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 ОСР для 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., 2015¹].

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 3.24. Схема площадных зон: 1 – Одесско-Синопская;3 – Южнобережная, 4 – Южно-Таманская; 5 – Анапская; 6 – Молбайская, 10 –Центрально-Крымская, 11 – Южно-Азовский, 7,13 – Феодосийско-Бакальская, 15 – Индольская, 18 – Донузлавско-Геническая.

Локализованные в Равнинном Крыму (к северу от Центрально- Крымского разлома) разломные структуры, идентифицируемые как зоны ВОЗ, характеризуются близким набором признаков, позволяющих определить их положение и пространственные параметры. Здесь выделены Донузлавско-Геническая, Феодосийско-Бакальская и Индольская зоны (рис. 3.24).

Донузлавско-Геническая зона является наиболее выраженным проявлением (в структуре основания и платформенного чехла) зоны сочленения Восточно-Европейской платформы и Скифской плиты. Ее положение приблизительно соответствует зоне раннеальпийского (поздний альб-сеноман) раздвига земной коры, вдоль которого сформировалась палеорифтовая структура (Одесско-Джанкойский палеорифт по [Соллогуб, 1982 и др.]) с интенсивными проявлениями вдоль нее андезитового вулканизма [Плахотный и др., 1971]. Положение погребенных конусоподобных вулканических аппаратов отчетливо устанавливается по характеру магнитного поля (рис. 2.18) в виде цепочки кольцевидных аномалий, протягивающейся от г. Джанкой в западно-юго-западном направлении в Каркинитский залив. К западу от исследуемой территории эта зона разграничивает Новоселовское поднятие и область Каркинитско-Северокрымского прогиба в виде крутого, тектонически обусловленного погружения складчатого основания. Восточный фланг Донузлавско-Генической зоны прослеживается по линейному характеру аномальных значений градиентов скоростей осадконакопления платформенного чехла (рис. 2.30). К этой зоне тяготеют редкие слабые землетрясения Равнинного Крыма. По-видимому, к ней же (точнее – к узлам ее пересечений с разломами Приазовского массива Украинского щита) приурочены некоторые землетрясения, локализованные вдоль северного побережья Азовского моря.

Феодосийско-Бакальская зона унаследована с герцинского времени, выполняя роль северо-восточного ограничения выступов Центрально-Крымского поднятия основания Скифской платформы. К северо-востоку от нее происходит резкое увеличение мощностей большей части литолого-стратиграфических комплексов платформенного чехла. Особенно отчетливо это проявляется на юго-восточном фланге зоны – в районе г. Феодосия. Положение Феодосийско-Бакальской зоны в пределах Равнинного Крыма отчетливо трассируется цепочкой аномалий гравитационного поля ∆g (рис. 2.16). Почти на всем ее протяжении зоне соответствует полоса аномальных значений градиентов скоростей осадконакопления платформенного чехла (рис. 2.30). В неотектоническом структурном плане Феодосийско-Бакальская зона выражена как граница, разделяющая области денудационного сноса и аккумулятивного накопления новейших осадков (рис. 2.19, 2.20). Ее рельефообразующая роль отчетливо проявляется и в характере современней дневной поверхности: к юго-западу от зоны рельеф имеет холмистый вид, в то время как территория, расположенная к северо-востоку от нее – это низменная равнина (рис. 2.1).

Зона Индольского разлома была заложена в байкальскую тектоническую эпоху. В это время она выполняла функцию юго-восточного борта глубокого байкальского прогиба (рис 2.12), а в последующие периоды – служила структурным ограничением байкальских выступов основания Скифской платформы (рис. 2.14). Это нашло отражение в особенностях гравитационного поля, где она отчетливо трассируется в виде аномалий и высокоградиентных зон ∆g (рис. 2.16). В мозаике неотектонических и современных структур зона Индольского разлома проявиась весьма слабо на фоне других активизированных структур. Тем не менее, учитывая, что это – зона глубинного долгоживущего разлома, разграничивающая сегменты земной коры с различными физико-механическими свойствами, зона Индольского разлома отнесена к разряду потенциальных зон ВОЗ.

Рисунок 3.25. Схема линейныйх зон ВОЗ: 1 Одесско-Синопская; 2 Южнобережная; 3 Правдинский; 4 Южно-Азовский; 5 Горностаевский; 6 Заподная азломно-флексурная зона; 7 Чернореченского; 8 Бельбекско-Качинская; 9 Молбайская; 10 Феодосийско-Бакальская; 11 Новоросийская; 12 Ахтырская; 13 Анапская; 14 Таманская; 15 Линеамент №3 модели зон ВОЗ-2016; 16 Салгиро-Октябрьская; 17 Крымский; 18 Южно-Таманская.

Геометрия линейных зон ВОЗ (рис.3.25) соответствуют схемам активных разломов на рисунках рис. 2.4, 2.28, 2.31. Линеаменты Керченского и Таманского полуостровов и не оказывают особого влияния сейсмичность коридора проектируемой автодороги. Тем не менее, для корректной параметризации зон ВОЗ в рамках методики ОСР-97, необходимо учитывать геометрию и сейсмическую активность всех региональных зон ВОЗ. Поэтому в итоговую модель зон ВОЗ, были включены площадные и линейные зоны для всей территории Крыма и Таманского полуострова.

На рис. 3.26 показано пространственного положения элементов модели зон ВОЗ и региональной сейсмичности (красные точки – гипоцентры землетрясений).

Рисунок 2.26. Сопоставление пространственного положения элементов модели зон ВОЗ и региональной сейсмичности.