Одним из самых значительных орогенных поясов на Земле является Альпийско-Гималайский, который был образован в результате последовательного перемещения континентальных блоков с юга на север через бассейн океана Неотетис [Seton et al., 2012]. Территория Ирана является одним из лучших в мире примеров областей недавнего столкновения континентов, где располагаются активные разломы и эпицентры землетрясений [Fattahi et al., 2010]. Столкновение плит сопровождалось деформацией континентальной коры на огромном пространстве (3 млн км²) от Эгейского моря, через Кавказ, Копет-Даг и Иран до Персидского залива, которое стало одной из крупнейших зон конвергенции литосферных плит на Земле [Allen et al., 2004].

Центрально-Иранский микроконтинент – один из основных тектонических элементов Ирана – ограничен с севера хребтами Эльбурс и Копет-Даг, с запада и юга – хребтами Загрос и Макран, с востока – Восточно-Иранским хребтом (рис. 1). Центрально-Иранский микроконтинент представляет собой коллаж нескольких докембрийских фрагментов Гондваны и включает блоки Лут, Табас, Пошт-э-Бадам и Язд. Эти блоки разделены системой пересекающихся разломов регионального масштаба: субмеридиональными правосторонними и субширотными левосторонними сдвигами [Berberian, King, 1981; Javadi et al., 2013]. Некоторые исследователи [Kaz’min et al., 2010] рассматривают Центрально-Иранский микроконтинент и Лутский массив в качестве самостоятельных блоков, что обусловлено наличием офиолитовой зоны, протягивающейся от южного склона Восточного Эльбурса и свидетельствующей о существовании между ними в мелу бассейна с (суб)океанической корой.

Почти все разрывные нарушения Центрального Ирана сейсмически весьма активны, но по большей части активные тектонические движения в Центральном Иране происходят по разломам регионального масштаба [Wellman, 1966; Tchalenko, Ambraseys, 1970; Tchalenko, Berberian, 1975; Mohajer-Ashjai et al., 1975; Hessami, Jamali, 1996; Berberian, Yeats, 2001; Trifonov et al., 2002; Moghimi, 2009]. Центрально-Иранский массив ограничен разломами: Доруне (к северу от Центрального Ирана), Нехбандан (восточнее блока Лут), системами разломов Кух Банан, Махан-Джорджафк, Рафсанджан-Раян (к востоку от Кермана), Наин-Бафт и Шахр-и-Бабак (юго-запад Центрального Ирана) и Нейбанд (к западу от блока Лут) (рис. 1).

Территория исследования расположена в западном сегменте Центрально-Иранского блока, в зоне распространения офиолитового меланжа в пределах района Наин (рис. 1, 2). Выходы офиолитов в этом районе смещены относительно друг друга по системе сдвигов Наин и Даррех Дех. Геоморфологические наблюдения (новейшие поднятия) показывают активность этих разломов в четвертичном периоде. Работами предшественников по изучению геологии района Наин (рис. 2) выявлены тектонические структуры, свидетельствующие о правосторонней кинематике движения горных масс Центрального Ирана, а также установлено происхождение метаморфизованных мантийных перидотитов за счет тектонической переработки офиолитовых комплексов Наин [Shirdashtzadeh et al., 2010]. Структурные же исследования и анализ активных деформаций системы разломов Наин до сих пор не проводились: структурное картирование разлома Наин, идентификация и геометрический анализ структурного парагенеза разломов Наин и Даррех Дех осуществлены впервые.

Широко распространенный на территории района Наин офиолитовый меланж является реликтом океана Неотетис [Kopp, 1997; Gansser, 1955; Gansser, Huber, 1962]. Этот меланж сформировался в позднемеловую эпоху при обдукции на континентальное основание Центрально-Иранского микроконтинента. Площадь распространения офиолитового меланжа на изучаемой территории около 600 км². Граница офиолитов в районе Наин определяется дугообразным изгибом в области сочленения разломов Наин-Бафт и Доруне и имеет простирание с северо-запада на юго-восток (см. рис. 1). Меланж окружен осадочными породами на востоке и вулканическими породами на западе. Он представлен рассланцованным, тектонизированным и серпентинизированным перидотитом, прорванным дайками крупнозернистых габбро-пегматитов, расслоенных габбро, долеритов, а также подушечными базальтами. Меланж состоит из тектонической смеси магматических, метаморфических и осадочных пород. Магматические породы представлены гарцбургитами, лерцолитами, дунитами и их серпентинизированными разновидностями. Коровые плутонические и вулканические породы включают габбро, диориты, гранодиориты, дайки долеритов, подушечные лавы, андезибазальты, андезиты и более кислые породы, такие как тоналиты, трондьемиты и аплиты. Также имеются разнообразные метаморфические породы, включая амфиболиты (метаморфизованные основные породы), сланцы, скарны, мраморы, родингиты и листвениты. Связанные с офиолитами осадочные породы включают пелагические известняки, кремнистые сланцы и радиоляриты (рис. 2).

При проведении работ авторами были использованы космические изображения Sentinel 2, которые являются бесплатными и доступными на сайте Геологической службы США (https://earthexplorer.usgs.gov). Геологической основой для анализа космических материалов послужили геологические карты районов Наин и Ашин в масштабе 1:100000 [Mahabadi, Foudazi, 2004]. Одним из авторов данной работы, С. Бейги, были выполнены структурные полевые исследования разломов Наин и Даррех Дех с целью последующего проведения структурного анализа этой области. Кинематика разломов определялась стандартными методами для зон хрупкого сдвига [Petit, 1987]. Обработка данных была выполнена с использованием программ ENVI 5.1 и ArcGis 10.2. Анализ простирания и кинематики разломов проводился с помощью программы Daisy 5.38.

В Центральном Иране существует несколько доминирующих направлений простирания тектонических структур, обусловленных распределением крупных и второстепенных разломов. Основные направления простирания разломов – северо-западное, северо-восточное и субмеридиональное (рис. 2). Эти разломы рассекают и смещают офиолитовые комплексы и магматические породы, а на отдельных участках также плиоценовые и четвертичные осадочные породы. Разлом Наин-Бафт является главной структурой на западной окраине Центрального Ирана. Разлом имеет север-северо-западное простирание, длину около 430 км. Он трассируется с северо-запада от г. Наин в сторону г. Бафта на юге, а затем соединяется с Загросским главным надвигом (см. рис. 1). Разломы Наин и Даррех Дех расположены в северной оконечности зоны разлома Наин-Бафт и являются составной частью сложной картины региональной деформации, включающей сокращение земной коры, горизонтальный поворот блоков и локальное поднятие на западной окраине Центрального Ирана.

Разлом Наин имеет север-северо-западное простирание, длину 60 км и образует западную границу офиолитового меланжа в районе Наин (рис. 2). Этот разлом является активным, подтверждением чему служат зарегистрированные сейсмические явления, в том числе во многих местах четвертичных отложений. Вдоль зоны разлома Наин в меловых офиолитовых меланжах и эоценовых магматических породах были сделаны замеры ориентировки плоскостей и борозд скольжения (85 замеров) (рис. 2, рис. 3, а, б).

Стереографические проекции и полимодальное распределение простирания разломов по Гауссу показывают, что они образуют две доминирующие группы: 1) разломы северо-западного простирания (114°, 316°), 2) разломы субмеридионального простирания (183°, 351°) (рис. 3, a, б). По углу склонения борозд скольжения они подразделяются на четыре группы: (а) с правосторонним и (б) левосторонним сдвиговым склонением борозд скольжения (угол склонения 0–27°), (в) со сбросовым и (г) взбросовым склонением борозд скольжения (угол склонения 60–100°) (рис. 3, в). Основная группа данных указывает на правостороннее сдвиговое и взбросовое смещение по разлому Наин (рис. 3, г). На рис. 4, a, показаны полевые данные в точке наблюдения 6, демонстрирующие зону разлома с простиранием 288° и падением 57° на северо-восток. На плоскости сместителя разлома по бороздам скольжения были определены правостороннее сдвиговое и взбросовое смещение (рис. 4, а). Также в центральной части района в ходе полевых наблюдений было задокументировано смещение офиолитов по разлому Наин, а также по расположению сколов Риделя определена его правосторонняя сдвиговая кинематика (рис. 4, б).

Разлом Даррех Дех является ответвлением главного разлома Наин-Бафт, протягивающимся вдоль восточной границы выходов офиолитов.

На рис. 5 показаны стереографические проекции (63 замера), ориентировки трещин и разломов, ассоциирующих с разломом Даррех Дех, протягивающимся через эоценовые вулканические и плутонические породы и меловые офиолиты. На основе статистики полимодального распределения Гаусса установлено, что разломы можно разделить на две группы в зависимости от их простирания: разломы северо-западного простирания (130°, 310°) и разломы северо-восточного простирания (65°, 250°) (рис. 5, а, б). В то же время анализ частоты встречаемости угла склонения борозд скольжения позволяет выделить четыре основные кинематические группы: правостороннее и левостороннее сдвиговое склонение борозд скольжения (угол склонения борозд скольжения 0–10°), сбросовое и взбросовое склонение борозд скольжения (70–80°) (рис. 5, в). Группа разломов Даррех Дех демонстрирует субвертикальное положение структур. Частотный анализ показывает падение разломов под углом 69 и 79° (рис. 5, г).

Полевые данные и интерпретация спутниковых снимков показывают, что в восточной части района имеется множество разломов северо-западного простирания со взбросовой кинематикой (рис. 6, а, б). При активизации этих разломов офиолиты сместились к северо-востоку в сторону поля осадочных толщ эоцен-олигоценового возраста. Следовательно, согласно собранной авторами информации, система разломов Даррех Дех демонстрирует преобладающую взбросовую составляющую и меньшую сдвиговую составляющую по сравнению с системой разломов Наин.

Конвергенция Иранского блока и Аравийской плиты происходила в позднем палеоцене в северо-восточном направлении. Внутриокеанские островные дуги океанов Неотетис и Наин-Бафт были обнаружены на северо-восточной окраине северной части Аравии в виде позднемеловых офиолитов [Ghasemi, Talbot, 2006]. После обдукции офиолита Наин в результате более поздней конвергенции и орогенных движений в позднем олигоцене – миоцене все древние образования были деформированы. Внутри надвигов, перекрывающих брекчии разломов, сформировались покровные структуры разного масштаба, породы сильно смяты и расслоены. До миоцена Аравийская плита контактировала с Иранским литосферным блоком по главному надвигу Загрос. Согласно реконструкциям [McQuarrie et al., 2003], основанным на расчетах относительных движений плит и сокращения земной коры, направление конвергенции Аравия – Евразия изменилось с северо-востока на север и под углом к орогенному поясу Загрос примерно 19 млн лет назад в раннем миоцене. Во время смены направления конвергенции инициировались сдвиговые движения, а взбросы и надвиги сменялись косыми правосторонними взбросо-сдвигами. В изученном районе современные активные тектонические движения включают правосторонний сдвиг по разломам север-северо-западного простирания, а также надвиги и сопутствующую им складчатость. Активность правосторонних сдвигов в плиоцен-четвертичное время устанавливается по деформациям пород и рыхлых осадков. Во время сдвиговых деформаций некоторые ранние разломы, имевшие во время предыдущего геотектонического события взбросовые или надвиговые смещения, изменили свою кинематику на взбросо-сдвиговую или сдвиговую.

Активность зоны главного разлома Наин-Бафт упоминалась в некоторых предыдущих исследованиях. В работе [Allen et al., 2011] разлом Наин-Бафт определен как правосторонний сдвиг. Новый детальный структурный анализ вдоль зоны разломов Наин и Даррех Дех, выполненный авторами данной статьи, свидетельствует о наличии крутого разлома с хорошо заметной правосторонней сдвиговой компонентой, который прежде имел заметную компоненту взбросового характера. Авторами также зафиксированы как взбросовые, так и правосторонние сдвиговые структуры (см. рис. 4; рис. 6). Эти данные показывают, что структуры, связанные с правосторонними смещениями, как правило, воздействуют на все предшествующие элементы, в том числе сокращая роль взбросовых структур. Все вышесказанное свидетельствует об изменении направления конвергенции в пределах структуры западного борта Центрально-Иранского массива.

Офиолиты района Наин представлены в настоящее время «цветным меланжем», который является реликтом океана Неотетис [Gansser, 1955; Gansser, Huber, 1962]. Они расположены в западном сегменте микроконтинента Центральный Иран на пересечении двух систем разломов регионального масштаба, которые были периодически активными с мелового периода и до наших дней. На основании полевых наблюдений и анализа космических снимков установлено, что сдвиговые комплексы района Наин образуют сложную разломную сеть, которая формировалась в течение двух этапов: раннего (поздний мел – миоцен) и позднего (плиоцен – настоящее время).

Структурный анализ показал, что разрывные нарушения образуют сложную сеть, развитие которой прошло две стадии: 1) формирования надвигов в позднемеловую эпоху и 2) реактивации надвигов в правосторонние взбросо-сдвиги в результате транспрессивных движений в позднем миоцене. Разломы Наин и Даррех Дех активны в настоящее время и имеют правостороннее сдвиговое смещение с взбросовой составляющей (рис. 7). В результате в зоне разломов наблюдается интерференция двух структурных планов: взбросового и правостороннего сдвигового. По разломам происходит смещение как пород офиолитового комплекса, так и более молодых пород, включая четвертичные отложения.

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final manuscript.

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.