Оценки сокращения земной коры при горообразовании на примере Памиро-Тяньшаньского и Алтае-Монгольского региона

Ф. Л. Яковлев, С. Л. Юнга

Объединенный институт физики Земли РАН

Содержание

Аннотация

Введение

Проблема сокращения земной коры при горообразовании является одной из наиболее сложных, поскольку история геологического развития структур в подвижных поясах часто только условно может быть разделена на этапы, отличающиеся типом и величиной деформаций. Кроме того, существует несколько методов определения величины сокращения, которые заметно отличаются по характеру используемого исходного материала. Это следует учитывать при геодинамическом анализе разнородных данных, получаемых исследователями, что не всегда является простой задачей. Так, например, следует различать складчатость и горообразование, поскольку во многих регионах эти два явления разделены существенными промежутками времени, и мелкая складчатость явно отличается по механизму и масштабу от образующих отдельные горные хребты складок основания ("plis de fond'' по Аргану). С другой стороны, попытки детально разобраться в механизмах деформаций неизбежно ведут к расчленению истории на отдельные этапы, а большой структуры - на отдельные ее части, имеющие разные механизмы формирования на разных этапах своей истории.

В середине XX века господствовала геосинклинальная теория, в рамках которой возникновение складчатости объяснялось без регионального сокращения коры [Гончаров, 1988; Сила тяжести..., 1976; Шолпо, 1978; Belousov and Sholpo, 1976; van Bemmelen, 1933; Ramberg, 1981]. Постепенное накопление данных о характере и механизмах деформаций самой складчатости, а также появление тектоники плит, привели к тому, что в настоящее время в качественном виде факт сокращения коры в подвижных поясах является полностью установленным. В этой связи рассмотрим вкратце основные тенденции разных исследований, касающиеся проблемы сокращения коры, чтобы понять, какое место на этом фоне занимают сделанные нами конкретные расчеты для отдельных регионов.

Широко распространенные в литературе реконструкции для региональных и относительно локальных структур, основанные на анализе истории осадконакопления, фиксации возраста перемещений шарьяжных пластин и времени образования складок, восходят к традиционным геологическим методам (например, [Dercourt et al., 1986]). В современных реконструкциях локальных структур важное место занимают методы балансирования разрезов, материалом для которых служат геологические наблюдения, данные бурения и детальные геофизические исследования. Эти методы [Gibbs, 1990; Hossack, 1979; Woodward et al., 1989] позволяют уточнять структуру и дают величины горизонтальных перемещений с точностью, зависящей от качества исходных данных. Так, для северо-восточных Карпат [Behrmann et al., 2000] была получена одна из самых больших оценок сокращения коры в северо-восточном направлении между Европейской платформой и внутренними Карпатами в 260 км за период средний олигоцен - средний миоцен.

Сходная идеология используется в работах, опирающихся на палеомагнитные данные. Они могут давать материал двоякого рода, позволяющий оценивать величину сокращения: это одновозрастные палеошироты для разных окраин субширотной структуры, испытавшей укорочение и набор одновозрастных ориентировок на палеополюс в изогнутых в плане структурах [Буртман и др., 1998; Bazhenov and Burtman, 1986; Burtman, 2000]. Надо отметить, что точность определения палеоширот обычно не очень велика (2-5^o) и важна только при очень больших перемещениях, а данные о поворотах более 10^o, как правило, считаются надежными и могут давать интересный материал для относительно локальных структур [Баженов, 1988]. Такие данные дополняются анализом ширины и полноты последовательности фациальных зон в структурах со значительным развитием шарьяжей, а также анализом детальных профилей [Burtman, 2000], что позволяет оценивать амплитуду перемещений по ширине фациальных зон, полностью перекрытых шарьяжными пластинами.

Для вычислений сокращения коры при горообразовании используются два основных метода расчета, которые могут сопоставляться друг с другом. Это прежде всего подсчеты сокращения, которые исходят из предположения, что мощность коры при ее сокращении соответствующим образом увеличивается. Для этих расчетов нужно знать современную мощность коры и сделать предположения о ее величине до горообразования [Avouac et al., 1993; Billings, 1960].

Второй метод исходит из предположения о неизменности длины поверхностей выравнивания, которые испытывают складчатые деформации и смещения по сбросам и надвигам, и использует геолого-геоморфологические профили [Чедия, 1986]. Оба эти метода будут подробнее освещены ниже.

И, наконец, определенное значение имеют оценки сокращения, опирающиеся на прямые замеры перемещений геодезических пунктов за первые десятки лет [Гусева и др., 1993, 1999; Shevchenko et al., 2000], в том числе с помощью системы GPS [Прилепин и др., 1997; Abdrakhmatov et al., 1996]. Другой метод, позволяющий проводить измерения такого рода, опирается на те или иные способы замеров сейсмотектонических деформаций, главным образом - по механизмам землетрясений [Lukk et al., 1995].

Оценки сокращения коры при горообразовании по геологическим данным тесно связаны с привлекаемыми моделями строения и развития исследуемых сооружений. Обычно это 5-15% и для многих орогенов Альпийского сокращение оценивается в характерные 50-60 км [Сила тяжести..., 1976; Шайдеггер, 1987; Штеклин, 1977]. Между тем часть областей интенсивной новейшей тектоники имеет заметное увеличение мощности коры, однако при этом соответствующее сокращение трудно предполагать, поскольку выровненные поверхности подняты на значительную высоту, но практически не деформированы (например, плато Тибет, Восточный Памир). Поэтому выбор причин (моделей) горообразования лежит между механическими деформациями (сокращение - растяжение) и процессами наращивания и деструкции нижней части коры. Соответственно, проблема такого выбора очень тесно связана с надежным определением величины орогенного сокращения (растяжения) коры. Здесь существенную роль играет история геологического развития региона. Например, началу горообразования на Тянь-Шане предшествовал длительный период покоя, и были сформированы хорошо выраженные поверхности выравнивания в платформенных условиях и при "стандартной'' платформенной мощности коры. Для Кавказа предполагается, что основные складчатые движения (давшие горизонтальное сокращение на 50-60%) закончились незадолго до воздымания собственно горного сооружения. То есть увеличение мощности коры и воздымание оказываются здесь разорванными во времени. В то же время есть факты, показывающие, что еще не везде складкообразование полностью завершилось.

Исторически первой появилась модель образования гор, в которой горизонтальное укорочение коры приводит к пропорциональному увеличению ее мощности, что по схеме изостазии ассоциируется с подъемом ее поверхности [Billings, 1960]. Вторая модель связывает режим внедрения мантийного диапира (плюма) в верхнюю часть мантии и наращивание мощности коры снизу за счет выплавок относительно легкого материала [Грачев, 1999], что также вследствие изостазии приводит к воздыманию горных сооружений. Первая модель может быть проверена поиском связей измеренного размера горизонтального укорочения с величинами мощности коры, а вторая модель основана на данных сейсмической томографии и химической геодинамики.

Рис. 1

В данной работе для анализа того, насколько оценки сокращения коры могут подтверждать ту или иную гипотезу горообразования, был выбран Памиро-Тяньшаньский район в сочетании с Алтае-Монгольским (рис. 1). Немаловажно, что на примере этого района неоднократно, начиная с Аргана [Арган, 1935; Argand, 1924], обсуждались различные геодинамические модели и гипотезы горообразования. В последнее время, в связи с разработкой геодинамических моделей на основе тектоники плит, данный район особенно часто является объектом исследований. Так, Авуак и Таппонье [Avouac et al., 1993] на основании вычислений сокращения коры, исходя из увеличения ее мощности, предложили модель, по которой Тянь-Шань в процессе горообразования за счет давления со стороны Памира повернулся против часовой стрелки на 7^o. Для проверки того, в какой мере горообразование связано с движениями плит, нами было изучено распространение влияния коллизии Индийской и Евразийской плит, для чего измерялись величины сокращения коры в Памиро-Тяньшаньском регионе и Монголии [Новейшая..., 2000]. Для измерений были использованы два разных метода и два различных набора данных.

Методика исследований

Определение величины сокращения, приводящего к увеличению мощности коры

Рис. 2

Метод основан на уже упоминавшейся идее увеличения мощности коры при ее сокращении [Avouac et al., 1993] (рис. 2) и был использован для определения величины и направления максимального сокращения коры в Тянь-Шане.

Методика расчета деформаций включает количественный анализ вертикальных неотектонических движений и глубин залегания поверхности Мохо. Расчет деформации основывается на сравнении геометрии элементарного объема в начальном и конечном состояниях соответственно, причем этот объем считается постоянным, что, конечно, является не вполне корректным.

Пусть высота элементарного объема с учетом первоначальной глубины залегания поверхности Мохо H _M0 составляет H₀=H _M0 в начальном состоянии (в нашем случае H_M0 = 40 км), а суммарный средний эффект вертикальных неотектонических движений N _v при глубине залегания поверхности Мохо в конечном состоянии H _M дает высоту элементарного объема H=N _v+H _M. Деформация в вертикальном направлении составит E_z

Рис. 3

В горизонтальной плоскости на основании данных о вертикальных неотектонических движениях в обстановке сжатия можно провести количественные оценки сокращения земной коры. Деформации по какому-либо горизонтальному направлению L могут быть реконструированы посредством отнесения современной длины L к начальной длине L₀ . Реконструкция заключается в "распрямлении'' рельефа, обусловленного вертикальными неотектоническими движениями, по соответствующему рассматриваемому отрезку L профиля. Таким образом могут быть рассчитаны компоненты деформаций по фиксированным горизонтальным направлениям, затем на этой основе оценены компоненты плоского тензора деформации, и, наконец, определены величины главных деформаций и их направления (рис. 3). Главные деформации E₁, E₂ являются при этом отрицательными величинами, отвечающими горизонтальному сокращению земной коры в соответствующих главных направлениях. Ясно, что эти деформации рассчитаны, по сути, с точностью до некоторого коэффициента K, поскольку не являются полными. Этот коэффициент можно определить из условий несжимаемости.

Рис. 4

При реализации этого подхода первоначально выбиралась однородная сетка географических узлов, покрывающая исследуемый регион с шагом 0,5 градуса по долготе и 0,33 градуса по широте [Карта..., 1997]. В узлах этой сетки определяются значения вертикальных неотектонических движений и значения глубин залегания поверхности Мохо. На следующем этапе проведения расчетов оценивались величины E₁, E₂. На последнем этапе подсчитывалось укорочение, связанное с увеличением вертикального размера элементарного объема. В результате расчетов были получены оценки ориентаций главных направлений сокращения в горизонтальном направлении и собственно величины сокращения (рис. 4).

Определение величины сокращения, приводящего к деформации поверхностей выравнивания

По второму методу во всех четырех районах проводились оценки сокращения, основанные на измерении длины поверхностей выравнивания, изогнутых в процессе деформирования и смещенных по разломам, по отношению к их проекции на горизонтальную плоскость. Замеры проводились вдоль линий профилей, ориентированных вкрест простирания неотектонических структур. Предлагаемая нами оценка сокращения в методическом аспекте следует за работами Биллингса [Billings, 1960] и Чедия [1986] и включает как складчатую, так и разрывную деформацию.

Замеры производились по участкам профилей длиной 5-15 км и были осреднены для ячеек координатной сетки 2030, что позволило сопоставлять между собой оценки двух методов.

Основу метода составляют наблюдения за положением поверхностей выравнивания, которые образовались до начала орогенного этапа развития региона. Орогенез Памира и Тянь-Шаня охватывает по времени около 20 млн лет от позднего олигоцена до плейстоцена включительно [Чедия, 1986; Шульц, 1948]. За этот период территория современного горного сооружения Тянь-Шаня испытала поднятия и заметные опускания от начального платформенного состояния, которое сохранялось на протяжении предыдущего периода от триаса до конца палеогена. Орогенез сопровождался пликативными деформациями как поверхности фундамента (поверхность выравнивания) и чехла эпигерцинской платформы, так и осадков орогенного этапа, а также смещениями этих поверхностей по разрывам (главным образом - по надвигам).

Приведем соображения в пользу лежащего в основе метода положения о неизменности длины поверхности выравнивания. Длина этих поверхностей в принципе может как увеличиваться (на сводах антиклинальных складок), так и уменьшаться (в ядрах синклиналей). Поскольку степень вероятности того и другого процесса можно принимать одинаковой, то на отрезке профиля, объединяющего соседние синклиналь и антиклиналь, такие искажения в целом могут компенсировать друг друга. Другое соображение состоит в том, что растяжение сводов антиклиналей может приводить к хрупким деформациям и появлению трещин отрыва. Такое растяжение маловероятно, поскольку появление большого числа трещин отрыва обязательно было бы замечено при полевых исследованиях. С другой стороны, встречающиеся иногда значительные (до нескольких десятков градусов) наклоны поверхностей выравнивания показывают возможность заметных изгибных деформаций [Шульц, 1948], которые должны искажать первоначальную длину измеряемых поверхностей. Таким образом, в первом приближении допущение постоянства длины измеряемых поверхностей может быть признано разумным.

Для создания необходимого нам варианта метода определения размера сокращения в Тянь-Шане и Афгано-Таджикской депрессии особенно существенно корректно выбрать размер минимального объекта измерений. Это связано с тем, что деформация может реализовываться в узких пространственных рамках (в случае надвигов) и при этом относиться к двум соседним блокам земной коры. Исходя из этих соображений был принят минимальный размер блока в 20 км. Границы измеряемых участков проводились на разломах (посередине его плоскости между точками пересечения этой плоскости поверхностями выравнивания), а также через замки антиклинальных или синклинальных складок. Типичный размер исследуемого блока - половина длины волны (от замка антиклинали до замка синклинали), но не полная волна как расстояние между однотипными замками. Для оценки сокращения сначала измерялось расстояние участка по горизонтали, а затем - по измеряемой поверхности выравнивания. Отношение этих величин давало необходимую оценку сокращения. Профиль привязывался к карте, на которую была нанесена используемая сетка ячеек 2030. В пределах каждой такой ячейки значения сокращения осреднялись с учетом длин участков, попадавших на ячейку. В среднем на каждую ячейку приходилось два-три измеренных участка. Сокращение профиля целиком вычислялось по суммарным длинам профиля - современной и восстановленной.

Наиболее существенным фактором, влияющим на точность получаемых нами оценок сокращения, являются, безусловно, те представления о структуре, которых придерживаются авторы (и интерпретаторы) профилей. Это касается прежде всего представлений о наклоне разрывов и рисовки поверхностей выравнивания под осадками в опущенных крыльях разломов и "в воздухе'' в их поднятых крыльях. Частично это зависело также от масштаба профиля: для более мелкого масштаба рисовка структуры всегда более генерализована, что должно было приводить к занижению размера укорочения по сравнению с рисовкой той же структуры более крупного масштаба. Относительно редко, но все же возникали ситуации, когда ориентировка профиля не совпадала с перпендикуляром к структуре, что вызывало некоторое занижение оценок. На этапе осреднения по ячейкам такое занижение легко корректировалось некоторыми дополнительными вычислениями. Возможные погрешности, вносимые самой процедурой замеров, связаны с применявшимся пошаговым измерением расстояния циркулем-измерителем. При этом для кривой линии всегда измеряется не длина периметра сектора, а длина хорды сектора. Наши оценки показали, что если в профиле нет частых и резких изгибов, то эта ошибка не превышает нескольких сотых долей от самой оценки сокращения.

Исходные материалы и результаты определения сокращения коры для Памиро-Тяньшаньского региона по геоморфологическим материалам

Рис. 5

Для замеров сокращения нами использовались геолого-геоморфологические разрезы, составленные вкрест простирания неотектонических структур Тянь-Шаня и Памира, на которых были отмечены деформированные поверхности выравнивания и разрывные нарушения, которые смещали эти поверхности. Основу собранного материала составляют пересечения (рис. 5), составленные Чедия [1986], а также материалы по Тянь-Шаню Шульц [1948], Садыбакасов [1990], по Афгано-Таджикской депрессии - Беккер [1996], по Памиру - Чедия и Трофимов [1962], и специально построенные В. Г. Николаевым профили меридионального направления через Афгано-Таджикскую депрессию и через западную часть Ферганской впадины и Северного Тянь-Шаня. Таким образом, материалом охвачен Памир и вся площадь Тянь-Шаня от Таримского массива, Заалайского хребта и Афгано-Таджикской депрессии на юге до Чу-Илийской впадины на севере и от района г. Ташкента на западе до района г. Пржевальска на востоке

Рис. 6

(рис. 6). Всего было использовано 28 профилей суммарной длиной около 5100 км; измерения были проведены для 427 участков, а оценки сокращения были осреднены для 136 ячеек размером 2030. Среднее сокращение составило 17% (11% для Тянь-Шаня, для Афгано-Таджикской депрессии - 11% в меридиональном и 49% в широтном направлениях). Результаты вычислений по профилям представлены в табл. 1.

Рассмотрение результатов для всего района Тянь-Шаня и Памира целесообразнее начать с выделения основных элементов структуры. Это три части региона, отличающиеся друг от друга строением, историей развития и характером новейших тектонических движений: собственно Памир, Афгано-Таджикская депрессия и Тянь-Шань (Северный и Южный) [Макаров, 1977; Садыбакасов, 1990; Чедия, 1986; Шульц, 1948].

Для Памира в целом характерны чрезвычайно малые величины укорочения коры (0,05-0,15%). Напротив, для Афгано-Таджикской депрессии и Алайской долины наибольшие деформации составляют до 60%. Для Тянь-Шаня оценки по профилям в целом дают значения от 3-5% до 15% (табл. 1).

Для Северного и Южного Тянь-Шаня картина деформаций, рассматриваемая с запада на восток, имеет явную тенденцию увеличения сокращения в центральной части до 10-12%, что существенно по сравнению с 4-6% сокращения на западной и восточной периферии горного сооружения. Если рассматривать величины сокращения по площади, то можно отметить несколько локальных максимумов сокращения: в районе Таласской депрессии (до 12%), Сусамырской (до 18%), а также в восточной (до 25%) и в западной (до 22%) частях Нарынской депрессии. Намечается также полоса усиления деформаций (до 10%) вдоль южной границы Ферганской впадины, а также на границе с Чу-Илийской депрессией. Эти более высокие величины сокращения связаны с надвиговыми структурами, развитыми на границах этих депрессий.

Основное направление укорочения земной коры в пределах Тянь-Шаня, которое устанавливается по простиранию основных хребтов и долин, - субмеридиональное. Некоторые достаточно локальные изменения ориентировки структур в Тянь-Шане связаны с северной частью Таласо-Ферганского разлома северо-западного простирания и являются типичными для правостороннего сдвига. Максимальные сокращения в Нарынской впадине, вероятнее всего, связаны с уменьшением к востоку первичной ее ширины при равномерном (в целом) меридиональном укорочении. Это укорочение может быть связано с движением Таримского массива к северу. Таким образом, качественно, по всем этим признакам, картину распределения значений сокращения коры в Тянь-Шане проще всего объяснить давлением со стороны Памирского выступа и Таримского массива.

Оси укорочения поля деформации земной коры в районе Афгано-Таджикской депрессии и Алайской долины в целом устойчиво выдержаны по перпендикуляру к Памирскому выступу и вкрест простирания южной границы Тянь-Шаня. В меридиональном направлении характерно локальное довольно резкое усиление деформаций на границе Афгано-Таджикской депрессии и Гиссарского хребта (до 15% и 65% на отдельных участках для профилей 1 и 2) на фоне в целом незначительного сокращения в меридиональном направлении самой Афгано-Таджикской депрессии. Меридиональное сокращение в целом усиливается к востоку (от 6% до 16%). Собственно широтное укорочение явно усиливается в направлении к Алайской долине (от 36% в профиле 3 до 58% в профиле 7). При этом простирания осей складок меняются от меридиональных к северо-восточным. В южной части профиля 12 полученные оценки сокращения по материалам О. К. Чедия составили 48%, что в целом хорошо соотносится с оценками, сделанными по материалам А. Я. Беккера. Однако нельзя исключить возможности того, что в Алайской долине имеют место крупные шарьяжные перекрытия, которые не могут быть установлены геологическими методами и реально оценки сокращения могут быть значительно больше.

Важным аспектом изучения деформаций в Алайской долине является установление типа напряженно-деформированного состояния. Следует выделить два крайних варианта: надвиговая обстановка (вертикальное положение оси максимального растяжения) и сдвиговая обстановка (горизонтальное положение оси максимального растяжения). Изучение только структурных разрезов в этом отношении не может дать нам достаточно надежного материала. Данные, полученные В. А. Корчемагиным [Корчемагин и др., 2000] по изучению сколовых трещин (ориентация в пространстве плоскостей трещин и направлений следов смещения их крыльев), в структурах Алайской долины показали, что имеет место существенное удлинение структур вдоль простирания Алайской долины. В соответствии с этими данными при палиспанстических реконструкциях профили 6 и 7 следует заметно смещать к востоку от их современного состояния. Эти данные свидетельствуют в пользу модели вторичности изгиба Памирской дуги [Буртман, 1999; Burtman, 2000].

Как мы уже упоминали, в Памирском выступе деформации практически отсутствуют - меридиональное сокращение, регистрируемое по профилям, составляет десятые и сотые доли процента (0,05-0,15%). Однако характер деформаций в расположенных к северу и западу кайнозойских депрессиях позволяет предполагать значительные изменения ориентировок и взаимного расположения частей структуры Памира на неотектоническом этапе. В свете полученных нами значений меридионального сокращения это может быть интерпретировано как развитие значительных сдвиговых деформаций вдоль основных внутренних разломов Памирского выступа. Поскольку имеющийся в настоящий момент материал не позволяет оценить масштаб таких возможных движений, следует констатировать, что эта гипотеза нуждается в дальнейшей детализации и проверке.

Другая проблема, которая выявляется на основе рассмотрения этого же материала, относится к поведению фундамента Афгано-Таджикской депрессии и Алайской долины. Здесь возможны два крайних случая: срывы по подошве осадочного чехла при недеформированном фундаменте и совместное горизонтальное сокращение фундамента и чехла. Первому варианту в меньшей мере соответствует характер перехода от Афгано-Таджикской депрессии к Памирскому выступу, поскольку здесь не регистрируется заметных надвигов [Беккер, 1996]. Имеющиеся представления [Кулагина и др., 1974; Леглер, Пржиялговская, 1979; Лукк, Винник, 1975; Трифонов, 1979] о сдваивании коры в результате надвигания как причине почти двойной ее мощности для Памира также не вполне корректны, поскольку возможные амплитуды перемещения (пропорциональные сокращению - меньшие на юге депрессии и большие на севере) не могут обеспечить наблюдаемой достаточно равномерной ее мощности под всем Памиром. При втором варианте остается непонятным, до каких глубин в мантию может распространяться примерно двукратное горизонтальное сокращение коры и каково изменение геометрических параметров среды (направлений и величин перемещений объемов) на глубине. Следует признать, что эта проблема также пока не может быть надежно разрешена.

Сделанные нами оценки сокращения коры [Новейшая..., 2000] хорошо совпадают с результатами, полученными ранее Буртман [1999] (табл. 2).

Если сравнивать наши результаты с оценками сокращения, полученными другими авторами для Тянь-Шаня и Памира разными методами (табл. 3), то обращает на себя внимание принципиальное сходство величин (по второму методу) с цифрами О. К. Чедия (который использовал в качестве материала те же поверхности выравнивания), а также близость оценок по первому методу и данных, основанных на модели увеличения мощности коры [Avouac et al., 1993].

Сопоставление результатов для Тянь-Шаня и соотношение двух моделей процессов горообразования

Рис. 7

Рис. 8

При сопоставлении данных, полученных для Тянь-Шаня по первому и второму методам, было выявлено принципиальное сходство результатов как по ориентировке осей максимального сокращения, так и по локализации основных максимумов сокращения (рис. 7). Также принципиально совпадает общая картина увеличения размера сокращения от западной и восточной периферии к центральному для Тянь-Шаня меридиану 74^o. Коэффициент корреляции для семи совпадающих по меридианам цифр общего сокращения равен 0,87 (рис. 8). Такая корреляция, с нашей точки зрения, является свидетельством того, что оценки, полученные с использованием разного материала, указывают на высокую степень подобия использованных моделей. Это подтверждает представления о прямой связи увеличения мощности коры в Тянь-Шане с меридиональным укорочением коры. Заметим, что для других районов такого совпадения возможных оценок по двум методам ждать в целом не приходится, поскольку очень высокие значения сокращения в Афгано-Таджикской депрессии сопровождаются скорее утонением коры и, наоборот, почти полному отсутствию укорочения в Памире сопутствуют наибольшие мощности коры (рис. 8а). Это означает, что процесс горообразования связан в соседних с Тянь-Шанем районах не с горизонтальным сжатием (сокращением) коры, а с каким-то другим процессом.

Полученная для Тянь-Шаня прямая связь увеличения мощности коры с ее орогенным укорочением позволяет оценить возможный вклад в собственно орогенез другого процесса, который обсуждался в начале статьи. Дело в том, что линия регрессии для 0% сокращения по данным деформаций поверхностей выравнивания попадает на примерно 12% укорочения по данным увеличения мощности коры. Это может означать, что в увеличении мощности коры в Тянь-Шане играет роль и другой механизм - наращивания коры ("андеплейтинг''). Это справедливо по крайней мере для Северного Тянь-Шаня, восточнее Таласо-Ферганского разлома, где начиная с палеогена фиксируются проявления вулканизма, характерного для мантийных плюмов [Грачев, 1999; Sobel and Arnaud, 2000].

Рис. 9

Для оценки влияния этого механизма нами были осреднены величины глубины поверхности Мохо по тем же меридиональным пересечениям. Полученные величины были нанесены на диаграмму (рис. 9). Линия регрессии, проходящая через эти восемь точек и начальную мощность (глубину) Мохо 40 км, для величины сокращения 12% (по первому методу) дает глубину около 47 км. Поскольку этой величине сокращения соответствует 0% сокращения по изгибам поверхностей выравнивания, то можно считать (в самом первом приближении), что увеличение мощности коры примерно на 7 км обеспечивается как раз процессом наращивания коры снизу.

Из имеющихся данных можно определить примерное количественное соотношение между этими двумя процессами, которые, как мы выяснили, обеспечивают увеличение мощности коры, а значит и горообразование в Тянь-Шане. Для этого найдем среднее сокращение коры по первому методу и по второму для имеющихся пересечений. Это будет соответственно 19% и 8%. Поскольку за увеличение мощности коры "отвечает'' первая цифра (то есть в ней суммировано действие обоих процессов), а вторая точно соответствует именно сокращению, то доля сокращения составляет 0,43 (отношение 8% к 19%), т.е. чуть меньше половины.

Монголия, Саяны и Алтай

Рис. 10

Рис. 11

Для характеристики деформационного состояния территории Монголии, Алтая и Саян были использованы составленные Е. В. Девяткиным геоморфологические профили по семи пересечениям [Новейшая..., 2000] (рис. 10). Для определения величины деформации использовались замеры наклонов поверхностей выравнивания и смещения по сбросам и надвигам (рис. 11). Для этого материала, в смысле его надежности и возможных ошибок при измерениях сокращения, характерен ряд особенностей. Наиболее надежно нанесено положение поверхностей выравнивания на относительно плоских водоразделах и равнинных пространствах. В зонах перехода от плоскогорий к опущенным по сбросам (или надвигам) долинам эти поверхности не сохранились и их приходилось дорисовывать. При этой дорисовке мы старались соблюдать средние наклоны поверхности выравнивания, характерные для соседних участков. Поэтому можно считать, что в большинстве случаев вертикальные смещения поверхностей выравнивания были относительно хорошо известны. Наклоны разрывов были точно известны только в редких случаях - когда соответствующие структуры (главным образом - четвертичного возраста надвиги) были разбурены. Чаще всего наклоны приходилось оценивать экспертным путем и нами считалось, что сбросы имеют наклон около 70^o. Несмотря на то, что заметная часть материала как будто не являлась надежной, сама величина сокращения определялась в основном средним наклоном поверхностей выравнивания, который составлял обычно доли градуса. Даже на коротких отрезках эти наклоны редко достигали 1-5 градусов. Что касается влияния разрывов, то они только иногда давали величину 2-3% на расстояниях 20-30 км (градусная сетка 2030 ). Поэтому только для одного профиля было найдено сокращение в 1,2%, а остальные показали растяжение в десятые доли процента (табл. 4).

Важным обстоятельством для нашего исследования является то, что для этого региона известны заметные смещения по сдвигам (см., например, [Солоненко, Флоренсов, 1985]), которые указывают на укорочение структуры в северо-восточном направлении и растяжение в северо-западном. Понятно, что на профилях (т.е. на вертикальных сечениях) эти смещения, как правило, не могут быть зафиксированы и, соответственно, не участвуют в полученных нами оценках сокращения (растяжения). Однако деформации горизонтального сокращения-удлинения в принципе не приводят к увеличению (уменьшению) мощности коры и в этом смысле никак не влияют на основную задачу исследования - определению роли сокращения (укорочения) коры в горообразовании.

Рельеф Монголии, Алтая и Саян в изученных нами частях характеризуется различными высотами - от 500-1000 м в долинах и равнинных частях до 3-4 км высоты в горных сооружениях. Поскольку полученные нами величины горизонтального сокращения крайне незначительны, в самом первом приближении можно считать, что они не свидетельствуют о какой-либо устойчивой связи величины горизонтального сокращения (растяжения) с интенсивностью горообразовательных процессов на территории Монголии и южной части Саян. Поэтому какое-либо влияние коллизии Индостанской и Евразийской плит литосферы на процессы неотектонической активизации в этом регионе исключается. Для данного региона по данным А. Ф. Грачева и Е. В. Девяткина следует предполагать единый по генезису процесс горообразования, связанный, видимо, с рифтовым или предрифтовым режимом [Новейшая..., 2000].

Обсуждение результатов

Прежде всего отметим, что полученные нами оценки сокращения коры для Тянь-Шаня, Афгано-Таджикской депрессии и Памира, а также территории Алтая, Саян и Монголии касаются тех деформаций, которые накопились за последние 20-30 млн лет на стадии активизации процессов горообразования. Полученные оценки для всех изученных структур (за исключением Афгано-Таджикской депрессии) не имеет смысла сопоставлять с оценками сокращения коры, которые делаются обычно по структурно-геологическим разрезам для крупных частей складчато-надвиговых поясов, поскольку механизмы складкообразования и горообразования (в узком смысле) существенно различаются. Это хорошо иллюстрируется данными о значительных сокращениях коры в Афгано-Таджикской депрессии. Здесь не наблюдается увеличения мощности коры в самой депрессии, а представления о субдукции этой коры под Памир сталкиваются с определенными трудностями [Беккер, 1996] и разделяются не всеми исследователями. Поскольку горообразование в Тянь-Шане нами уверенно связывается с комбинацией сокращения коры (и увеличения ее мощности) и наращивания ее снизу под влиянием мантийного плюма, то деформации в Афгано-Таджикской депрессии, сопровождающиеся скорее процессами деструкции коры и порождаемые явно иными механизмами, следует отнести к процессам складкообразования, природа которых нами здесь не обсуждается.

Сопоставление полученных нами оценок сокращения с данными, которые были получены ранее другими исследователями, показывает уверенную сходимость результатов для методов, использующих одинаковый тип исходных данных. Это данные Чедия [1986] для Тянь-Шаня и Буртман [1999] для Афгано-Таджикской депрессии, полученные по геоморфологическим и структурным пересечениям, а также данные Авуака и Топпанье [Avouac et al., 1993] для Тянь-Шаня, полученные по замерам мощности коры. Предложенное нами объяснение существенной разницы в оценках сокращения, которые получены разными методами, основано на предположении, что величины сокращения, получаемые по деформациям поверхностей выравнивания, можно считать истинными относительно величин сокращения, вычисляемых на основе модели увеличения мощности коры при ее сокращении.

Вывод о наличии двух механизмов увеличения мощности коры в Тянь-Шане в принципе не противоречит схемам образования Тянь-Шаня при давлении со стороны Памирского выступа и Таримского блока [Копп, 1997; Садыбакасов, 1990; Avouac and Tapponnier, 1993; Bazhenov and Burtman, 1986; Cobbold and Davy, 1988; Molnar and Tapponnier, 1975; Pozzi and Feinberg, 1991], однако полученная нами величина сокращения (которая меняется в разных местах от 10 км до 25-50 км) существенно меньше большинства других оценок. Оценка величины орогенного сокращения для Тянь-Шаня на меридиане Памира [Баженов и др., 1993; Bazhenov, 1993], основанная на палеомагнитных данных о повороте Фергано-Алайского блока на 10^o против часовой стрелки и более осторожной оценке амплитуды Таласо-Ферганского сдвига, чем у Буртман [1964], составляет 50-70 км и уменьшается к западу, что можно считать хорошим совпадением с нашими данными. Интересно отметить в этой связи, что существуют теоретические оценки ширины зоны влияния принудительно перемещающейся материковой плиты на соседние более пластичные участки литосферы [Бобров, Трубицын, 2000]. Ширина такой зоны примерно совпадает с мощностью литосферы (300 км), что соответствует в первом приближении ширине всего Тянь-Шаня (300-450 км). Таким образом, наши оценки ширины зоны влияния давления со стороны Памира и Таримского блока (300-400 км, ширина Тянь-Шаня) совпадают с теоретическими оценками ширины зоны рельефообразования перед движущимся материком - индентором, но противоречит большинству других схем, которые распространяют такое влияние также и на другие структуры к северу и востоку, вплоть до Байкала (например, [Chen et al., 1993; Halim et al., 1998]). Что касается второго механизма, наращивания коры снизу, то именно для Северного Тянь-Шаня в кайнозое установлено существование мантийного плюма [Грачев, 1999; Sobel and Arnaud, 2000] с возрастом магматизма 50-55 млн лет, влиянию которого можно приписать появление этого механизма. Пространственно-временные соотношения этих двух процессов (механизмов), как и их причинно-следственные связи, еще нуждаются в прояснении.

Осталось много неясного в природе деформаций Афгано-Таджикской депрессии и Памира. Несомненно, что по направлению с юго-запада на северо-восток увеличивается величина сокращения коры и что происходит это по субгоризонтальным срывам в соленосных юрских отложениях [Бельский, 1978; Захаров, 1958, 1964]. Поэтому центральной проблемой для Афгано-Таджикской депрессии остается поведение кристаллического фундамента под поверхностями срыва. Существуют представления о субдукции фундамента под Памир и Тянь-Шань (например, [Беккер, 1996; Burtman and Molnar, 1993]). Наши детальные оценки укорочения вкрест простирания структур показывают, что максимум деформации располагается по оси депрессии, а не на ее флангах, что говорит о возможной центральной позиции предполагаемой зоны поддвига в фундаменте, и совпадает с современными моделями [Burtman, 2000]. Однако такая схема должна приводить к увеличению мощности коры в восточной части депрессии, что было бы заметно на картах глубины Мохо. Возможна также схема однородного пластического укорочения фундамента, но тогда надо говорить о деструкции коры снизу (т.е. о перемещении границы Мохо вверх по разрезу литосферы). Поворот границы Афгано-Таджикской депрессии и Памира против часовой стрелки как будто надежно фиксируется палеомагнитными данными, фациальным анализом [Баженов, Буртман, 1990; Буртман, Гурарий, 1973; Bazhenov and Burtman, 1990; Burtman, 2000; Thomas et al., 1994, 1996] и геометрическим анализом [Bourgeois et al., 1997], соответственно, вторичная природа Памирской дуги может считаться доказанной. Однако наши оценки величины кайнозойских деформаций указывают на почти полное отсутствие меридионального сокращения Памира. Остается предположить существенные сдвиговые амплитуды по многочисленным разрывам, субпараллельным дуге Памира, по которым соответствующее смещение жестких глыб фундамента могло образовать эту дугу. В этом случае природа увеличения глубины Мохо до 70 км остается неясной и можно только констатировать необходимость перемещения этой границы вниз по разрезу литосферы. Поэтому природа внутренних деформаций как Памира, так и Афгано-Таджикской депрессии остается неясной, хотя в целом определяющее влияние давления со стороны Индийского субконтинента на образование всей структуры является несомненным.

Выводы

1. Обнаружено, что в Тянь-Шане давление со стороны Памирского и Таримского блоков приводит к увеличению мощности земной коры и горизонтальному сокращению, но это влияние распространяется на север от зоны соприкосновения блоков только на ширину горного сооружения, т.е. на расстояние не более 300-400 км.

2. Горообразование для Тянь-Шаня может быть интерпретировано как сочетание двух одновременных процессов - горизонтального сокращения (укорочения) коры и ее увеличения мощности в результате наращивания нового корового материала снизу под влиянием мантийного плюма. Вклад этих двух процессов в суммарное увеличение мощности коры примерно одинаков.

3. Наиболее контрастные геодинамические обстановки наблюдаются в обширной области сочленения Памира и Тянь-Шаня. Значительные деформации в Афгано-Таджикской депрессии не приводят к такому увеличению мощности коры и такому воздыманию района, которое было бы пропорционально величине сокращения - район остается в целом наименее поднятым из трех соседних. И наоборот, воздымание Памирского выступа объясняется наличием самой мощной коры, но деформации сокращения в нем по деформациям поверхностей выравнивания практически отсутствуют. Поэтому в рамках осуществленного подхода природа горообразования этих двух областей представляется различной и вместе с тем дискуссионной.

4. В данных о сокращении коры не находит прямого подтверждения гипотеза распространения давления от Индийского субконтинента до района оз. Байкал. Неотектонические движения в Монголии связаны главным образом с местными, но общими для всего Байкало-Монгольского региона источниками энергии, ассоциирующимися с процессами рифтогенеза.

Благодарности

Литература

Арган Э., Тектоника Азии, 192 с., ОНТИ НКТП СССР, М.-Л., 1935.

Баженов М. Л., Анализ разрешающей способности палеомагнитного метода при решении тектонических задач, Геотектоника, (3), 14-25, 1988.

Баженов М. Л., Буртман В. С., Структурные дуги Альпийского пояса: Карпаты-Кавказ-Памир, 168 с., Наука, Москва, 1990.

Баженов М. Л., Буртман В. С., Кобболт П. Р., Перру Э., Садыбакасов И., Тома Ж.-Ш., Шавен А., Палеомагнетизм третичных отложений и альпийская кинематика Тянь-Шаня, Геотектоника, (6), 50-62, 1993.

Беккер Я. А., Тектоника Афгано-Таджикской депрессии, Геотектоника, (1), 76-82, 1996.

Бельский В. А., Новейшая тектоника зоны сочленения Северного Памира и Таджикской депрессии, 255 с., Дониш, Душанбе, 1978.

Бобров А. М., Трубицын В. П., Вязкие напряжения и рельеф пассивных и активных окраин движущихся континентов, Проблемы динамики и сейсмичности Земли (Вычислительная сейсмология, Вып. 31), с. 3-14, Москва, 2000.

Буртман В. С., Таласо-Ферганский сдвиг, Труды ГИН АН СССР, Вып. 104, 144 с., Наука, Москва, 1964.

Буртман В. С., Соотношение Памира и Тянь-Шаня в мелу и палеозое. В кн.: Проблемы геодинамики литосферы, с. 144-178, Наука, Москва, 1999.

Буртман В. С., Гурарий Г. З., О природе складчатых дуг Памира и Тянь-Шаня, Геотектоника, (2), 190-195, 1973.

Буртман В. С., Гурарий Г. З., Беленький А. В., Игнатьев А. В., Одибер М., Туркестанский окен в среднем палеозое: реконструкция по палеомагнитным данным по Тянь-Шаню, Геотектоника, (1), 15-26, 1998.

Гончаров М. А., Механизм геосинклинального складкообразования, 264 с., Недра, Москва, 1988.

Грачев А. Ф., Раннекайнозойский вулканизм и геодинамика Северного Тянь-Шаня, Физика Земли, (10), 26-51, 1999.

Гусева Т. В., Лукк А. А., Трапезников Ю. А., Шевченко В. И., Геодинамика территории Гармского полигона (Таджикистан) по результатам светодальномерных наблюдений, Геотектоника, (3), 47-54, 1993.

Гусева Т. В., Лукк А. А., Прилепин М. Т., Шевченко В. И., Рейлинджер Р. Э., Хамбургер М., Юнга С. Л., Современная геодинамика Кавказа (по результатам GPS измерений и сейсмологическим данным), Известия РАН, Физика Земли, (9), 3-18, 1999.

Захаров С. А., Стратоструктуры мезозойских и кайнозойских пород Таджикской депрессии, 230 с., Акад. Наук Тадж. ССР, Душанбе, 1958.

Захаров С. А., Кардинальный вопрос тектогенеза в связи с направлением поисков нефти и газа в Таджикской депрессии и основами сейсмотектонического районирования Южного Таджикистана, Проблемы геологии Таджикистана, с. 33-78, Изд-во АН Тадж. ССР, Душанбе, 1964.

Карта новейшей тектоники Северной Евразии, М-б 1:5000000 (Гл. ред. А. Ф. Грачев), 12 листов, ОИФЗ РАН, Москва, 1997.

Копп М. Л., Структуры латерального выжимания в Альпийско-гималайском коллизионном поясе, 314 с., Научный Мир, Москва, 1997.

Корчемагин В. А., Абакумов В. В., Дагаев А. И., Корчемагин Д. В., Дудник В. А., Структурно-тектонофизическая характеристика Восточной части Алайского и Заалайского хребтов, М. В. Гзовский и развитие тектонофизики, с. 295-310, Наука, Москва, 2000.

Кулагина М. В., Лукк А. А., Кулагин В. К., Блоковое строение земной коры Таджикистана, В кн.: Поиски предвестников землетрясений на прогностических полигонах, Наука, Москва, 1974.

Леглер В. А., Пржиялговская И. Л., Взаимодействие Индийской и Азиатской литосферных плит и тектоника Таджикской депрессии, Строение литосферных плит: взаимодействие плит и образование структур земной коры, с. 125-188, Наука, Москва, 1979.

Лукк А. А., Винник Л. П., Тектоническая интерпретация глубинной структуры Памира, Геотектоника, (5), 73-80, 1975.

Новейшая тектоника, геодинамика и сейсмичность Северной Евразии (ред. Грачев А. Ф.), 488 с., "Пробел'', Москва, 2000.

Макаров В. И., Новейшая тектоническая структура Центрального Тянь-Шаня, Труды ГИН АН СССР, Вып. 307, 171 с., Москва, 1977.

Прилепин М. Т., Баласанян С., Баранова С. М., Гусева Т. В., Мишин А. В., Надария М., Рогожин Е. А., Розенберг Н. К., Сковородкин Ю. П., Хамбургер М., Кинг Р., Рейлингер Р., Изучение кинематики Кавказского региона с использованием GPS технологии, Физика Земли, (6), 68-75, 1997.

Садыбакасов И., Неотектоника высокой Азии, 180 с., Наука, Москва, 1990.

Сила тяжести и тектоника, 505 с., Мир, Москва, 1976.

Солоненко В. П., Флоренсов Н. А. (ред.), Землетрясения и основы сейсмического районирования Монголии, 224 с., Наука, Москва, 1985.

Трифонов В. Г., Взаимодействие континентальных плит в условиях сжатия, В кн.: Тектоническое развитие земной коры и разломы, с. 185-201, Наука, Москва, 1979.

Чедия О. К., Морфоструктуры и новейший тектогенез Тянь-Шаня, 314 с., Илим, Фрунзе, 1986.

Чедия О. К., Трофимов А. К., Особенности новейшего развития структурных форм Таджикистана, В кн.: Новейший этап геологического развития территории Таджикистана, с. 52-57, Душанбе, 1962.

Шайдеггер А., Основы геодинамики, 384 с., Недра, Москва, 1987.

Шолпо В. Н., Альпийская геодинамика Большого Кавказа, 176 с., Недра, Москва, 1978.

Штеклин Й., Северный Иран: горы Эльбурс, В кн.: Мезозойско-кайнозойские складчатые пояса, Т. 1, с. 248-263, Мир, Москва, 1977.

Шульц С. С., Анализ новейшей тектоники и рельеф Тянь-Шаня, 223 с., Географиздат, Москва, 1948.

Abdrakhmatov, K. Ye., S. S. Aldazhanov, B. H. Hager, et al., Relatevely recent construction of the Tien-Shan inferred from GPS measurements of present-day crustal deformation rates, Nature, 384, 450-453, 1996.

Argand, E., La tectonique de l'Asie, Proc.13th Int. Geol. Congr., Brussels, 1(5), 170-372, 1924.

Avouac, J. -Ph., and P. Tapponnier, Kinematic model of activ deformation in Central Asia, Geophys. Res. Lett., 20, 895-898, 1993.

Avouac, J. -P., P. Tapponnier, M. Bai, H. You, and G. Wang, Active thrusting and folding along the northern Tien Shan and Late Cenozoic rotation of the Tarim relative to Dzungaria and Kazakhstan, J. Geophys. Res., 98, 6755-6804, 1993.

Bazhenov, M. L., and V. S. Burtman, Tectonics and paleomagnetism of structural arcs of the Pamir-Panjub syntaxis, J. Geodin, 5, 383-396, 1986.

Bazhenov, M. L., and V. S. Burtman, Structural Arcs of the Alpine belt: Carpathians-Caucasus-Pamirs (in Russian), Nauka, Moscow, 1990.

Bazhenov, M. L., Cretaceous paleomagnetism of the Fergana Basin and adjacent ranges, Central Asia: tectonic implications, Tectonophysics, 221, 251-267, 1993.

Behrmann, J. H., S. Stiasny, J. Milicka, M. Pereszlenui, Quantitative reconstruction of orogenic convergence in the northeast Carpathians, Tectonophysics, 319, 111-127, 2000.

Belousov, V. V., and V. N. Sholpo, Geodinamics of the eastern part of the Mediterranean alpine Belt, Tectonophysics, (35), 27-43, 1976.

Bemmelen, R. W. van., The undation theory of development of the Earth's crust, Proc. 16th Intern. Geol. Congr., v. 2, pp. 965-982, Washington, USA, 1933.

Billings M. P., Diastrophysm and mountain bilding, Geol. Soc. Am. Bull., 71, 363-398, 1960.

Bourgeois, O., P. R. Cobbold, D. Rouby, and J. -Ch. Thomas, Least squares restoration of Tertiary thrust sheets in map view, Tajik depression, central Asia, J. Geophys., Res., 102, 27,553-27,573, 1997.

Burtman, V. S., Cenozoic crustal shortening between the Pamir and Tien Shan and a reconstruction of the Pamir-Tien Shan transition zone for the Cretaceous and Palaeogene, Tectonophysics, 319, 69-92, 2000.

Burtman, V. S., and P. Molnar, Geological and geophysical evidence for deep subduction of continental crust beneath the Pamir, Geol. Soc. Am. Spec. Pap., 281, 76 pp., 1993.

Chen, Y., V. Courtillot, J. -P. Cogne, J. Besse, Z. Yang, and R. Enkin, The configuration of Asia prior to the collision of India: Cretaceous paleomagnetic constraints, J. Geophys. Res., (B12), 21,927-21,941, 1993.

Cobbold, P. R., and P. Davy., Indentation tectonics in nature and experiment: 2. Central Asia, Bull. Geol. Inst. Univ. Uppsala, N. S. 14, 143-162, 1988.

Dercourt, J., L. P. Zonenshain, L. -E. Ricou, V. G. Kazmin, X. Le Pichon, A. L. Knipper, C. Grandjiacquet, I. M. Sbortshikov, J. Geyssant, C. Lepvrier, D. H. Pechersky, J. Boulin, J. -C. Sibuet, L. A. Savostin, O. Sorokhtin, M. Westphal, M. L. Bazhenov, J. P. Lauer, and B. Biju-Duval, Geological evolution of the Tethys belt from the Atlantic to the Pamir since Lias, In: J. Aubouin, X. Le Pishon and A. S. Monin (Editors), Evolution of the Tethys, Tectonophysics, 123, 241-315, 1986.

Gibbs, A., Balancing Sections, Geodata, 1, 7-15, 1990.

Halim, N., J. P. Cogne, Y. Chen, R. Atasiei, J. Besse, V. Courtillot, S. Gilder, J. Marcoux, and R. L. Zhao, New Cretaceous and Early Tertiarypaleomagnetic result from Xining-Lanzhou basin, Kunlun and Quangtang blocks, China: implication on the geodynamic evolution of Asia, J. Geophys. Res., 103, 21,025-21,046, 1998.

Hossack, J. R., The use of balanced sections in the calculation oforogenic contraction - a review, J. Geol. Soc. London., 136, 705-711, 1979.

Lukk, A. A., S. L. Yunga, V. I. Shevchenko, and M. Hamburger, Earthquake fokal mechanisms, deformation state, and seismotectonics of the Pamir-Tien-Shan region, Central Asia, J. Geophys. Res., 100, (B10), 20,321-20,343, october 10, 1995.

Molnar, P., and P. Tapponnier, Cenosoic tectonics of Asia: effects of a continental collision, Science, 189, 419-426, 1975.

Pozzi, J. -P., H. Feinberg, Paleomagnetism in the Tadjikistan: continental shortening of Europian margin in the Pamirs during Indian-Eurasian collision, Earth Planet. Sci. Lett., 103, 365-378, 1991.

Ramberg, H., Gravity, deformation and the Earth's crust (second edition), 452 p., London: Acad. Press, 1981.

Shevchenko, V. I., T. V. Guseva, M. Humburger, A. A. Lukk, A. K. Mishin, M. T. Prilepin, R. Reilinger, A. Shempelev, and S. Yunga, On Recent Geodynamics of the Great Caucasus indicated by GPS and seismological data, The Ninth International Symposium On Recent Crustal Movements, pp. 273-289, Proceeding, Cairo, Egypt, 2000.

Sobel, E. R., and N. Arnaud, Cretaceous-Paleogene basaltic rocks of the Tuyon basin, NW China and the Kyrgyz Tian Shan: the trace of a small plume, Litos., 50, 191-215, 2000.

Thomas, J. -C., A. Chauvin, D. Gapias, M. L. Bazhenov, H. Perroud, P. R. Cobbold, and V. S. Burtman, Paleomagnetic evidence for Cenozoic block rotation in the Tadjik depression, Central Asia, J. Geophys. Res., (B99), 15,141-15,160, 1994.

Thomas, J. -C., P. R. Cobbold, A. Whight, and D. Gapias, Cenozoic tectonics of Tadzhic depression, Central Asia, In: The Tectonic evolution of Asia, Yin A., Harrison T. M. (Eds), pp. 191-207, University Press, Cambridge, USA, 1996.

Woodward, N. B., S. E. Boyer, and J. Suppe, Balaced Gelogical Cross-sections: Short Cours in Geology, 6, American Geophysical Union, Washington, DC. 132 pp., 1989.