Геотектоника, 2020, № 3, стр. 55-81

ВВЕДЕНИЕ

В предлагаемой статье проведен анализ геологических и геофизических данных о строении и мезозойско‒кайнозойском тектоническом развитии Черноморско-Кавказско-Каспийского региона [4, 9, 13, 28, 29, 32, 48, 52, 90]. Цель работы – выявить единую для всего региона тектоническую зональность и ее преобразования в течение мезозоя и кайнозоя, сопоставить изменявшуюся в ходе этой эволюции структуру земной коры с неоднородностями строения подлитосферной верхней мантии, определяемыми на основе сейсмотомографических данных [76].

Регион исследований является частью Альпийско-Гималайского складчатого пояса и охватывает восточную часть Черного моря, Горный Крым, Восточные Понтиды, Большой и Малый Кавказ, Эльбурс, Южный и частично Средний Каспий (рис. 1). На севере регион граничит со слабо деформированными частями эпипалеозойских Скифской и Туранской плит. Южной границей является сутура Мезотетиса (северной ветви Неотетиса, по [48, 86]).

Рис. 1.

Карта Восточно-Черноморско-Кавказско-Каспийского региона. Обозначено: ГК – Горный Крым, КД – Копетдаг, КТ – Керченско-Таманская складчатая область, НВ – Нижне-Куринская впадина, РВ – Рионская впадина, СП – Ставропольское поднятие, СТ – Степной (Равнинный) Крым.

Регион характеризуется продольной тектонической зональностью и поперечной сегментацией. Различаются сегменты Восточного Понта – Восточного Черноморья – Горного Крыма, Малого и Большого Кавказа, Эльбурса и Каспийского моря. Отдельные тектонические зоны разделяются на более мелкие сегменты. В слабо деформированной пограничной части Скифской плиты выделяются Азово-Кубанская и Терско-Дербентская впадины Предкавказского передового прогиба, разделенные Кавминводским выступом и Ставропольским поднятием. Степной Крым относительно поднят по отношению к Азово-Кубанской впадине, на юге впадины обособляется Керченско-Таманская складчатая область. Большой Кавказ разделен нами на Северо-Западный, Центральный, характеризующийся выходами доюрского фундамента, и Восточный сегменты. Юго-Восточный Кавказ частично отнесен к Восточному Кавказу, а частично – к зоне Апшеронского порога Каспийского моря.

МЕЗОЗОЙСКО‒КАЙНОЗОЙСКАЯ ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ

Южное офиолитовое ограничение

Офиолитовая сутура Измир–Анкара–Эрзинджан протягивается через всю Анатолию [85]. От г. Эрзинджана сутура следует на восток и в районе г. Эрзурум раздваивается (рис. 2). Южная ветвь продолжается до г. Кагызман, где поворачивает на юго-восток, проходит вдоль юго-западного побережья оз. Урмия и соединяется с сутурой Неотетиса [69, 71]. Высказывалось мнение, что офиолиты южной ветви, вскрытые в Северо-Западном Иране, аллохтонны и обдуцированы из северной ветви сутуры Мезотетиса [61]. Однако структурная позиция офиолитов южной ветви между микроплитами Иранской и Таврид свидетельствует в пользу того, что южная ветвь является самостоятельным продолжением сутуры Измир–Анкара–Эрзинджан. Расположенная южнее сутура Неотетиса следует вдоль зон Южно-Таврского (Битлисского) надвига в Турции и Главного Загросского надвига в Иране [45, 57, 89]. В Тавре и Загросе завершение субдукции, т.е. закрытие реликтов Неотетиса и начало коллизии произошли в конце эоцена–олигоцене [58, 75].

Рис. 2.

Мезозой‒кайнозойские тектонические зоны Черноморско-Крымско-Кавказско-Каспийского региона в их современных границах. Зональность Черного моря показана по данным [4, 47, 87]. Обозначены: АР – Абхазо-Рачинская зона, АТ – Аджаро-Триалетская зона, БД – Балкарская зона и Известняковый Дагестан, АН – вал Андрусова, ВА – вал Архангельского, ВТ – вал Тетяева, ВЧ – Восточно-Черноморская впадина, НЗ – Главный надвиг Загроса, ГК – Горный Крым, ГУ – Гурийский прогиб, ЗМ – Закавказская микроплита, ЗЧ – Западно-Черноморская впадина, ЮС – зона Южного склона Большого Кавказа (Кавказский прогиб), КБ – Кара-Бугазский свод, МЛ – Лабино-Малкинская зона, ПШ – поднятие Шатского, ПС – прогиб Сорокина, СК – северный склон Кавказского прогиба, СТ – Степной Крым, ТА – Талыш, ТП – Туапсинский прогиб, ЮТ – Южно-Таврский надвиг. 1 – сутура Неотетиса; 2 – сутура Мезотетиса; 3 – Восточный Тавр, Сомхето-Карабахская и Аджаро-Триалетская зоны; 4 – Закавказская микроплита и ее аналоги; 5 – Крымско-Кавказский прогиб; 6 – склоны Крымско-Кавказского прогиба; 7 – Скифская и Туранская плиты; 8 – Западно-Черноморская и Восточно-Черноморская впадины; 9 – эоценовый вулканический пояс; 10 – предполагаемые продолжения сутур и границ тектонических зон

Северная ветвь продолжения сутуры Измир–Анкара–Эрзинджан вскрыта западнее г. Карс и в Базумском хребте, откуда прослеживается с перерывами вдоль северного побережья оз. Севан на юго-восток до долины р. Аракс под названием Севано-Акеринской офиолитовой зоны [18, 56]. К югу от нее, в окрестностях г. Веди и Зангезурском хребте, сохранились фрагменты тектонических покровов, шарьированных из офиолитовой зоны [20]. В вулканогенно-осадочных породах офиолитовой зоны найдены радиолярии верхнего триаса и нижней юры, а габбро и базальты датированы Sm‒Nd методом 230–200 млн лет [19, 93]. Вместе с тем, в Базумском хребте юго-западнее г. Степанаван обнаружены голубые сланцы – индикаторы высокобарического-низкотермального метаморфизма, возраст которого определен ³⁹Ar‒⁴⁰Ar методом в интервале 94–90 млн лет (турон) [81]. Сланцы тектонически перекрыты неметаморфизованными офиолитами с верхнеюрскими радиоляриями [65]. На офиолитах несогласно залегают альбские конгломераты и известняки, выше лежат позднемеловые вулканиты островодужного типа [68]. В осадочных породах офиолитов покрова Веди обнаружены радиолярии среднего-позднего байоса, верхней юры и, возможно, раннего мела [64]. Офиолиты и сеноман‒туронские известняки покрова несогласно перекрыты отложениями верхнего коньяка и сантона [86]. Таким образом, формирование океанической коры, представленной офиолитами, началось в позднем триасе. Субдукция, судя по возрасту островодужных вулканитов, офиолитов и голубых сланцев, продолжалась с перерывами со средней юры до турона. Если метаморфизм, приведший к образованию голубых сланцев, происходил на начальном этапе их эксгумации, субдукция могла завершиться раньше.

Фундамент горно-складчатой системы Эльбурса сложен позднедокембрийскими образованиями гондванского типа, сходными с фундаментом Аравийско-Нубийской платформы [74]. Эльбурс отделялся от Евразии океаном Палеотетис (ранний Мезотетис), закрывшимся c образованием коллизионного орогена на южном борту в среднем триасе ~235 млн лет назад [84, 89, 94]. Следами возникшей сутуры являются серпентиниты, залегающие в тектонических пластинах восточных подножий Талыша западнее г. Решта, и метаморфизованные базит-ультрабазит-кремнистые комплексы северо-восточных подножий Биналуда в районе г. Мешхеда [59, 89]. Коллизия фиксируется региональным угловым несогласием в основании верхнетриасово-юрской формации Шемшак [89]. В Центральном Эльбурсе верхнетриасовый разрез почти непрерывен, и коллизия отмечена лишь изменением седиментации от мелководных морских карбонатов к окремнелым песчаникам [94].

Продолжение Севано-Акеринской сутуры в иранской части региона гипотетично. Высказывалось предположение, что Севано-Акеринская сутура, как и южная ветвь продолжения сутуры Измир–Анкара–Эрзинджан, сливается с сутурой Неотетиса и огибает с юга Иранскую микроплиту [6], однако более убедительно мнение, что Севано-Акеринская сутура, приобретая характер трансформы, следует вдоль Тебризского (Тебриз-Такестанского) разлома [59]. Восточнее, к югу от Восточного Эльбурса между городами Форумад и Фариман, в том же направлении протягивается полоса выходов цветного меланжа мелового возраста с покровами базальтов и телами ультраосновных пород [70]. Эти выходы меланжа продолжаются на юг в пределы Лутского блока и его юго-восточного обрамления, ограничивая с востока Иранскую малую плиту. Далее на восток, в Северо-Западном Афганистане, находится залегающая в тектонических пластинах верхнеюрско-готеривская офиолитовая зона Хашруд, оперяющая с юга зону Гератского (Главного Герирудского) разлома [14]. Указанные разрозненные выходы офиолитов подтверждают продолжение Севано-Акеринской сутуры вдоль южного края Эльбурса.

Кавказский сегмент

Мезозой‒кайнозойская тектоническая зональность части Альпийско-Гималайского пояса, расположенной севернее Севано-Акеринской сутуры и ее продолжений, наиболее детально изучена на Кавказе (рис. 3), где определяющее значение для выделения тектонических зон имеют строение и состав юрских отложений (рис. 4). К северу от сутуры расположена Сомхето-Карабахская (Сомхето-Кафанская) зона. В основании ее разреза находится герцинский фундамент с метаморфическими породами до среднего палеозоя включительно. Фундамент перекрывают терригенные породы лейаса и аалена мощностью до 400 м, а на них залегает толща вулканических, вулканогенно-терригенных, реже терригенных пород байоса, бата и келловея мощностью 2–2.5 км [67]. Вулканические породы имеют андезитовый, реже риолитовый состав. Их сменяют кверху преимущественно вулканические (базальтовые андезиты и риолиты) и туфогенные отложения верхней юры и низов мела. Толщи юры и низов мела прорваны интрузиями. K‒Ar и Rb‒Sr датировки этих вулканических и интрузивных пород островодужного типа охватывают интервал времени от 170 млн лет (байос) до 134 млн лет (валанжин) [5, 67]. Маломощные вышележащие меловые и палеогеновые (до низов эоцена) отложения представлены терригенными и карбонатными породами, а в части разреза от среднего эоцена до олигоцена преобладают вулканические и вулканогенно-обломочные отложения.

Рис. 3.

Мезозой‒кайнозойские тектонические зоны Кавказа в их современных границах. Обозначены: АР – Абхазо-Рачинская зона, АТ – Аджаро-Триалетская зона, БД – Балкарская зона и Известняковый Дагестан, ДЗ – Дзерульский выступ, ЗМ – Закавказская микроплита, ЛГ – Лагонаки; СВ – Сванетский выступ, СК – северный склон Кавказского прогиба, ТП – Туапсинский прогиб, ЮС – Зона южного склона Большого Кавказа. 1 – выходы доюрского фундамента; 2 – сутура Мезотетиса; 3 – Восточный Тавр, Сомхето-Карабахская и Аджаро-Триалетская зоны; 4 – Закавказская микроплита; 5 – Крымско-Кавказский прогиб; 6 – склоны Крымско-Кавказского прогиба; 7 – Скифская плита

Рис. 4.

Обобщенные стратиграфические разрезы юрских отложений главных мезозой‒кайнозойских тектонических зон Кавказа (по данным [29, 33, 34, 39, 48, 67], с изменениями). Обозначено: J₃ti – титон, J₃km – киммеридж, J₃ox – оксфорд, J₂cl – келловей, J₂bt – бат, J₂bj – байос, J₂al – аален, J₁tr – тоар, J₁pl – плинсбах, J₁sn – синемюр, J₁ht – геттанг. 1 – конгломерат; 2 – гравелит и грубозернистый песчаник; 3 – песчаник; 4 – алевролит, 5 – глинистый сланец и аргиллит; 6 – мергель; 7 – известняк, реже доломит; 8 – гипс; 9 – базальт; 10 – вулканические породы среднего и кислого состава; 11 – вулканические породы известково-щелочного ряда, преимущественно андезитового состава; 12 – вулканогенно-осадочные породы с вулканитами преимущественно андезитового состава; 13 – гранитоиды; 14 – метаморфические породы; 15 – поверхность несогласия

Наиболее мощный разрез островодужной вулканической серии вскрыт Саатлинской сверхглубокой скважиной, расположенной на правобережье р. Аракс, вблизи ее слияния с р. Кура. Здесь плиоцен-четвертичная моласса (2780 м), сарматские глины и известняки (50 м) и верхнеюрские-нижнемеловые известняки (710 м) несогласно перекрывают вулканогенные породы, которые вскрыты на глубинах от 3540 до забоя 8324 м [39]. Их состав изменяется снизу вверх от дацитов и андезитов до базальтовых андезитов и базальтов. Наиболее представительные Rb‒Sr и K‒Ar даты вулканитов и единичные находки радиолярий в туффите охватывают интервал времени от средней юры до раннего мела, причем наиболее многочисленны и достоверны позднеюрские даты. Основная фаза вулканизма завершилась в начале мела, но магматическая деятельность продолжалась до позднего мела, на что указывают датировки силлов и даек, секущих как вулканический комплекс, так и нижнемеловые известняки [39].

На северном краю Самхето-Карабахской зоны обособляют Аджаро-Триалетскую зону. В данной зоне на аптско-сеноманских известково-щелочных вулканитах и известняках верхнего мела залегает туфогенный флиш палеоцена и нижнего эоцена и мощная (до 2.5–3 км) толща субщелочных и щелочных вулканитов среднего-верхнего эоцена, верхняя часть которой в Центральной Аджаро-Триалетии замещается маломощными терригенными осадками и перекрыта гипсоносными отложениями олигоцена (300 м) [56]. С Аджаро-Триалетской зоной в значительной мере сходны толщи Талыша и района г. Ардебиль [48, 69].

Фундамент Закавказской микроплиты вскрыт в Дзерульском массиве, где сложен гнейсами, кристаллическими сланцами, метабазитами и метаинтрузиями разного состава, датируемыми рифеем и ранним палеозоем [56]. Они тектонически перекрыты филлитами нижнего и среднего палеозоя [48], выше залегает мелководный туфогенно-терригенно-карбонатный неоавтохтон нижнего-среднего карбона, прорванный позднепалеозойскими гранитоидами. Осадочный чехол массива начинается маломощными карбонатно-терригенными отложениями триаса, лейаса и аалена, перекрытыми мощной толщей островодужных вулканитов байоса. Маломощные вышележащие отложения представлены в грузинской части массива угленосным батом, верхнеюрскими красноцветами и эвапоритами, глинисто-карбонатным нижним мелом, терригенным сеноманом–нижним туроном, преимущественно карбонатными верхами мела–эоценом и марганценосным олигоценом [48].

Продольная тектоническая зональность более северных районов Кавказа определяется, прежде всего, строением толщ лейаса‒аалена [33, 34]. Выделяется осевой прогиб, соответствующий современной Зоне южного склона Большого Кавказа, южный и северный склоны прогиба. В Абхазо-Рачинской зоне южного склона прогиба разрез начинается с синемюра‒нижнего плинсбаха, где присутствуют грубообломочные породы и вулканиты кислого и среднего состава. Терригенный мелководно-морской лейас‒аален характеризуется большим количеством песчаных прослоев и относительно небольшой мощностью (до 2100 м). Выше залегают байосские островодужные вулканиты. В бате накапливались мелководно-морские песчано-глинистые отложения. В мальме по краю Закавказского массива возникла полоса рифов.

Разрез лейаса‒аалена осевого прогиба представлен преимущественно алеврит-глинистыми, относительно глубоководными отложениями с редкими телами базальта и имеет мощность до 7 км. На северном борту прогиба эта толща лежит на палеозойском фундаменте Центрального Кавказа, а на южном борту прогиба на территории Сванетии несогласно перекрывает дизскую серию, которая сложена песчаниками и алевролитами с прослоями известняков и в верхней части имеет черты флишоидности [42]. В разрезах дизской серии найдена фауна девона, карбона и верхнего триаса, тогда как нижний и средний триас не обнаружены, причем нижняя часть серии метаморфизована до стадии филлитов, а ее верхи метаморфизованы только до стадии аспидных сланцев, что допускает стратиграфический перерыв перед верхним триасом. Низы лейаса относятся к синемюру, что сводит к минимуму перерыв в осадконакоплении между триасом и юрой и позволяет предполагать локальность несогласия в основании юры и унаследованность юрского прогиба от позднетриасового [1].

Лейас‒ааленская толща согласно сменяется глинистыми и флишоидными (чередование глинистых сланцев и известковистых песчаников) отложениями байоса и бата, которые без видимого несогласия перекрыты флишевыми толщами от келловея до эоцена. На периферии Зоны южного склона (осевого прогиба) на эоценовом флише, вероятно, согласно залегает терригенная толща майкопа (олигоцен–низы миоцена). Мощные отложения нижней и средней юры продолжаются под флишевые толщи, а последние продолжались в часть зоны, сложенную нижней и средней юрой, но были размыты. Обе части Зоны южного склона представляли к началу миоцена единый прогиб с мощностью чехла до 15–20 км.

Северный склон лейас‒ааленского прогиба приходится на высокогорную часть Большого Кавказа и часть его северного склона, выделенную под названием Балкарской зоны, вероятно, продолжающейся под Известняковым Дагестаном [33]. В обеих зонах разрез начинается с плинсбаха, несогласно залегающего на палеозое, а в Центральном Кавказе местами на триасовых отложениях, завершающих герцинский этап развития. В обеих зонах лейас‒аален сложен тонкообломочными мелководными морскими осадками [10]. В высокогорной части их мощность составляет 1–2 км и возрастает до 3–4 км на востоке зоны, где преобладают угленосные осадки дельтового типа, и еще более возрастает к югу. В Балкарской зоне лейас‒ааленские слои имеют мощность около 1.5–2 км. В результате байосской фазы деформаций вдоль северного борта осевого прогиба возникла цепь поднятий, а севернее нее отложились мелководные среднеюрские осадки мощностью до 1.5–2 км. После предкелловейских деформаций дислоцированные нижне-среднеюрские толщи были несогласно перекрыты терригенно-карбонатными отложениями шельфового типа, охватывающими интервал времени от келловея до палеогена. На восточной периферии Большого Кавказа их мощность уменьшалась к югу.

Южный край Скифской плиты представлен на Центральном Кавказе Лабино-Малкинской зоной. Залегающие несогласно на палеозое лейас‒ааленские мелководные песчано-глинистые отложения имеют мощность 1100 м, залегающие на них с перерывом морские терригенные отложения байоса и нижнего бата имеют мощность около 300–500 м, их сменяют континентальные косослоистые песчаники верхнего (?) бата мощностью 25–100 м [34]. Выше несогласно залегают терригенно-карбонатные толщи от келловея до эоцена, сменяющиеся кверху тонкообломочными майкопскими отложениями. Их суммарная мощность 3–4 км. В пределах Ставропольского поднятия и Терского прогиба морские толщи лейаса–бата сменяются континентальными отложениями, тогда как келловейско-верхнеюрская трансгрессия проникала дальше на север. Характерная особенность зоны – пояс верхнеюрских рифов, слагающих Скалистый хребет.

Мезозой‒кайнозойские отложения Кавказа подверглись киммерийским и альпийским деформациям. В Лабино-Малкинской зоне нижне-среднеюрские толщи смяты в простые складки, более молодые отложения образуют моноклиналь, выполаживающуюся по мере удаления от Главного хребта. Для более южных тектонических зон Большого Кавказа и его южного склона Л.М. Расцветаев [37] предложил модель содвига, сочетающегося с надвигами Зоны южного склона. Кулисный ряд правых сдвигов северо-западного простирания позволяет предполагать наличие общей правосдвиговой деформации вдоль этой зоны [35].

Тектонические зоны Кавказа испытали складчато-надвиговые деформации с доминирующей южной вергентностью. Их проявлением в Лабино-Малкинской зоне может быть плато Лагонаки, структуру которого В.В. Белоусов [8] интерпретировал как поддвиг дислоцированных нижне-среднеюрских отложений под верхнеюрские известняки. Степень поперечного укорочения складчатых структур определена в 50% в Зоне южного склона и ~40% в нижне-среднеюрских отложениях Восточного Кавказа [53–55]. На Северо-Западном Кавказе степень укорочения – около 20% [27, 53]. Из-за движений по крупным надвигам тектонические зоны образовали пакеты пластин, смещенные к югу [4, 17, 20, 27, 56, 67, 86]. Крупные надвиги выделяются на южных флангах высокогорной части Большого Кавказа, Зоны южного склона, Абхазо-Рачинской и Аджаро-Триалетской зон и Самхето-Карабахской зоны по Севано-Акеринской сутуре.

Поперечное укорочение Зоны южного склона, обусловленное надвиговыми перекрытиями, оценено на территории Грузии в 60–100 км [11]. В западной части Центрального Кавказа результаты геофизических исследований методом обменных волн удаленных землетрясений (МОВЗ) интерпретированы как поддвиг утоненной кристаллической части коры Зоны южного склона под земную кору Большого Кавказа примерно на 80 км [49]. Дополненное складчато-надвиговыми деформациями Центрального Кавказа, суммарное поперечное укорочение превышает 150 км [21]. С такими оценками согласуются данные по территории Азербайджана, где суммарное поперечное укорочение Восточного Кавказа и его южного склона, обусловленное смещениями по крупным надвиговым зонам, определено в 140–160 км [17]. Вместе с тем, палеотектонические реконструкции М.Г. Леонова [24] позволяют предполагать, что в процессе эоцен-олигоценовой седиментации Зона южного склона пододвигалась под Закавказскую микроплиту, что позднее были замаскировано встречным надвиганием Большого Кавказа. Предполагаемое пододвигание увеличивает величину поперечного укорочения, которое, согласно палеомагнитным данным, могло превысить 300 км [6].

Крымско-Черноморский сегмент

В Крыму выделяются тектонические зоны Горного Крыма и Степного (Равнинного) Крыма, который к востоку сменяется Азово-Кубанским предгорным прогибом с Керченско-Таманской складчатой областью на юге.

В восточной части Черного моря выделены [4, 47]:

‒ продолжающее Закавказскую микроплиту поднятие (вал) Шатского;

‒ Восточно-Черноморская впадина;

‒ валы Андрусова и Архангельского, кулисно подставляющие друг друга и объединяемые в поднятие Андрусова–Архангельского;

‒ Западно-Черноморская впадина (см. рис. 2).

Северо-западное окончание поднятия Шатского, удлиненное к западу и сливающееся с окончанием вала Андрусова, называют валом Тетяева. Между ним и Крымом расположен небольшой прогиб Сорокина, между валом Шатского и Зоной южного склона находится Туапсинский прогиб. На юго-востоке Черного моря выделен Гурийский прогиб [4]. Поднятие Андрусова–Архангельского и Восточно-Черноморская впадина примыкают на юго-востоке к структурам Восточного Понта, ограниченного с юга сутурой Измир–Анкара–Эрзинджан.

Степной Крым отделен от Восточно-Европейской платформы Северо-Крымским разломом, который представляет собой наклоненную на юг палеозойскую сутуру [52]. С ней связана выявленная по данным сейсмопрофилирования северная вергентность структур метаморфизованного палеозойского фундамента Степного Крыма. Скважинами вскрыты верхнепалеозойские базиты, ассоциирующие с кремнисто-карбонатными сланцами, а также ультрабазиты и метаультрабазиты [32, 52]. Фундамент перекрыт осадочным чехлом мела и кайнозоя, достигающим значительной мощности в отдельных грабенообразных прогибах [4, 32].

В Горном Крыму древнейшая обнаженная часть разреза представлена таврической свитой верхнего триаса и нижней юры мощностью более 3 км [32]. Это песчано-глинистые отложения, нижняя (триасовая) часть которых демонстрирует признаки флишоидности и, возможно, отделена от верхней несогласием [4, 79]. На северном склоне Крымских гор выделяется эскиординская свита. Первоначально полагали, что она является средней частью таврической свиты, отличающейся более грубообломочным составом и датируемой самыми верхами триаса и низами лейаса [32]. Позднее возрастной диапазон накопления эскиординской свиты был расширен, и ее стали рассматривать как краевую фацию таврического бассейна. Таврическая свита завершается фрагментарно присутствующими песчаниками аалена, которые несогласно перекрыты мелководным вулканогенно-осадочным байосом мощностью 0.5–1 км и маломощными мелководными аргиллитами и песчаниками бата. Юго-западнее г. Симферополя получены ⁴⁰Ar/³⁹Ar даты вулканических образований ~172–158 млн лет, что соответствует байосу–оксфорду [78]. Фацию северного борта бассейна представляют конгломераты и песчаники битакской свиты, вскрытой возле г. Симферополь и датированной ископаемой флорой в интервале средняя юра–начало мела.

Нижне-среднеюрские отложения несогласно перекрыты карбонатной, местами отчетливо рифогенной толщей верхней юры и нижнего берриаса с линзами келловейских конгломератов в основании. По данным [4, 79], в районе г. Судак вскрываются более глубоководные морские аргиллиты и турбидитовые песчаники келловея и оксфорда. На востоке Горного Крыма (гора Демерджи и район пос. Орджоникидзе) верхняя часть верхней юры представлена конгломератами, в составе гальки которых преобладают верхнеюрские известняки, но наряду с ними присутствуют обломки более древних пород, в том числе базитов, верхнетриасовых радиоляритов [52] и гранитов с радиоизотопной датой ~1.5 млрд лет [50]. Выше несогласно залегает осадочный комплекс, сложенный мелководными морскими отложениями, преимущественно тонкообломочными валанжин-альбскими (200–250 м), мергелисто-известняковыми сеноман-эоценовыми (~450–600 м) и глинистыми олигоцен‒нижнемиоценовыми (майкопская свита, до 300 м). Внутри комплекса отмечены локальные перерывы и несогласия. Выше несогласно залегают мелководные осадки среднего–верхнего миоцена (до 150–200 м), перекрытые маломощной, преимущественно континентальной молассой плиоцена–квартера [32, 79].

Первоначально структура Горного Крыма интерпретировалась как мегантиклиналь с разрушенным южным крылом, осложненная крутопадающими разломами и складками, особенно многочисленными в таврической свите и средней юре [32]. Позднее были установлены надвиги и шарьяжи преимущественно южной вергентности [30, 31, 51, 52]. Граница Степного и Горного Крыма образована наклоненной на север Предгорной сутурой – сложно построенной глубинной надвиговой зоной [52]. От нее ответвляется к югу более пологая зона Симферопольского надвига, по которому в скв. Симферопольская-1 обнаружено налегание таврической свиты на нижнемеловые отложения.

Степной Крым представляет собой южный край Скифской плиты. Горный Крым по строению разреза и характеру дислоцированности верхнетриасовых и нижне-среднеюрских отложений близок к Зоне южного склона (осевой части раннеюрского прогиба) Большого Кавказа. Эскиординская и битакская свиты Крыма отлагались на северном борту этого прогиба. Более молодые отложения северного склона Горного Крыма сходны с отложениями Лабино-Малкинскую зоны. Осадочный чехол Горного Крыма испытал киммерийские деформации, проявившиеся в три основные фазы ‒ предбайосскую, келловейскую и предваланжинскую. Наиболее значимые альпийские деформации произошли после отложения майкопской свиты и также были многофазными.

К востоку от вулканического массива Карадаг тектоническое поднятие, образованное верхнетриасовыми и юрскими отложениями, аналогичными обнаженным в Горном Крыму, резко сужается и на суше вскрыто только возле пос. Орджоникидзе в следующей последовательности наклоненных на север слоев (пачек) (снизу вверх) [40]:

(1) глинистые сланцы, видимая мощность до 10 м;

(2) разнозернистые слоистые песчаники, отчасти вулканомиктовые, с прослоями известняка в верхней части, до 100 м;

(3) аргиллиты и алевролиты, до 150 м;

(4) конгломераты и песчаники с глыбами и олистоплаками верхнеюрских известняков в низах разреза и прослоями аргиллита и алевролита в верхней части, более 90 м.

Пачка 1, содержащая фауну верхнего триаса [32], отождествлена с низами таврической свиты, пачка 2 отождествлена с эскиординской свитой. Пачка 3, содержащая вверху батскую фауну [32], относится к средней юре, а пачка 4 сходна с верхнеюрскими конгломератами Демерджи, возраст которых определен как киммеридж‒титонский [38]. Несогласия выявлены в основании пачки 4 и, возможно, пачек 2 и 3. Пачки разреза разделены поверхностями срыва, выраженными зеркалами скольжения (рис. 5) и резкими колебаниями мощности пачек 2 и 3. Эти пачки нарушены многочисленными мелкими надвигами и складками. Пачка 4 смята в простые складки.

Рис. 5.

Зеркала скольжения в подошве верхнеюрской песчано-конгломератовой толщи на юге п-ова Крым, пос. Орджоникидзе.

К югу от п-ова Керченский тектоническому поднятию пос. Орджоникидзе отвечает, судя по данным сейсмопрофилирования методом широкоугольных отраженных и преломленных волн [88], выступ фундамента, где мощность чехла сокращена до 2–3 км. Восточным продолжением этого поднятия является Анапский выступ [4], сложенный кайнозойскими отложениями Зоны южного склона Большого Кавказа.

Севернее описанной структуры обнажены смятые в простые складки толщи Керченско-Таманской области, которые возле г. Феодосия сложены меловыми и нижне-среднепалеогеновыми осадками в шельфовых фациях, а севернее и восточнее – алеврито-глинистой майкопской свитой и карбонатно-терригенными, преимущественно глинистыми мелководными отложениями от среднего миоцена до квартера. По данным сейсмопрофилирования [88], в пределах п-ова Керченский и южной части Азовского моря мощность чехла достигает ~8 км за счет утолщения кайнозойской части разреза и, прежде всего, майкопской свиты. Складчатая область полуострова отделена Южно-Азовским разломом от слабо деформированной части Азово-Кубанского прогиба. Далее к северу находится Средне-Азовское поднятие, где мощность чехла сокращена до 4–2 км, и к поверхности приближается палеозойский фундамент Скифской плиты. Близ северного берега моря это поднятие граничит по зоне Главного Азовского разлома, продолжающего Северо-Крымскую сутуру, с Азовским массивом – южным краем Восточно-Европейской платформы. Таким образом, Скифская плита здесь сужена, и ее южная часть представлена Азово-Кубанским прогибом с Керченско-Таманской складчатой областью на юге. Прогиб и складчатая область продолжаются на восток, где граничат с Северо-Западным Кавказом.

Данные о строении дна Черного моря получены, главным образом, в результате сейсмопрофилирования [4, 72]. Предполагается, что на отдельных участках поднятия Шатского в юрское время обнажался домезозойский фундамент, остальная часть была покрыта маломощными отложениями лейаса–аалена и на востоке вулканитами средней юры, аналогичными тем, что обнажены на Дзерульском массиве и вскрыты скважинами в Рионской впадине. Затем поднятие перекрыли осадки, в основании которых выделены карбонаты верхней юры, а выше – маломощная толща неокома [4]. Сходные отложения могли покрывать поднятие Андрусова–Архангельского и Восточно-Черноморскую впадину.

Сейсмопрофилирование выявило в Черном море многочисленные апт‒альбские сбросы, смещения по которым сконцентрировались в сеноман-сантоне в Западно-Черноморской и Восточно-Черноморской впадинах, положив начало их опусканию [4]. Погружение Восточно-Черноморской впадины отразилось в возрастании мощностей отложений верхов мела, палеоцена и эоцена. Интенсивное и неравномерное майкопское осадконакопление (более 5 км в Восточно-Черноморской впадине) выровняло тектонический рельеф, а маломощные средне-верхнемиоценовые осадки его окончательно снивелировали. Плиоцен-четвертичные отложения мощностью до 2 км отлагались в Восточном Черноморье без существенной дифференциации [4, 47]. В итоге мощность осадочного чехла на поднятии Шатского составила 5–8 км, в Восточно-Черноморской впадине составила 12–15 км [4].

Особенность Туапсинского прогиба – большая мощность отложений майкопской свиты, нарушенных многочисленными складками и надвигами с юго-западной вергентностью [4]. Прогиб является краем Зоны южного склона Большого Кавказа, надвинутым на склон поднятия Шатского. Аналогичные особенности – большая мощность майкопских отложений и их высокая дислоцированность с южной вергентностью ‒ характерны для прогиба Сорокина, продолжающего Туапсинский прогиб [72].

В Восточных Понтидах, как и в Сомхето-Карабахской зоне, есть выходы байкальско-герцинского фундамента с метаморфическими породами до среднего палеозоя включительно [4, 48]. Мезозойско-кайнозойский разрез [80] начинается тонкообломочными отложениями с телами диабазов верхнего триаса и лейаса–аалена, причем триас с признаками флишоидности отделен несогласием от лейаса, где присутствуют карбонатные слои. Выше с несогласием залегают среднеюрские (байос и бат) вулканиты и вулканогенно-осадочные породы островодужного типа, согласно сменяющиеся карбонатами верхней юры и неокома мощностью до 2–3 км. Над ними залегают известково-щелочные вулканиты турона–кампана и мелководные карбонаты маастрихта–эоце-на. Отложения претерпели интенсивный диастрофизм в конце эоцена и олигоцене. Таким образом, Восточные Понтиды являются продолжением Сомхето-Карабахской зоны. В обеих зонах происходил среднеюрский островодужный вулканизм, его более поздние проявления несколько различались по возрасту.

Каспийско-Эльбурсский сегмент

В Средне-Каспийской впадине граница слабо деформированной части Скифской плиты отгибается к юго-востоку и приближается к Апшеронскому порогу. На восточном побережье Среднего Каспия находится Карабугазский свод, где мощность осадочного чехла сокращена до 0.5–2 км, и на поверхность местами выходит палеозойский фундамент [12]. Юго-восточнее, в Большом Балхане, обнажаются тонкообломочные толщи нижней и средней юры, сходные с одновозрастными отложениями Большого Кавказа, т.е. северного склона осевого прогиба. Возможно, они продолжаются под Копетдагом и вскрываются восточнее г. Мешхед в виде формации Кашеф-Руд. Она с базальными конгломератами залегает на породах фундамента и сложена тонкообломочными осадками с морской фауной от тоара до средней юры [70]. Вышележащие толщи от келловея до миоцена также в общих чертах сходны с Восточным Кавказом.

В Апшеронском пороге и непосредственно к югу от него толщина осадочного чехла возрастает из-за тектонического скучивания. Данные сейсмопрофилирования указывают на надвигание коровой пластины Среднего Каспия на Южно-Каспийскую впадину и связанные с этим складчато-надвиговые деформации осадочного чехла с преобладающей южной вергентностью [17, 26]. Далее к югу, в западной части Южно-Каспийской впадины мощность осадочного чехла достигает ~20 км, из которых 9–11 км приходится на плиоцен‒четвертичную молассу и 9–11 км на юрско-миоценовую часть разреза [3, 25]. Эта область, может рассматриваться как продолжение Зоны южного склона Большого Кавказа, подвергшееся интенсивному прогибанию в плиоцен‒квартере. На востоке область интенсивного плиоцен‒четвертичного прогибания вырождается в узкий Горганский прогиб, примыкающий к Эльбурсу. В восточной части Южного Каспия и в Западно-Туркменской впадине мощность чехла сокращена до 16 км за счет утонения плиоцен–четвертичной части разреза, тогда как мощность юрско–миоценовых толщ такая же, как в западной части Южного Каспия (10–11 км) [16].

Закавказская микроплита прослеживается до Нижне-Куринской впадины [17]. Ее узкие и фрагментарные продолжения в Эльбурсе отмечены выходами кристаллических сланцев и метаморфизованных пород венда – нижнего палеозоя западнее г. Решт, южнее г. Чалус и южнее г. Горган. Вероятно, они разделяют продолжения южного склона осевого прогиба Большого Кавказа и Самхето-Карабахской зоны. В Эльбурсе нижняя и средняя юра (возможно, с самыми верхами триаса) отделена несогласием от маломощных триасовых карбонатов и представлена песчаниками, алевролитами и глинистыми сланцами формации Шемшак мощностью до 1.5–2 км [69]. Южнее г. Решт (возле г. Рудбар) в составе формации существенное место занимают грубые песчаники, гравелиты и углистые сланцы, выделяемые также на южном склоне Эльбурса восточнее Тегерана. На северном склоне Эльбурса в районе г. Сари и восточнее в составе формации Шемшак преобладают тонкообломочные отложения с телами андезитов и базальтовых андезитов, которые можно рассматривать как слабые проявления островодужного вулканизма. Формацию Шемшак несогласно перекрывают карбонатные отложения конца средней юры и верхней юры, среди которых выделяются рифовые фации. Юрские части разреза залегают в виде покровно-надвиговых пластин (рис. 6), отчего положение вулканитов в разрезе оценить трудно. Их помещают в низы формации Шемшак [69], но не исключено их присутствие и в более высокой ее части. Отделенные несогласием вышележащие толщи представлены осадками шельфового, в палеогене также субаэрального типа, а именно, нижнемеловыми известняками, верхнемеловыми мергелями и палеогеновыми песчаниками. Широко распространена эоцен–олигоценовая формация Карадж, сложенная вулканическими и туфогенными породами. Разрез завершается Верхней Красноцветной формацией миоцена – алевролитами и песчаниками с линзами гипса и известняка.

Рис. 6.

Надвигание нижне-среднеюрских глинисто-алевритовых сланцев с телами андезита на верхнеюрские мраморизованные известняки и чешуйчатое строение крыльев надвига, северный склон Эльбурса.

МЕЗОЗОЙСКО‒КАЙНОЗОЙСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ РЕГИОНА

В позднем триасе, ранней юре и аалене южнее Восточного Понта, Самхето-Карабахской зоны и, возможно, Эльбурса находился бассейн Мезотетиса с корой океанического типа, реликты которого запечатлены в разрезах сутур Анкара–Эрзинджан–Кагызман и Севано-Акеринской. Севернее на герцинском фундаменте в лейасе–аале-не располагалась сравнительно слабо прогибавшаяся область мелководных терригенных фаций Самхето-Карабахской зоны и Восточного Понта, к северу от нее находилась Закавказская микроплита. Ее основание, судя по строению Дзерульского массива, сложено метаморфическими породами позднедокембрийского или байкальского возраста, перекрытыми палеозойским платформенным чехлом и прорванными позднегерцинскими гранитоидами. На платформенном чехле отложились карбонатно-терригенные платформенные осадки триаса, лейаса и аалена.

Севернее в лейасе и аалене развивался протяженный прогиб, где накапливались тонкообломочные отложения (см. рис. 4). Они являются наиболее глубоководными в осевой части прогиба, соответствующей современной Зоне южного склона Большого Кавказа и Горному Крыму. В Крыму лейасовое осадконакопление наследовало позднетриасовое, хотя, возможно, и отделялось от него перерывом [79]. В кавказской части прогиба, в Сванетии, отложения верхнего триаса и лейаса разделены угловым несогласием [43]. Однако и здесь можно предполагать унаследованность осадконакопления, поскольку тип осадков сходен, а стратиграфический перерыв невелик.

На южном и северном склонах кавказской части прогиба мощность лейаса‒аалена сокращается, и фации становятся мелководными. Триас, вскрытый на склонах Передового хребта, завершает палеозойское развитие, а лейас залегает на более древних породах несогласно. Тенденция к уменьшению мощности усиливается к северу, на Скифской плите, где наряду с мелководными морскими (Лабино-Малкинская зона) местами присутствуют континентальные фации или осадки отсутствуют. В крымской части осевой прогиб не распространялся южнее современной впадины Сорокина. Основную часть Черного моря занимало продолжение Закавказской микроплиты, смыкавшееся на западе с Мезийской плитой с тем же возрастом фундамента [83], образуя единую Мезийско-Черноморско-Закавказскую малую плиту.

В байосе на северном краю бассейна Мезотетиса началась субдукция, о развитии которой можно судить по возрасту вулканических образований островодужного типа на северном обрамлении бассейна (см. рис. 4). Среднеюрско–меловые вулканиты достигают наибольшей мощности в Самхето-Карабахской зоне и Восточном Понте. Байосские вулканиты отмечены также на Закавказской микроплите и в Абхазо-Рачинской зоне. Осевая часть кавказского прогиба развивалась в байосе‒бате в прежнем режиме и не содержит признаков островодужного вулканизма. Однако в западной части северного склона прогиба (Горный Крым и Северо-Западный Кавказ) отмечаются среднеюрские вулканические образования преимущественно среднего состава на фоне доминирующего морского терригенного осадконакопления. Юрские вулканиты обнаружены и в смежной части Скифской плиты [52]. С тем же магматическим импульсом может быть связан пояс долеритовых даек, протягивающийся вдоль северного борта Зоны южного склона [34]. Возможно, эти вулканические образования обусловлены активизацией палеозойских источников магмообразования в киммерийскую тектоническую эпоху.

Осевая часть кавказского прогиба продолжалась на юго-восток в Южно-Каспийскую впадину. В Эльбурсе смыкаются нижне-среднеюрские комплексы, сходные с образованиями южного борта кавказского прогиба и Сомхето-Карабахской зоны. Вулканические породы, обнаруженные в формации Шемшак Эльбурса, вероятно, являются образованиями островодужного типа.

Раннемезозойские структурные элементы в дальнейшем развивались различно. Вулканизм и сопровождавший его интрузивный магматизм островодужного типа продолжался с перерывами в Сомхето-Карабахской зоне до тортона, в Восточном Понте продолжался, возможно, до кампана. В пределах Закавказской микроплиты после байосского вулканизма возобновилось платформенное осадконакопление. В бате отлагались угленосные осадки. В верхней юре накапливались красноцветы и эвопориты, а вдоль северного склона микроплиты возникли рифовые постройки. Карбонатные отложения с рифовыми постройками выявлены и на поднятии Шатского. В Зоне южного склона Большого Кавказа интенсивное осадконакопление не прерывалось, и с келловея до эоцена формировался флиш, а в олигоцене и раннем миоцене отлагалась тонкообломочная майкопская свита.

Более северные тектонические зоны испытали несколько фаз киммерийской эпохи деформаций. На Кавказе они начались в позднем байосе, продолжались в бате и достигли максимуму перед келловеем. В Центральном Кавказе интенсивные деформации привели к поднятию и выходу на поверхность герцинского фундамента. На Восточном Кавказе, несмотря на интенсивные киммерийские деформации, степень размыва оказалась меньше и отразилась угловым несогласием в основании вышележащих толщ. Наша интерпретация этой особенности Восточного Кавказа опирается на данные глубинного сейсмического зондирования [23]. Согласно им, поверхность Мохоровичича характеризуется граничными скоростями Vp = 8.2–8.3 км/с. Ниже, на глубинах 59–66 км, выделяется слой с Vp, уменьшенными до 7.8 км/с, под ним находится еще один раздел с граничной скоростью Vр = 8.5 км/с. Возможно, этот нижний раздел является реликтом прежней подошвы коры, над которой кора была метаморфически уплотнена до мантийных значений. Уплотнение компенсировало деформационное утолщение коры, отчего киммерийское поднятие оказалось незначительным [45].

Предкелловейские деформации были решающими в развитии Горного Крыма. Им предшествовала предбайосская фаза диастрофизма, а окончательное оформление киммерийской складчато-надвиговой структуры произошло в берриасе [79]. Тогда же завершилось формирование вулканического центра Карадага, характеризуемое ⁴⁰Ar/³⁹Ar датами ~151–142 млн лет [78]. В итоге, развитие глубоководного Крымско-Кавказского прогиба в его крымской части прекратилось, но продолжалось на Кавказе и в Южно-Каспийской впадине.

Верхнеюрские рифогенные известняки Горного Крыма и конгломераты Демерджи и района пос. Орджоникидзе залегают на таврической свите и средней юре с угловым несогласием. В основании известняков и конгломератов, а также между отдельными пачками верхнетриасовых и нижне-среднеюрских отложений наблюдаются тектонические срывы. В нескольких скважинах под известняками вскрыты меловые отложения. Все это приводит к выводу, что верхнеюрские известняки заняли современное положение в результате надвигания, основная фаза которого имела место, скорее всего, в начале мела. Высказывалось предположение, что известняки перемещены с юга, возможно, с северного края поднятия Шатского [4, 52]. Мнение о том, что известняки надвинуты с севера, с края Скифской плиты [30, 31], предпочтительнее, поскольку согласуется с доминирующей южной вергентностью надвигов Горного Крыма и наличием верхнеюрских рифовых известняков на краю Скифской плиты Северного Кавказа. В таком случае верхнеюрские конгломераты можно интерпретировать как олистостромовый комплекс перед фронтом двигавшегося на юг рифового массива. В новейшее время часть известняков сползла на южный берег Крыма и часть шельфа [52].

В апт–альбе Черноморский массив подвергся растяжению с образованием сбросов, которые в дальнейшем сконцентрировались на бортах будущих Западно-Черноморской и Восточно-Черноморской впадин [4]. В результате Мезийско-Черноморско-Закавказская плита разделилась на блоки и испытала раздвигание. В позднем мелу и палеогене, а особенно интенсивно в олигоцене и раннем миоцене опускавшиеся впадины заполнялись морскими осадками. Возникла эшелонированная система из трех глубоководных прогибов – Западно-Черноморского, Восточно-Черноморского и Кавказско-Южно-Каспийского. Между ними отлагались более мелководные осадки. Средне-позднемиоценовое осадконакопление снивелировало остаточные поднятия и новообразованные прогибы. В плиоцен‒четвертичное время они испытали общее погружение.

Киммерийские структуры Горного Крыма и Большого Кавказа были перекрыты в меловое и палеогеновое время отложениями шельфового типа, мощность которых, в целом, уменьшается к югу. Выявлены позднеэоценовые деформации [36, 79], а в олигоцене, в ходе накопления майкопской свиты, проявились локальные субаэральные поднятия на Центральном Кавказе. Однако осадконакопление развивалось в разных зонах Большого Кавказа по единому структурному плану в течение всего палеогена до начала миоцена [22]. Это заставляет относить главные фазы альпийских складчато-надвиговых деформаций к концу раннего миоцена и среднему миоцену. Сомхето-Карабахская зона испытала интенсивные деформации с конца среднего эоцена до олигоцена. В плиоцен-четвертичное время деформации сжатия дополнило общее поднятие Большого и Малого Кавказа и в меньшей степени Горного Крыма [45].

Геодинамическая интерпретация бассейна с корой океанического типа, представленного Севано-Акеринской сутурой и ее продолжениями, и эоценового вулканизма региона, а также эволюция строения земной коры выделенных тектонических зон требуют дополнительного обсуждения.

Севано-Акеринская зона рассматривалась как сутура Неотетиса, близкая по возрасту его южной сутуре, протягивающейся вдоль Южно-Таврского надвига и Главного надвига Загроса [48, 86]. Основным аргументом в пользу такого решения являлись проявления мел‒палеогенового островодужного вулканизма севернее каждой из сутур. По нашему мнению, Севано-Акеринская сутура представляет более раннюю стадию развития, т.е. реликт Мезотетиса. В южной сутуре офиолиты имеют позднемеловой возраст, а глубоководные осадки датируются временем до раннего палеогена [58], тогда как формирование офиолитов северной сутуры закончилось в мелу. Островодужный магматизм начался севернее южной сутуры (микроплита Анатолия‒Тавриды) в позднем мелу [63], а севернее Севано-Акеринской и Анкара-Эрзинджанской сутур (Восточные Понтиды, Сомхето-Карабахская зона и их северные обрамления) – в средней юре. Островодужный магматизм завершился в северных крыльях сутур после закрытия соответствующих океанических бассейнов – в плиоцене на юге (в Загросе) и туроне или кампане на севере.

Пояс интенсивных проявлений эоценового вулканизма охватывает Восточный Понт, Аджаро-Триалетскую зону, часть Сомхето-Карабахской зоны Армении, Нахичевань, Карабах и Талыш (см. рис. 2). Наиболее значительные эоценовые магматические провинции Северо-западного и Северного Ирана образуют две зоны – Урмия–Дохтар и Эльбурс (вулканическая формация Карадж) [60]. Зона Урмия‒Дохтар сложена надсубдукционными магматическими образованиями Неотетиса. Зона Эльбурс, удаленная от сутуры Неотетиса, находится на продолжении эоценового пояса более западных частей региона, причем геологические и геохимические характеристики данных зон в значительной мере сходны [60, 94].

Лавы и туфы эоценового пояса варьируют по составу от базальтов до риолитов, но преобладают породы андезитового состава. Это преимущественно известково-щелочные образования, хотя в Аджаро-Триалетии и Талыше представлены также породы щелочного ряда. В Восточном Понте и, в меньшей степени, районе Нахичевани и других частях пояса среди вулканитов присутствуют тела гранитов, реже гранодиоритов, кварцевых диоритов и диоритов. В отдельных частях пояса вулканические образования сочетаются в большей или меньшей пропорции с глинами, песчаниками и известняками. Детализация определений возраста вулканитов Восточного Тавра и Аджаро-Триалетии показала, что максимум вулканизма приходился на середину и конец среднего эоцена.

Проявления эоценового вулканизма приурочены, главным образом, к северным обрамлениям Анкара-Эрзинджанской и Севано-Акеринской сутур. Однако в Памбакском хребте, Центральной и Юго-Восточной Армении и Нахичевани они распространяются на юго-западное обрамление Севано-Акеринской сутуры, где содержание осадочных пород в эоценовом комплексе возрастает. Геохимическое сопоставление вулканических пород по обе стороны сутуры показало их сходство как производных мантийных шпинелевых лерцолитов, где шпинель могла быть продуктом преобразования амфиболитов [82].

Магматические образования эоценового пояса близки по составу к породам энсиалических островных дуг, в данном случае к юрско-меловым вулканитам, возникшим на стадии субдукции вдоль Анкара-Эрзинджанской и Севано-Акеринской зон Мезотетиса. В значительной мере области эоценовых и надсубдукционных вулканических проявлений совпадают. Однако эоценовый пояс сформировался после закрытия Мезотетиса на коллизионной стадии развития. Этим он сходен с позднемеловым Охотско-Чукотским вулканическим поясом, возникшим после окончания субдукции в раннем мелу [44]. Вероятно, указанные тектоно-магматические образования имеют сходное происхождение.

Данные о строении и мощности земной коры (глубинах фундамента и поверхности Мохоровичича) различных тектонических зон и их частей (табл. 1, рис. 7) получены методами сейсмопрофилирования. Они отражают современное состояние земной коры, подвергшейся преобразованиям в связи с плиоцен‒четвертичными вертикальными движениями. Эти преобразования затронули в наибольшей степени горные сооружения, особенно интенсивно поднимавшиеся в плиоцене и квартере, а также Черноморскую и Каспийские впадины с мощным плиоцен‒четвертичным осадочным чехлом. Преобразования коры впадин оцениваются в первом приближении по мощности плиоцен‒четвертичных осадков.

Рис. 7.

Строение земной коры в разных тектонических зонах Черноморско-Кавказско-Каспийского региона. Номера разрезов даны в соответствии с табл. 1. 1 – разрезы земной коры (слева указан масштаб разрезов): а – среднемиоцен-четвертичная часть осадочного чехла, б – осадочный чехол без среднего миоцена – квартера, в – кристаллический фундамент; 2 – границы тектонических зон, показанных на рис. 2; 3 – сутура Неотетиса; 4 – сутура Мезотетиса; 5 – предполагаемые продолжения сутур и границ тектонических зон

Строение коры тектонических зон Большого Кавказа до интенсивной позднекайнозойской деформации и горообразования было рассчитано, исходя из следующих допущений [45]. Главные позднеальпийские деформации происходили, начиная с конца раннего миоцена. К этому времени кора была изостатически выровнена, и земная поверхность отклонялась от уровня моря не более чем на ~300 м, чему могла бы соответствовать континентальная кора мощностью 40–42 км и средней плотностью 2.83 г/см³. Однако значительную часть коры составляет осадочный чехол со средней плотностью ~2.5 г/см³. Плотность пород фундамента под мощными осадочными бассейнами повышается до 2.9–2.93 г/см³ [3]. Результаты гипотетической реконструкции строения коры с такими параметрами приведены в таблице 1.

Сопоставление значений мощности и строения коры в разных тектонических областях выявляет некоторые новые аспекты их структурной эволюции. Мощность земной коры Скифской плиты в Срединно-Азовском поднятии близка к средним значениям ~40 км для эпипалеозойских платформ. В Степном Крыму и Лабино-Малкинской зоне мощность возрастает до 43–44 км. В Лабино-Малкинской зоне мощность коры до начала позднекайнозойских деформаций и горообразования составляла 38–39 км, т.е. была близка к средним платформенным значениям. Вероятно, утолщение коры Степного Крыма также имеет деформационное происхождение. В Азово-Кубанском прогибе мощность коры уменьшается до 36 км в соответствии с увеличением мощности осадочного чехла, а в Керченско-Таманской зоне возрастает до 40–42 км, поскольку столь же мощный чехол там испытал позднекайнозойское деформационное утолщение. В пределах Большого Кавказа, который представлял собой промежуточную область между Скифской плитой и глубоководным прогибом Зоны южного склона, до начала позднекайнозойских преобразований мощность коры варьировала. Она достигала ~42 км в Центральном Кавказе и уменьшалась до ~35–36 км в Северо-Западном и Восточном Кавказе. Поскольку Центральный и Восточный Кавказ подверглись интенсивным киммерийским деформациям, но отреагировали на них по-разному, можно полагать, что эти различия связаны с изначальной неоднородностью коры южного края Скифской плиты. Возможно, под Азово-Кубанским прогибом, Керченско-Таманской зоной и Северо-Западным Кавказом земная кора была более мафической, чем под Центральным Кавказом и Степным Крымом. Аналогичным образом могли отличаться от Центрального Кавказа Восточный Кавказ и Дербентский прогиб.

В пределах Зоны южного склона Большого Кавказа современная земная кора является продуктом интенсивных позднекайнозойских преобразований и имеет мощность 45–50 км на юго-востоке и в центре и ~35 км на северо-западе. Реконструированная мощность коры осевой части Кавказского прогиба до начала этих преобразований составляет 34 ± 2 км, из которых 18 ± 2 км приходятся на юрско‒палеогеновый чехол. При сопоставлении этих значений с параметрами коры Южно-Каспийской, Западно-Черноморской и Восточно-Черноморской впадин принимались во внимание плиоцен-четвертичные изменения этих параметров в результате интенсивного опускания и накопления мощных обломочных толщ, которые в Черном море охватили также подводные поднятия и, возможно, сопровождались увеличением водной массы. Если учесть их геодинамический эффект, получится, что мощность осадочного чехла прежде была меньше, а фундамента – больше, и строение земной коры указанных впадин окажется во многом сходным с осевым трогом кавказской части Крымско-Кавказского прогиба. Все эти впадины характеризуются более или менее значительным утонением прежней континентальной коры. Однако полного ее разрыва не произошло, о чем свидетельствует отсутствие магматических признаков спрединга. На поднятиях Шатского и Андрусова–Архангельского мощность земной коры уменьшается к северу. Возможно, это отражает их расположение на южном склоне ранее существовавшего Крымско-Кавказского прогиба. Его зарождение и развитие в позднем триасе–ранней юре не связано с развитием Мезотетиса. Базальтовые дайки и силлы в лейасовых отложениях осевого прогиба Кавказа указывают на условия растяжения. Вероятно, прогиб возник как грабенообразная структура, сходная с Западно-Черноморской и Восточно-Черноморской впадинами. Позднее прогиб был вовлечен в коллизионные взаимодействия, связанные с закрытием Мезотетиса, испытал сжатие со стороны Закавказской микроплиты и в палеогене, возможно, пододвигался под нее.

СТРОЕНИЕ ВЕРХНЕЙ МАНТИИ ПО СЕЙСМОТОМОГРАФИЗИЧЕСКИМ ДАННЫМ

Два разреза, показывающие вариации Vp и Vs, были построены по данным глобальной сети [41, 62, 73, 91]. Для характеристики распределения аномальных значений Vp и Vs использовались их отклонения от среднего значения для данного слоя в процентах. Повышенными и пониженными считались отклонения dVp $ \geqslant $ 0.25 и dVs $ \geqslant $ 0.5. На основе таких разрезов, построенных для разных территорий, предложена модель верхнемантийных течений, которые распространяются от суперплюмов типа Эфиопско-Афарского и Тихоокеанского, перемещают литосферные плиты и обеспечивают их взаимодействие; выявлены компенсирующие нисходящие потоки в мантии, образованные отторженными фрагментами метаморфически уплотненной литосферы и теми субдуцированными слэбами, которые проникают ниже переходного слоя мантии (~400–700 км) [41]. Однако большинство слэбов на уровне этого слоя переходят в горизонтальные линзы, направленные от субдуцируемых плит [15, 66, 77].

Позднее было построено 12 сейсмотомографических разрезов мантии [46], базой данных для которых послужила объемная модель вариаций скоростей продольных (Р) волн MIT-P08 [76]. Модель представляет собой значения отклонения скоростей Р-волн от среднего значения первого приближения (dVp), 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 орогенных поясов, зон субдукции и районов с развитой сейсмологической сетью. Сейсмически активные области, к которым относится рассматриваемый регион, имеют, таким образом, существенно лучшую детальность. В верхней мантии детальность выше, чем в нижней, где плотность лучей от источника к приемнику колебаний снижена. Таким образом, модель MIT-P08 ориентирована, прежде всего, на исследование верхнемантийных неоднородностей.

Вариации скоростей имеют несколько вариантов интерпретации ‒ термальный, вещественный и тензочувствительность. Наиболее обоснованным и часто используемым является термальный. Отрицательные значения вариации скоростей соотносят с относительно горячими объемами, а положительные – с холодными. Построенные разрезы, охватившие всю центральную часть Альпийско-Гималайского пояса, подтвердили распространение горячих верхнемантийных потоков от Эфиопско-Афарского суперплюма и выявили их сложную геометрию и многократные ветвления.

Для сопоставления неоднородностей верхней мантии с мезозой‒кайнозойской тектонической зональностью земной коры региона исследования были интерпретированы исходные данные модели MIT-P08 [76] и построено 10 разрезов, продольных и поперечных к главным тектоническим зонам региона. Стандартные программные средства позволяли строить разрезы объемных моделей либо по системе трех взаимно перпендикулярных срезов по координатным осям с возможностью вращения их ориентации, либо по профилю, определяемому парой точек, которые задают положение линии большого круга на поверхности сфероида. В данной статье использован программный модуль С.Ю. Соколова, с помощью которого построены разрезы вдоль произвольных профилей, состоящих из сколь угодно длинных цепочек координатных пар, не лежащих на линии большого круга. Часть построенных разрезов близка по расположению к тем, что представлены в работе [46], тогда как другие построены вдоль новых сечений (рис. 8, рис. 9, рис. 10).

Рис. 8.

Положение сейсмотомографических разрезов верхней мантии Черноморско-Кавказско-Каспийского региона.

Рис. 9.

Поперечные к геологическим структурам разрезы δV_p верхней мантии Черноморско-Крымско-Кавказско-Каспийского региона по сейсмотомографической модели MIT-P08 (по [46, 76], с изменениями и дополнениями). Разрезы: 1 – от Средиземного моря через Кипр, Западную Анатолию и Горный Крым до Скифской плиты; 2 – от Синая через Восточную Турцию, Восточное Черноморье и Керченский пролив до Скифской плиты; 3 – от Западной Сирии через Восточную Анатолию и Северо-Западный Кавказ до Скифской плиты; 4 – от Центральной Аравии через Центральный Кавказ до Скифской плиты; 5 – от Красного моря через Месопотамский прогиб, Загрос, Иранскую микроплиту и Восточный Кавказ до запада Прикаспийской впадины; 6 – от Восточной Аравии через Месопотамский прогиб, Загрос, Иранскую микроплиту, Эльбурс и Каспийское море до Прикаспийской впадины

СОПОСТАВЛЕНИЕ СТРОЕНИЯ ВЕРХНЕЙ МАНТИИ С КОРОВЫМИ ТЕКТОНИЧЕСКИМИ ЗОНАМИ

Подлитосферные потоки переработали многие существовавшие неоднородности верхней мантии. Тем не менее, некоторые из них сохранились в тех местах, куда потоки не проникали или их воздействие было относительно слабым. Важнейшей такой неоднородностью явилась западная граница Аравийско-Кавказского сегмента Альпийско-Гималайского пояса, которая на юге совпадает с Трансформой Мертвого моря [46]. К востоку от нее, т.е. под западом Аравийской плиты, возрастает интенсивность подлитосферного потока по сравнению со Средиземноморьем. Севернее граница выражена резким различием между относительно высокоскоростной верхней мантией Западной Анатолии и более низкоскоростной верхней мантией Восточной Анатолии (см. рис. 10, разрезы 9 и 10). Под Мизийской платформой и Западным Черноморьем мощность литосферы увеличена по сравнению с Восточным Черноморьем и Малым Кавказом, и граница Аравийско-Кавказского сегмента следует на северо-запад вдоль юго-западного края вала Андрусова–Архангельского. Под валом и Восточно-Черноморской впадиной мощность литосферы составляет 100–150 км, а под Западно-Черноморской впадиной достигает 170 км (см. рис. 10, разрез 8). Возможно, малая плита, охватывавшая Закавказскую микроплиту, Черное море и Мизийскую платформу, к началу мезозоя была неоднородной и, хотя она является докембрийско-байкальским образованием, ее восточная часть подверглась в герцинское время тектоно-магматической переработке, выразившейся, в частности, в гранитных интрузиях Дзерульского массива. В итоге, литосфера восточной части плиты стала сходной с литосферой эпипалеозойских платформ, мощность которой обычно меньше, чем под докембрийскими кратонами.

Рис. 10.

Продольные к геологическим структурам разрезы δV_p верхней мантии Черноморско-Кавказско-Каспийского региона по сейсмотомографической модели MIT-P08 (по [46, 76] с изменениями и дополнениями). Разрезы: 7 – от Карпат через Горный Крым, Большой Кавказ и Апшеронский порог до Копетдага; 8 – от Западно-Черноморской впадины через восточную часть Черного моря, Малый Кавказ и Южно-Каспийскую впадину до северного обрамления Лутского массива; 9 – от Западного Понта через Восточный Понт, Севано-Акеринскую зону и Эльбурс до Иранской микроплиты; 10 – от Западной Анатолии через Восточную Анатолию и Иранскую микроплиту до Лутского массива.

Севернее граница проявляется в Добрудже, где к западу от нее на глубинах 400–750 км заканчивается объем высокоскоростной мантии, который находится под Карпатской дугой и Паннонской впадиной и, возможно, соответствует раннеальпийскому слэбу (см. рис. 10, разрез 7). Граница продолжается на северо-запад линией Тейсейра‒Торнквиста, ограничивающей Восточно-Европейскую платформу. Указанное положение западной границы Аравийско-Кавказского сегмента отражает единство его тектонических зон, в частности, Горного Крыма и Большого Кавказа.

На меридиане Центрального Кавказа (см. рис. 9, разрез 4) интенсивность проявления подлитосферного потока (в смысле понижения значений dVp) особенно велика. Судя по положению верхней кромки, поток захватывает нижнюю часть литосферы. Это отчасти может объясняться тем, что разрез 4 проходит через Эльбрусский магматический очаг. Вместе с тем, толщина потока под Центральным Кавказом и Зоной южного склона сокращена за счет низов верхней мантии по сравнению с более южными районами Малого Кавказа, где поток охватывает ее целиком. В рассматриваемом сечении интенсивный верхнемантийный поток полностью переработал Севано-Акеринский слэб океанской литосферы Мезотетиса, и его следы на разрезе отсутствуют. Они обнаружены под Восточным Кавказом (район Саатлинской скважины), где выражены наклоненным на северо-восток клином высокоскоростной мантии на глубинах до 170 км и его возможным продолжением на глубинах 300–500 км (см. рис. 9, разрез 5 и рис. 10, разрез 8). Под Эльбурсом следы слэба отсутствуют, что может быть связано с высокой интенсивностью иранской ветви верхнемантийного потока (см. рис. 9, разрез 6). Слэб океанской литосферы Неотетиса обнаружен под Загросом (см. рис. 9, разрезы 5 и 6).

На границе со слабо деформированной частью Скифской плиты верхняя мантия становится высокоскоростной (холодной) на глубину до ~550 км. Под Центральным Кавказом обнаружены признаки распространения этих холодных объемов до глубин 350–700 км под более низкоскоростную мантию, что можно интерпретировать как пододвигание литосферы Скифской плиты под Большой Кавказ (см. рис. 9, разрез 4). На разрезах через Северо-Западный Кавказ и Керченско-Таманскую складчатую область граница Альпийско-Гималайского пояса со слабо деформированной частью Скифской плиты столь же контрастна, но признаки пододвигания не обнаружены (см. рис. 9, разрезы 2 и 3), а под Горным и Степным Крымом они есть, но выражены слабее, чем под Центральным Кавказом (см. рис. 9, разрез 1). Под Восточным Кавказом и Каспийским морем признаки пододвигания отсутствуют, и относительно горячая на глубинах до 400 км верхняя мантия распространяется на северо-восток вплоть до Терско-Дербентского прогиба (см. рис. 9, разрезы 5 и 6). Возможно, это отличие строения верхней мантии Восточного Кавказа от Центрального связано с тем, что на Восточном Кавказе после киммерийской складчатости произошло метаморфическое уплотнение низов коры, компенсировавшее ее деформационное утолщение, отчего там предкелловейское поднятие было небольшим.

Значительное пододвигание литосферы Скифской плиты под Большой Кавказ фиксируется только в его центральном сегменте. Мы проверили этот результат анализом сейсмотомографических данных глобальной сети [62, 73, 91], демонстрирующих отклонения Vp и Vs от средних для слоя значений. Обновленная интерпретация разреза верхней мантии Центрального Кавказа, построенного ранее [41], подтвердила пододвигание Скифской плиты под верхнюю мантию Кавказа (рис. 11).

Рис. 11.

Разрез δVs и δVp от северной части Эфиопско-Афарского суперплюма через Центральный Кавказ до Восточно-Европейской платформы (по данным [62, 73, 91]). Контуры проведены через 0.5% для S-волн и 0.25% для Р-волн, пунктир проведен для нулевых значений.

Наклоном и скоростями сейсмических волн пододвинутый слэб сходен с зонами субдукции активных континентальных окраин. Однако в данном случае слабая сейсмичность слэба и его окружения исключает современную субдукцию, а геологическая ситуация не дает оснований предполагать ее на какой-либо стадии альпийского тектогенеза. Интенсивные складчато-надвиговые деформации киммерийской тектонической эпохи и завершившее ее поднятие Центрального Кавказа с выходом на поверхность палеозойского фундамента, казалось бы, свидетельствуют в пользу пододвигания северной литосферы именно в это время. Признать его можно было бы при одном из двух сценариев. Первый сценарий – выдвигание к югу блока Скифской плиты перед фронтом Центрального Кавказа по поперечным или косо ориентированным к Кавказу разломам. Однако не обнаружено ни таких разломов, ни проявлений компенсирующего растяжения в тылу блока. Второй сценарий предполагает, что пододвигание происходило не только под Центральный Кавказ, но и под соседние сегменты, где Скифская плита отличалась от центрального сегмента океаническим типом литосферы, и потому пододвигание слабо отразилось на сейсмотомографических разрезах. При таком сценарии надо допустить, что до начала пододвигания, т.е. в ранней юре и начале средней юры на краю плиты рядом с Центрально-Кавказским сегментом существовали океанические бассейны шириной в сотни километров, которые закрылись в ходе пододвигания. Никаких оснований для такого допущения нет. Против мезозойско-кайнозойского возраста пододвигания в определенной мере свидетельствует и тот факт, что большинство складчато-надвиговых коровых структур Кавказа характеризуется южной вергентностью, а зона пододвигания наклонена к югу. Таким образом, остается предположить, что обсуждаемое пододвигание произошло в палеозое.

В Бечасынской (Лабино-Малкинской) зоне северного склона Центрального Кавказа байкальский фундамент перекрыт неметаморфизованным осадочным чехлом, который, вероятно, начинается с верхнего кембрия. Южнее, в Передовом хребте, присутствуют силурийско-девонские офиолиты и девонско-визейские островодужные вулканические породы, а в Главном хребте – метаосадочные и метавулканические образования островодужного типа с возрастом протолита от силура до визе [7, 42]. Породы Главного хребта и пластины кристаллического фундамента Передового хребта испытали региональный метаморфизм и гранитообразование с серпуховского века до позднего карбона. Палеозойская покровно-складчатая структура Передового и Главного хребтов характеризуется преобладающей северной вергентностью, которая местами искажена киммерийскими и альпийскими деформациями [43]. Все эти данные свидетельствуют о существовании зоны субдукции, по которой литосфера палеозойского океана погружалась на юг под край Гондваны, которой принадлежал Большой Кавказ. Предполагаемый по сейсмотомографическим данным субдуцированный слэб свидетельствует о таком пододвигании. Возможно, центрально-кавказский край Гондваны характеризовался зрелой континентальной корой, и субдуцированный слэб содержал фрагменты континентальной коры. Связанные с этим структурно-вещественные преобразования на стадии коллизии могли стать причиной метаморфизма пород Главного хребта во второй половине карбона.

Признаки подобного пододвигания, хотя и более слабые, обнаружены под Степным Крымом (см. рис. 9, разрез 1), где выделена наклоненная на юг Северо-Крымская палеозойская сутура [52]. Таким образом, выявлено сходство строения верхней мантии под Центральным Кавказом и Крымом и его отличие от Керченско-Таманской области и Северо-Западного Кавказа.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Результаты анализа геологических данных о Черноморско-Кавказско-Каспийском регионе выявили тектоническую зональность, геодинамический смысл которой изменялся со временем, а сами зоны претерпели многократные деформации и смещения. В целостном виде эту зональность удалось реконструировать, начиная с лейаса, когда к северу от океана Мезотетис оформилась эпигерцинская подвижная зона Восточного Понта и Сомхето-Карабаха с относительно маломощным осадочным чехлом. Севернее располагалась Мезийско-Черноморско-Закавказская малая плита с платформенными фациями лейаса и докембрийско-байкальским фундаментом, подвергшимся в Закавказье герцинской тектоно-магматической переработке. На границе Кавказа и Каспия плита резко сужается и в Эльбурсе представлена небольшими фрагментами в зонах разломов. К северу от плиты находился относительно глубоководный прогиб, осевая часть которого, унаследованная от позднетриасового прогиба, протягивалась от Горного Крыма через Зону южного склона Большого Кавказа в Южно-Каспийскую впадину. Прогиб возник и развивался в условиях растяжения континентальной коры, утонявшейся по мере опускания. На севере прогиб граничил с краем Скифской плиты, который в зависимости от степени сиализации коры испытывал большее или меньшее опускание с накоплением мелководных морских, реже континентальных фаций.

В байосе, с началом субдукции на северном краю Мезотетиса, во всей его северной окраине вплоть до южного склона Крымско-Кавказско-Южно-Каспийского прогиба происходил островодужный вулканизм, который позднее сконцентрировался в зоне Восточного Понта и Сомхето-Карабаха, где продолжался до турона и, возможно, кампана. В эоцене, в значительной мере наследуя область островодужного вулканизма, развивался коллизионный вулканический пояс.

С конца байоса до берриаса крымская часть Крымско-Кавказско-Южно-Каспийского прогиба, северный склон его кавказской части и, в меньшей степени, край Скифской плиты испытали деформации нескольких фаз киммерийской тектонической эпохи, после которой до начала миоцена в этих областях происходило накопление шельфовых фаций. За киммерийскими событиями последовал раскол Мезийско-Черноморско-Закавказской плиты. Возникли грабенообразные структуры растяжения, которые оформились в Западно-Черноморскую и Восточно-Черноморскую впадины, заполнявшиеся морскими отложениями на утонявшейся континентальной коре. Частью этой системы прогибов, где глубоководное осадконакопление продолжалось до раннего миоцена, стала кавказско-каспийская часть Крымско-Кавказско-Южно-Каспийского прогиба.

Анализ отражения возникшей коровой структуры в скоростных неоднородностях верхней мантии показывает, что следы этих неоднородностей в значительной мере стерты интенсивными горячими потоками, распространявшимися от Эфиопско-Афарского суперплюма. Лишь в тех участках, где интенсивность потоков ослабевала, следы верхнемантийных неоднородностей сохранились. Так, обнаруживается глубинное происхождение поднятия Архангельского-Андрусова, к западу от которого возрастает мощность литосферы. Возможно, это связано с герцинской тектоно-магматической переработкой восточной части Черного моря и Закавказской микроплиты. Сохраняются реликты субдуцированных слэбов, причем их сохранность не зависит от времени окончания субдукции. Например, выявлены следы слэба Неотетиса в Загросе, тогда как в зоне Южно-Таврского (Битлизского) надвига они не обнаруживаются. Более древний слэб Мезотетиса отчетливо выражен в районе Саатлинской скважины (Азербайджан), но никак не проявился западнее и восточнее, где стерт подлитосферными потоками.

Наиболее выразительной мантийной структурой является слэб литосферы Скифской плиты под Центральным Кавказом. Это пододвигание, вероятно, произошло в карбоне в ходе герцинской субдукции палеозойского океана под край Гондваны. Уникальность структуры состоит в сохранности слэба в течение столь длительного времени, а также в его локальности. Он обнаружен только под Центральным Кавказом и, возможно, обусловлен повышенной сиаличностью этого края Гондваны. Более слабые проявления подобного слэба присутствуют под Степным Крымом. Под Северо-Западным Кавказом и южным обрамлением Керченско-Таманской зоны и под Восточным Кавказом аллохтонный клин над зоной субдукции мог иметь более мафическое (океаническое) строение, и потому геофизические отличия слэба от соседней мантии были менее контрастными и стерлись со временем. Возникшая в герцинское время концентрация коровых по своему происхождению метаморфических пород под Центральным Кавказом и Крымом обусловила в киммерийскую тектоническую эпоху их интенсивные деформации и аномальное поднятие Центрального Кавказа, приведшее к выходу на поверхность палеозойского фундамента. Более слабые различия в строении мантии проявились в северных предгорьях Кавказа и Крыма. К северу от Центрального Кавказа возникло Кавминводско-Ставропольское поднятие, разделившее Терско-Дербентскую и Азово-Кубанскую ячеи Предкавказского передового прогиба, а Центрально-Крымское поднятие стало западной границей Азово-Кубанской ячеи.

С дальнейшими преобразованиями литосферы под воздействием подлитосферной мантии, отчетливо проявленными в строении земной коры, связаны неотектонические события. Средне-позднемиоценовые отложения снивелировали рельеф Черного моря, и в плиоцен–четвертичное время здесь происходило общее прогибание и осадконакопление. Тогда же усилилось опускание Южного Каспия, Азово-Кубанского и Терско-Дербентского прогибов. В горных частях региона в среднем и позднем миоцене происходили многофазные разломно-складчатые деформации, которые привели к образованию дифференцированных поднятий, на развитие которых наложилось общее плиоцен–четвертичное воздымание и формирование современных горных сооружений.

Благодарности. Авторы выражают благодарность анонимным рецензентам за комментарии, которые позволили улучшить статью, и редакции за высокий уровень подготовки редакционного оригинала статьи.

Финансирование. Свидетельства поперечной тектонической сегментации Альпийско-Гималайского пояса выявлены и проанализированы при поддержке гранта РФФИ № 17-05-00727. Данные о новейшей структуре получены в рамках работ по бюджетной теме № AAAA-A17-117030610107-3 Геологического института РАН. Данные о мезозойско‒кайнозойской тектонической зональности, ее эволюции и соотношениях со строением верхней мантии проанализированы, и статья подготовлена за счет средств Российского научного фонда, проект № 17-17-01073.