия ~3.5 млн лет назад [56].

Таким образом, обнаруживаются сходные черты развития новейшей структуры Тянь-Шаня и Алтая:

– дифференциация поднятий и впадин в олигоцене;

– импульс активизации движений в конце миоцена;

– общее четвертичное воздымание территории, при котором скорости поднятия хребтов превосходят скорости поднятия впадин.

Те же рубежи выделяются в районе Зайсанской впадины, но первые признаки опускания здесь, как и в некоторых впадинах Центрального Тянь-Шаня, появились в эоцене.

В Центральном Тянь-Шане горные хребты возвышаются над днищами соседних впадин на 3–5 км, а максимальный размах рельефа доорогенной поверхности достигает 10 км. В Зайсанской впадине доорогенная поверхность, покрытая корой выветривания, погружена на глубину до 1575 м, на расположенном южнее хр. Саур поднята до 3816 м, т.е. размах рельефа составляет 5390 м. В районе Чуйской впадины Алтая высоты рельефа изменяются от ~1740 м на дне впадины до ~3640 м на соседних хребтах. Таким образом, намечается снижение контрастности рельефа региона с юга на север.

Юг Центральной Азии

Неотектоническое развитие юга Центральной Азии в олигоцене и миоцене было продолжением коллизионных процессов конца эоцена. Сформировалась покровная структура Гималаев с крупными зонами Центрального надвига и Пограничного разлома. Коллизионное поперечное сокращение разных сегментов Гималаев с учетом их возможного пододвигания под Тибет оценивается в интервале 470–600 км [53, 55, 72]. Сближение северо-западного выступа Индийской платформы с Туранской плитой привело к выдавливанию на северо-восток гранито-гнейсовой пластины Юго-Западного Памира, ее надвиганию на фундамент Юго-Восточного Памира и деформации его шарьяжной структуры [15, 18]. Продолжалось развитие шарьяжной структуры Ванч-Музкольского сегмента Центрального Памира [28]. Возник деформационный рельеф, на что указывают верхнеолигоценовые и миоценовые конгломераты на обрамлениях поднятий [39, 46].

Согласно модельным построениям и расчетам, допускающим значительные неопределенности, новейшее поперечное укорочение оценено величинами ~50 км для блока Лхаса, 260–280 км для Центрального Тибета и ~200 км для Цайдама и Цилианшаня [50, 55, 68]. Укорочение отчасти компенсировалось продольным удлинением Тибета в восточном и юго-восточном направлении. Оно могло достигать 100–150 км [71]. Величины и возраст деформационных поднятий Тибета определялись на основе анализа находок фауны и флоры, содержания изотопов кислорода в осадках и данных трекового анализа [6]. По этим данным, высота Цайдама и Цилианшаня не превышала в раннем плиоцене 1 км [51], отдельные участки Южного Тибета достигли в конце олигоцена и миоцене высоты 4.5–5 км, близкой к современной [54].

Эти ранние события не охватывали другие районы Тибета, где интенсивные поднятия имеют позднеплиоцен–четвертичный возраст. В течение последних 2.4–2.8 млн лет они оцениваются в 2.5–3.6 км на Тибете, 2.6–3.1 км в Куньлуне и 0.8–1.2 км на Тариме [61, 64]. Цайдам расположен сейчас на высотах 3–4 км, Цилианшань – на высоте 4.0–4.5 км. Они поднялись на 2–3 и 3–3.5 км в позднем плиоцене и квартере, соответственно.

Тонкообломочный состав олигоцен–миоценовых моласс Афгано-Таджикской депрессии, предгорий Куньлуня и Предгималайского прогиба показывает, что рельеф источников сноса обломочного материала был не выше среднегорного. Это подтверждают особенности неогеновых палеопочв Гималаев [61]. Плиоцен–четвертичное усиление поднятий отмечено повсеместным распространением грубых моласс. В разрезах Афгано-Таджикской депрессии, пограничных с Памиром, поднятие фиксируется с начала плиоцена [56], причем на Памире оно усилилось в четвертичное время [19]. Четвертичное поднятие превысило 3 км в Гималаях [64].

Поверхность Тибета представляет собой плато, снижающееся с запада на восток от 4.5–6 до 3.5–5 км (см. рис. 4, профиль 6). На поперечных профилях поверхность плато горизонтальна, на востоке полого понижается к северу (см. рис. 4, профили 2, 3, 4). Размах высот в центре плато обычно не превышает 1 км и возрастает на западном и восточном окончаниях до 1.5 км и более, возможно, из-за эрозионного расчленения.

Обрамляющие Тибет горные системы Гималаев и Куньлуня отличаются от Тибета линейностью и большим эрозионным расчленением, отражающими складчато-надвиговую природу новейших деформаций. Эти горные системы обычно близки по высоте к Тибетскому плато, но Центральные Гималаи и Северо-Западный Куньлунь возвышаются над его поверхностью (см. рис. 4, профили 2 и 3). Сходное выражение в макро-рельефе имеют Западные Гималаи, Каракорум, Южный Памир, Заалайский хребет и Западный Тянь-Шань, тогда как Восточный Памир сходен в этом отношении с Тибетом.

Север Центральной Азии

В отличие от южной части Центральной Азии, испытавшей общее, хотя и дифференцированное новейшее поднятие, строение поверхности северной части Центральной Азии более разнообразно. Обширная Джунгарская впадина и впадины, обрамляющие восточное окончание Тянь-Шаня, не отличаются по высоте от смежной части Туранской плиты, а днище Турфанской впадины даже опущено ниже уровня моря. Вместе с тем, большая часть северного региона возвышается над соседними территориями из-за обилия деформационных поднятий и высокого положения впадин Монголии.

Горные поднятия севера Центральной Азии разделяются на три группы:

• Первой группе принадлежат линейные поднятия, образованные антиклинальными выступами фундамента (складками основания) с продольными надвигами и взбросами на крыльях и разломами разного типа в приосевой части. Антиклинальная форма поднятий выражена сводообразным изгибом доорогенной поверхности выравнивания. Таковы зоны хребтов Тянь-Шаня, развивавшиеся в условиях поперечного сжатия [21, 42]. Кулисное расположение хребтов свидетельствует о левосдвиговом смещении вдоль горной системы.

Северная часть Центрального Тянь-Шаня образована системой протяженных линейных хребтов, поднятых над прилегающими с севера территориями более чем на 3.5 км и над урезом оз. Иссык-Куль – более чем на 2.5 км (рис. 5, профиль I). Ограничивающие с севера горную систему Алма-Атинский и Северо-Тяньшаньский разломы местами имеют фестончатый рисунок, дугообразно изгибаясь к северу. Более южная часть горной системы образована линейными дугообразно изогнутыми к югу узкими хребтами и межгорными впадинами, сопряженными с продольными взбросами и взбросо-сдвигами. Водоразделы повышаются к югу до 3.5–5.5 км в хребте Кокшаал, на восточном простирании которого находится горный узел Хан-Тенгри высотой до 7 км. Крутой уступ на южном склоне Кокшаала–Хан-Тенгри соответствует зоне листрического разлома, по которому Тянь-Шань надвинут на Таримский массив [63]. Южнее невысокие поднятия образованы принадвиговыми антиклиналями осадочного чехла [74].

Рис. 5.

Геоморфологические профили через горные системы Центральной Азии. Разломы (р.) и разломные зоны (р.з.) показаны по данным [3]. Профили проведены через: I – Центральный Тянь-Шань, II – западную часть Центрального Тянь-Шаня, III – Горный Алтай, IV – сочленение Горного Алтая и Монгольского Алтая, V – Западный Саян и Тыву до оз. Убсу-Нур, VI – Монгольский Алтай, VII – южную часть Хангайского нагорья и зону Хангайского разлома, VIII – северную часть Хангайского нагорья.

Центральный Тянь-Шань расширяется вблизи зоны Таласо-Ферганского правого сдвига. На северо-западе увеличивается площадь хребтов-антиклиналей. Вблизи разлома некоторые из них изогнуты вправо. Относительно небольшие миндалевидные впадины кулисно надстраивают друг друга или примыкают к зоне разлома. На юго-западе площадь впадин возрастает. Поверхности их днищ достигают высоты 3–3.5 км (см. рис. 5, профиль II).

• Перемещение пород по разломам привело к образованию горных глыбовых поднятий второй группы, тогда как складчатые изгибы поверхности фундамента, если и возникали, то имели подчиненное значение. Ко второй группе относятся Горный Алтай, Западный Саян и Восточный Саян, ряд поднятий, расположенных к северо-востоку от Монгольского Алтая. Сложный рисунок поднятий и впадин во многом подчиняется древней структуре. В новейшем поле напряжений происходят частичная активизация древних швов и движения по ним. Крупные впадины (Нарынская, Курайская, Чуйская) связаны с зонами Курайско-Чуйского, Саяно-Тувинского, Чингиз-Нарынского разломов. Борта впадин подняты относительно днищ впадин на 1000 м и более. Впадины втянуты в воздымание прилегающих территорий, их краевые части частично деформированы, а сопряженные поднятия надвинуты на отложения впадин.

Алтай обладает веерообразным структурным рисунком, раскрывающимся на северо-запад. Кинематика разломов и, соответственно, морфология связанных с ними новейших структурных форм зависят от их простирания. Взбросо-надвиги и правые взбросо-сдвиги субширотного и северо-западного простираний определяют положение поднятий хребтов и крупных тектонических депрессий, а вдоль взбросо-сдвигов местами протягиваются узкие грабенообразные впадины (см. рис. 5, профили III, IV). С субмеридиональными разломами связаны сбросовые уступы и грабены растяжения типа Телецкого озера.

Для Западного Саяна и расположенного южнее Тувинского нагорья характерны крупные Саяно-Минусинский, Саяно-Тувинский, Южно-Таннуольский разломы восток–северо-восточного простирания с левыми взбросо-сдвиговыми смещениями. На субширотных участках разломов взбросо-надвиговая компонента возрастает (см. рис. 5, профиль V). Разломы наклонены на север и северо-запад и обособляют наклоненные в тех же направлениях асимметричные блоки. В Тыве и соседней части Монголии эти разломы ограничивают с севера Тувинскую и Убсунурскую впадины. Саяно-Минусинский и Саяно-Тувинский разломы протягиваются на восток в Восточный Саян, где приобретают широтное простирание, характерное и для других крупных разломов региона. К их числу относится Байкало-Мондинская левосдвиговая зона со значительной вертикальной составляющей смещений. Вдоль зоны протягиваются узкие долины-грабены.

Зоны хребтов Монгольского и Гобийского Алтая совмещают морфологические черты, присущие Тянь-Шаню и Алтае-Саянской горной системе. Продольные взбросо-сдвиги, правые в Монгольском и левые в Гобийском Алтае, ограничивают и рассекают эти зоны. Вместе с тем, обе зоны в целом и отдельные хребты демонстрируют признаки поперечных складчатых изгибов предорогенной поверхности фундамента (складок основания тяньшанского типа). Вытянутый в север–северо-западном направлении Монгольский Алтай образует мега-антиклиналь, осложненную более мелкими поднятиями и впадинами (см. рис. 5, профиль VI). Монгольский и Гобийский Алтай сопряжены с мега-синклиналью того же порядка – Котловиной Больших озер.

Сочетание складчатого и глыбового горообразования обнаружено также в строении Саурского поднятия, расположенного между Зайсанской и Джунгарской впадинами. Индикатором его строения является положение предорогенной поверхности выравнивания, покрытой корой выветривания. В поперечном разрезе она описывает широкую дугу, осложненную новейшими разломами (рис. 6). Эта поверхность и кора выветривания вскрыты бурением в основании осевой части Зайсанской впадины на глубине 1575 м, южнее, у подножья хребта Сайкан – на глубине 250 м [13]. В поднятом крыле Северо-Сайканского взброса предорогенная поверхность поднимается по северному склону Сайкана под углом 45°. Далее она погружается в Кендырлыкской впадине, затем полого поднимается по северному склону Саура до 3840 м. На южном крутом склоне Саура, подорванном Саурским взбросо-сдвигом [33], она резко опускается до 2000 м и образует основание Кобукской наклонной впадины, погружаясь до 1200 м в ее южной части, где перекрыта маломощным неоген–четвертичным чехлом. Поверхность резко поднимается до вершинной части хребта Семистай и спускается по его пологому южному склону под Джунгарскую равнину, перекрытую новейшими отложениями. Разрез показывает новейшую складку, осложненную рамповыми впадинами.

Рис. 6.

Структурно-геоморфологический профиль А–А' через южную часть Зайсанской впадины, Сайкан-Саур-Семистайское поднятие и северную часть Джунгарской впадины (по данным [33], с дополнениями и изменениями). Обозначены: разломы ССк – Северосайканский, ЮСк – Южносайканский, СС – Северосаурский, МС – Манрак-Саурский, ЮС – Южносаурский, ССм – Северосемистайский, ЮСм – Южносемистайский; скважина: А – Аксыирская. 1–6 – кайнозойские отложения впадин: 1 – четвертичные, 2 – плиоценовые, 3 – миоценовые, 4 – эоцен–олигоценовые, 5 – палеоценовые, 6 – палеоценовая кора выветривания; 7 – пермские и триасовые отложения; 8 – палеозойское основание; 9 – новейшие взбросы и надвиги; 10 – мел–палеогеновая поверхность выравнивания; 11 – проекция на профиль Аксыирской параметрической скважины

Новейшие поднятия и впадины северной части Центральной Азии от складок основания тяньшанского типа до разделенных разломами глыбовых форм Алтае-Саянской горной системы геодинамически сходны. Кинематический анализ разломов, ограничивающих и нарушающих крупнейшие поднятия обеих групп, показал, что они возникли в условиях горизонтального сжатия. Их морфологические различия обусловлены различными свойствами деформируемой среды. Единство условий образования подчеркивается сходством строения межгорных впадин. Они, как правило, удлинены в близширотном направлении, и надвигание на их длинных бортах сопровождается деформацией осадочного чехла до вертикального залегания слоев на юге Зайсанской впадины [33] и их запрокидывания на северном фланге Тянь-Шаня [32], северных бортах Тогуз-Тороуской впадины Тянь-Шаня [42] и Чуйской впадины Алтая [10]. На участке Джаламыш северного фланга Тянь-Шаня, на южном борту Зайсанской впадины и северном борту Чуйской впадины Алтая складки и надвиги в олигоценовых и неогеновых слоях несогласно перекрыты слабее деформированными четвертичными отложениями. Это доказывает, что деформация позднекайнозойских отложений происходила в условиях сжатия не только в четвертичное время усиления поднятий, но и на более ранних стадиях новейшего этапа.

• От первой и второй групп неотектонических форм отличается поднятие третьей группы – Хангайское нагорье. Оно образует в макро-рельефе меридионально удлиненный свод, разделенный широтной депрессией между Хангайским и оперяющим его Цэцэрлэгским разломами на северную и более поднятую (до 4 км) южную части (см. рис. 4, профиль 4). Южная часть свода (Хангарский хребет) слабо вытянута в северо-западном направлении. Юго-западный склон круче северо-восточного. Поверхность слабо деформирована, и ее расчлененность не превышает 500 м. Северная граница южной части свода выражена уступом, по которому поверхность понижается на 500–750 м (см. рис. 5, профиль VII). Северная часть свода, в пределах которой выделяются Тарвагатайский и Булнайский хребты, продолжается до южной Тывы. Склон свода нарушен грабенами-впадинами растяжения – Хубсугул, Дархат и Бусийнгол, примыкающими с юга к Байкало-Мондинской зоне разломов (см. рис. 5, профиль VIII). С Хангайским сводом сходен расположенный восточнее Хэнтэйский свод, меньший по размерам и высоте (см. рис. 4, профиль 10).

Определение скоростных характеристик

Предварительные данные по строению верхней мантии Центральной Азии были получены на основе сейсмотомографических данных глобальной сети [30, 48, 58, 69], По ним были построены два разреза, где показаны отклонения V_p и V_s от средних значений в процентах. На разрезах выявлено пододвигание Индийской платформы под Гималаи и юг Тибета и присутствие низкоскоростной мантии под Тибетом.

На основе объемной модели вариаций скоростей продольных (Р) волн MIT-P08 (по [62]) нами были построены 12 сейсмотомографических разрезов мантии. Модель представляет отклонения скоростей Р-волн от среднего значения (dV_p), заданные в процентах. При ее расчете использовались времена вступлений различных фаз преломленных волн на различных частотах с коррекцией за рельеф суши и дна акваторий. Модель MIT-P08 имеет переменную детальность, зависящую от плотности приемных станций и сейсмических событий, и содержит улучшенное отображение верхней мантии сейсмически активных поясов, в том числе, исследуемого региона. Построенные разрезы продольны или поперечны к тектоническим зонам региона (рис. 7). В его пределах они совпадают с рассмотренными выше геоморфологическими профилями и имеют те же номера. Построены также ответвления 1а и 6а разрезов 1 и 6 (см. рис. 7). Использован программный модуль со-автора С.Ю. Соколова, с помощью которого, в отличие от стандартных программных средств, разрезы строились вдоль заданных произвольных профилей, состоящих из цепочек координатных пар, не лежащих на линии большого круга.

Рис. 7.

Положение сейсмотомографических разрезов dV_p верхней мантии в регионе Центральной Азии, совмещенных с геоморфологическими профилями (построены по сейсмотомографической модели MIT-P08, по [62]).

Структурные обрамления Центральной Азии

В литосфере северной части Индийской платформы скорости сейсмических волн повышены на глубинах до 50–75 км. В нижележащей мантии скорости понижены до глубин 750–800 км (рис. 8 и рис. 9). Перед фронтом Гималаев мощность верхнего высокоскоростного слоя возрастает до 300 км (рис. 10, разрез 4, см. рис. 9, разрез 2).

Рис. 8.

Субмеридиональные сейсмотомографические разрезы через Памиро-Пенджабский синтаксис и восточную часть Туранской плиты: 1: от Индийской платформы через Западные Гималаи, Каракорум, Восточный Памир, Центральный Тянь-Шань и восточную часть Туранской платформы до юга Западной Сибири; 1а: через западное окончание Гималаев, Гиндукуш, Памир, Западный Тянь-Шань и Туранскую платформу.

Рис. 9.

Субмеридиональные сейсмотомографические разрезы через западную и центральную части Центральной Азии: 2 – от Индийской платформы через Гималаи, Западный Тибет, Тарим, Центральный Тянь-Шань, Джунгарский Алатау и Горный Алтай до юга Западной Сибири; 3 – от Индийской платформы через Гималаи, Тибет, Восточный Тянь-Шань, Монгольский Алтай и Западные Саяны до юга Западной Сибири.

Рис. 10.

Субмеридиональные сейсмотомографические разрезы через восточную часть Центральной Азии и при-Тихоокеанское обрамление: 4 – от Мьянмы через Ассамские Гималаи, Восточный Тибет, Цилианшань, Гобийский Алтай, Хангайское нагорье и Восточные Саяны до Сибирской платформы; 5 – от Южно-Китайского моря через Южно-Китайские каледониды, Южно-Китайскую и Северо-Китайскую платформы и Забайкалье до Сибирской платформы.

На юге западного обрамления Центральной Азии подошва верхнего высокоскоростного слоя, расположенная в смежной части Туранской плиты на глубине 150–200 км, погружается до 250 км в южной части Афгано-Таджикской депрессии и достигает глубин 550–600 км в области Гиндукушского мегаочага промежуточных землетрясений (рис. 11, разрез 6а). Ниже выделяется низкоскоростной слой, который под Афгано-Таджикской депрессией охватывает глубины 250–750 км с минимумом на уровне ~500 км и сокращается до интервала глубин 600–800 км под Гиндукушским мегаочагом.

Рис. 11.

Субширотные сейсмотомографические разрезы через южную часть Центральной Азии: 6 – от юга Туранской платформы через Афгано-Таджикскую депрессию, Памир и Тибет до Южно-Китайской платформы; 6а – через Банди-Туркестан, Западный Гиндукуш и Каракорум до Западного Тибета.

В плитной части эпипалеозойской Туранской платформы, верхний высокоскоростной слой продолжается до глубин 200–250 км, а на глубинах 250–750 км скорости понижены (см. рис. 11, разрез 6). Этот низкоскоростной слой расширяется к северу на всю верхнюю мантию (рис. 12, разрез 7), но к востоку верхний высокоскоростной слой распространяется до 500 км в Илийской впадине и 600 км в Южном Прибалхашье (см. рис. 12, разрез 8). Под оз. Балхаш скорости понижаются на глубинах 150–400 км. Под Казахским щитом скорости более или менее повышены в верхней мантии до глубин 500–600 км (рис. 13, разрез 9, см. рис. 8, см. рис. 12, разрез 8).

Рис. 12.

Субширотные сейсмотомографические разрезы через срединную часть Центральной Азии: 7 – от Туранской платформы через Западный Тянь-Шань, Ферганскую впадину, Тарим, Восточный Тянь-Шань и Бэйшань до Большого Хингана; 8 – от Казахского щита через Джунгарский Алатау, Джунгарскую впадину и Гобийский Алтай до Большого Хингана.

Рис. 13.

Субширотные сейсмотомографические разрезы через северную часть Центральной Азии: 9 – от Казахского щита через Саур, Монгольский Алтай, Хангайское и Хэнтэйское нагорья до Большого Хингана; 10 – от юга Западной Сибири через Горный Алтай, Хангайское и Хэнтэйское нагорья до Большого Хингана.

Верхнюю мантию юга Западной Сибири отличают высокие скорости сейсмических волн на глубинах до 600 км (см. рис. 8, см. рис. 9, разрез 2, см. рис. 13, разрез 10). Восточнее, на границе с Западным Саяном, этот высокоскоростной слой распространяется до 700 км и перекрыт умеренно низкоскоростным слоем мощностью до 200 км (см. рис. 9, разрез 3). На границе с Восточным Саяном высокоскоростная верхняя мантия Сибирской платформы прослеживается до глубины 1100 км (см. рис. 10, разрез 4).

Южно-Китайская платформа под Сычуанской впадиной и невысокими поднятиями сразу к востоку от нее характеризуется высокоскоростной мантией на глубинах до 400 км (см. рис. 11). Каледониды, расположенные южнее Южно-Китайской платформы, отличаются низкоскоростной мантией на глубинах от 50–100 до 450 км, причем скорости наиболее понижены глубже 250 км (см. рис. 10, разрез 5). Под Северо-Китайской платформой доминирует высокоскоростная верхняя мантия, но в районе г. Пекина до глубины 500 км выделяется объем с пониженными скоростями сейсмических волн.

Восточнее горных сооружений Тянь-Шаня и Бэйшаня верхняя мантия характеризуется пониженными значениями скоростей сейсмических волн (см. рис. 12, разрез 7). Восточнее Гобийского Алтая и Хангайского нагорья граница Центральной Азии выражена меридиональной зоной повышенных скоростей сейсмических волн, которая прослеживается на глубину до 700 км и южнее оз. Байкал наклонена на восток (см. рис. 12, разрез 8, см. рис. 13). Восточнее высокоскоростной зоны область пониженных значений скоростей под Хэнтэйским сводом и его южным обрамлением распространяется вглубь до 700–750 км и на глубине ~800 км, вероятно, соединяется с более обширным низкоскоростным объемом под Хангайским сводом и Гобийским Алтаем (см. рис. 12, разрез 8, см. рис. 13, разрез 9). Под Большим Хинганом, сейсмические скорости в мантии повышены на глубинах до 400–600 км; значения скоростей и глубина их распространения возрастают далее к востоку (см. рис. 10, разрез 5, см. рис. 12, см. рис. 13).

Подтверждены результаты более ранних исследований [14, 25, 27, 75, 78], что Байкальская рифтовая зона отделяет высокоскоростную верхнюю мантию Сибирской платформы от низкоскоростной мантии Забайкалья, и этот низкоскоростной слой, погружаясь, продолжается в сторону Японского моря. Верхние 150 км мантии Забайкалья характеризуются пониженными скоростями сейсмических волн. Этот слой, возможно, соединен каналом с более обширным низкоскоростным слоем на глубинах 450–800 км, который погружается на восток и под Зейской впадиной охватывает глубины 950–1400 км (рис. 14, разрез 11). Севернее, под Становым хребтом и Алданским щитом скорости в мантии повышены, выделяется небольшой объем пониженных сейсмических скоростей южнее Станового хребта на глубинах 50–200 км (см. рис. 14, разрез 12). Слабее выражен низкоскоростной слой, погружающийся к юго-востоку от 450–700 км до 750–900 км и продолжающий аналогичный слой разреза 11 (см. рис. 14). По этому слою, ограниченному с севера и юга объемами высокоскоростной мантии, низкоскоростной мантийный материал проник в Забайкалье.

Рис. 14.

Субширотные сейсмотомографические разрезы через Байкальскую рифтовую зону и Становое нагорье: 11 – от Сибирской платформы через Байкал и Забайкалье до Зейской впадины; 12 – от Сибирской платформы через Становой хребет до его южных предгорий.

Внутренние области Центральной Азии

Высочайшие горные сооружения региона – Памир, Гиндукуш, Каракорум, Западный Куньлунь и Тибет кроме его восточного окончания – отличаются резко пониженными скоростями сейсмических волн в литосфере выше 100 км. В пределах Памиро-Пенджабского синтаксиса высокоскоростной слой на глубинах от 100 до 250–300 км погружается под указанный низкоскоростной слой в южных предгорьях Западных Гималаев и протягивается до Внешней зоны Памира (см. рис. 8, разрез 1). Этот слой продолжает верхний высокоскоростной слой Индийской платформы и соединяется на севере с высокоскоростным объемом, который от южного горного обрамления Ферганской впадины погружается на юг до 1100 км. Под западным окончанием Гималаев мощность слоя сокращается до интервала глубин 200–250 км (см. рис. 8, разрез 1а).

Восточнее (см. рис. 9, разрез 2) высокоскоростной слой Индийской платформы, охватывающий верхние 70 км, утолщается в предгорьях Гималаев и распространяется под Гималаи и Западный Тибет до границы с Куньлунем. Подошва высокоскоростного слоя находится на глубине 400 км и достигает 450 км под Тибетом. Далее к востоку этот слой погружается под углом ~30° от 70–100 до 300–350 км под Гималаями и 600 км под блоком Лхаса Тибета (см. рис. 9, разрез 3). Под Ассамскими Гималаями, высокоскоростной объем охватывает глубины 100–350 км и не продолжается далеко на север (см. рис. 10, разрез 4). Ниже высокоскоростного слоя на разрезах 1–3 выделяется относительно низкоскоростной слой, продолжающийся до 700–800 км под Индийской платформой. В Памиро-Пенджабском синтаксисе слой выклинивается, а под Гималаями и Южным Тибетом утоняется, расширяясь под западом Тибета до интервала глубин 400–700 км.

Под остальной территорией Тибета верхняя мантия характеризуется существенно пониженными скоростями сейсмических волн на всю глубину до 700–800 км с небольшими объемами, где скорость повышается до средних значений (см. рис. 9, разрез 3, см. рис. 10, разрез 4, см. рис. 11, разрез 6). Ниже область пониженных скоростей сужается в виде воронки, достигающей глубины 1600 км под центром Тибета. Под горами Цайдама и Цилианшаня слабо пониженные скорости отмечены на глубинах до 200 км. Ниже, до 500–600 км, находится объем мантии с повышенными скоростями, а под ним до глубин 700–800 км скорости слабо понижены (см. рис. 10, разрез 4).

Под западной частью Таримской впадины слабо повышенные и повышенные значения сейсмических скоростей установлены на глубинах до 150–200 км, а ниже, до 650–750 км, скорости понижены (см. рис. 9, разрез 2, см. рис. 12, разрез 7). Под восточную часть впадины до глубины ~1000 км продолжается со стороны Тибета относительно низкоскоростная мантия, внутри которой на глубинах 350–500 км выделяется объем со слабо повышенными значениями скоростей (см. рис. 9, разрез 3).

В Западном Тянь-Шане выделяется объем мантии с повышенными значениями сейсмических скоростей, который погружается на юго-восток от 150–250 км под северо-западным обрамлением Ферганской впадины до 300–450 км под самой впадиной (см. рис. 8, разрез 1а, см. рис. 12, разрез 7). Под Центральным Тянь-Шанем верхи мантии характеризуются пониженными сейсмическими скоростями на глубинах до 200–400 км. Под этот слой от северного фланга Тянь-Шаня погружается до глубин 450–500 км клин высокоскоростной мантии (см. рис. 8, разрез 1, см. рис. 9, разрез 2). Выявлено также погружение высокоскоростной мантии Тарима под западную часть Центрального Тянь-Шаня на глубинах 100–200 км (см. рис. 12, разрез 7). Восточный (китайский) Тянь-Шань характеризуется слабо пониженными значениями скоростей до ~400 км. На глубинах 450–700 км выделяется высокоскоростной объем, наклоненный на юг (см. рис. 9, разрез 3). Вероятно, он соответствует клину высокоскоростной мантии под более западными частями Тянь-Шаня. Расположенный ниже слой слабо пониженных скоростей продолжается до глубины ~1000 км. Далее к востоку, под Бэйшанем, низкие значения скоростей характерны для верхних 400 км мантии, а ниже до 900 км преобладают слабо пониженные скорости (см. рис. 12, разрез 7). Эта низкоскоростная область верхней мантии обособлена от низкоскоростной мантии Восточного Тибета объемом со слабо повышенными значениями скоростей на глубинах до 500–600 км под Цайдамом, Цилианшанем и восточным продолжением Таримской впадины, однако ниже связь между двумя низкоскоростными областями возможна (см. рис. 10, разрез 4).

Под Джунгарским Алатау средние и слабо повышенные скорости сейсмических волн характеризуют глубины 100–400 км, тогда как ниже, на глубинах 500–800 км, скорости слабо понижены (см. рис. 9, разрез 2). Под Сауром высокие скорости установлены на глубинах до 450 км, а ниже, до 700 км, скорости слабо понижены (см. рис. 13, разрез 9). Под наиболее опущенной западной частью Джунгарской впадины сейсмические скорости повышены на глубинах до ~500 км (см. рис. 12, разрез 8). Под относительно поднятым восточным краем впадины на тех же глубинах доминируют слабо пониженные скорости.

Под Горным Алтаем и его северными предгорьями сейсмические скорости повышены до глубины 600 км, а ниже имеют средние значения (см. рис. 9, разрез 2, см. рис. 13, разрез 10). Под Западным Саяном и Монгольским Алтаем скорости слабо понижены на глубинах до 450–500 км (см. рис. 9, разрез 3). Под северо-восточными предгорьями Монгольского Алтая и котловиной Больших Озер слабо пониженные значения скоростей выявлены на глубинах до 300 км, а ниже, до 750 км, скорости повышены. Юго-восточнее под котловиной Больших Озер скорости понижаются, наиболее низкие значения установлены на глубинах 150–400 км (см. рис. 13, разрез 9). На юго-востоке Монгольского Алтая слабо пониженные скорости сменяются пониженными под котловиной Больших Озер, подошва слоя с пониженными скоростями погружается к северо-востоку от 250 до 450 км (см. рис. 12, разрез 8). Под Гобийским Алтаем низкие скорости выявлены на глубинах до 400–450 км (см. рис. 10, разрез 4). Область пониженных скоростей распространяется до глубины 1000 км, постепенно сокращаясь. Восточнее на глубинах 850–1000 км скорости слабо понижены (см. рис. 12, разрез 8).

Под Хангайским нагорьем скорости сейсмических волн существенно понижены до глубин 480 км на юге и 400 км на севере, причем особенно низкие значения скоростей установлены посередине слоя (см. рис. 13). На севере низкоскоростной слой достигает Тывы. Под зоной Хангайского разлома скорости несколько возрастают, сохраняя пониженные значения. Низкоскоростной слой под южной частью нагорья продолжается на юг до Гобийского Алтая. Под самим нагорьем область пониженных скоростей, сокращаясь в размерах, прослеживается до глубины ~800 км, а слабо пониженных скоростей – до 1250 км. Под Восточным Саяном слабо пониженные скорости до 400 км сменяются средними значениями скоростей на больших глубинах (см. рис. 10, разрез 4).