Тектоническое погружение предкавказских краевых прогибов в кайнозое

История тектонического погружения Предкавказских краевых прогибов.

Западно-Кубанский и Терско-Каспийский прогибы сформировались в качестве краевых в позднем миоцене, когда начался орогенез Большого Кавказа; до этого времени их территории входили в состав Скифской молодой платформы в северном обрамлении Альпийского подвижного пояса.

В данной главе проводится анализ тектонической компоненты погружения - ее распределения по площади и времени.

На всех кривых тектонического погружения, начиная с раннеюрского времени, выделяется пять этапов погружения (рис. 4).

Первый этап (лейас - альб, 196,5-99,6 млн. л. н.) характеризуется неравномерным погружением южной части Скифской платформы; на фоне общего регионального погружения происходили локальные события (ускорения или замедления погружения, поднятия), особенно многочисленные на южной окраине платформы. На кривых для разрезов восточной части Северного склона БК, вскрывающих среднюю юру (р. Чанты-Аргун, Аргуданская площадь), фиксируется предкелловейское поднятие, синхронное фазе складчатости у южной окраины Скифской платформы. Другие локальные события также могут отражать вариации полей напряжений на северном борту Большекавказского глубоководного бассейна. В целом это этап проседания молодой слабо консолидированной континентальной коры Скифской платформы.

На втором этапе (сеноман - датский век, 99,6-61,7 млн. л. н.) происходило равномерное региональное погружение, охватившее всю Скифскую платформу и характеризовавшееся небольшими скоростями (рис. 5, 6): в среднем по этапу 0-1, до 1,5-2 см/1000 лет. Максимальные значения скоростей отмечаются в юго-западном и юго-восточном углах территории. Западно-Кубанский прогиб в то время представлял собой периферию долгоживущего (ранний - поздний мел) флишевого прогиба Северо-Западного Кавказа, далее к юго-западу располагались Черноморские впадины, причем, по представлениям ряда исследователей (Тектоника мезокайнозойских отложений Черноморской впадины, 1985; Зоненшайн и др., 1987; Finetti et al., 1988; Robinson et al., 1995; Шрейдер и др., 1997), там в интервале от конца раннего мела до палеоцена происходило формирование океанической коры в результате задугового спрединга. Закрытие Малокавказского бассейна, датирующееся альбом - сеноманом (Книппер, 1985) и сопровождавшееся присоединением Нахичеванского блока к южной окраине Кавказского региона, практически не повлияло на характер тектонического погружения южного края Скифской платформы, поскольку эти области разделялись обширным пространством с утоненной континентальной корой, в котором "гасились" напряжения сжатия.

Третий этап (зеландский век - эоцен, 61,7-33,9 млн. л. н.) характеризуется различным стилем погружения в ЗП и ЦП, с одной стороны, и ВП - с другой. На западе и в центре Предкавказья в зеландском - танетском веках произошло довольно интенсивное погружение со средними по интервалу скоростями 2-5 см/1000 лет и более, коррелирующееся по времени с интенсивным погружением Западно- и Восточно-Черноморской впадин (Тектоника мезокайнозойских отложений Черноморской впадины, 1985). ВП погружалось чрезвычайно медленно - до 1 см/1000 лет, что может объясняться расположением этой территории внутри континентального блока, вдали от активной окраины (после закрытия Малокавказского бассейна и некоторой консолидации новообразованного массива с континентальной корой). В эоцене скорости погружения западной и восточной частей Предкавказья выравниваются, хотя еще сохраняется их максимум в ЗП.

Четвертый этап (олигоцен - средний миоцен, 33,9-12,8 млн. л. н.) на всей территории Предкавказья характеризуется быстрым погружением в раннем олигоцене (33,9-28,4 млн. л. н.) и последующим замедлением погружения или даже поднятием. В начале олигоцена, в хадумское время, произошло резкое углубление бассейнов Предкавказья; по многочисленным палеогеографическим реконструкциям, глубины в юго-западной и юго-восточной частях территории достигали 800-1000 м и даже 1200 м (Палеогеография СССР, т. 4, 1975; Попов и др., 1993; Болотов, 1996 и др.). Такое резкое углубление могло быть связано только с тектонической компонентой погружения. В ВП образовался широкий прогиб, достигавший на севере зоны Манычских прогибов. В ЗП северный борт прогиба практически совпадает с Новотитаровским разломом, ограничивающим современный ЗКП. Природа майкопского погружения не ясна. Одни исследователи связывают его, предположительно, с вращением (roll-back) субдуцировавшей под Кавказский сектор плиты (Никишин и др., 1994), другие - с возможным поддвигом Евразийской плиты к югу (Копп, 2005). Во всяком случае, обстановка в Кавказском секторе в олигоцене определялась правосдвиговым относительным смещением Афроаравийской и Евразийской плит (Зоненшайн и др., 1987). К началу миоцена, по плейттектоническим реконструкциям (Зоненшайн и др., 1987; Hempton, 1987; Gordon, Jurdi, 1988), восстановилось северо-восточное направление дрейфа Афроаравии, и в раннем миоцене произошло изменение геодинамического режима Кавказского сектора - переход от субдукции к коллизии (Атлас литологопалеогеографических карт мира, 1989). Средний миоцен, согласно реконструкциям К. Скотиза (Scotese, 1997), был временем "мягкой" коллизии (Короновский, Демина, 1999). Для Предкавказья в это время отмечается сложная картина распределения скоростей тектонического погружения, с максимумами у южного края Скифской платформы, особенно на месте ТКП.

Пятый этап (сармат - антропоген, 12,8-0 млн. л. н.), синорогенный, выделяется пестрой картиной погружений и поднятий, как правило с высокими скоростями. На границе платформы и Большекавказского орогена возникли краевые прогибы, разделенные Ставропольским сводом. Восточно-Кубанская впадина в сармате развивалась как юго-восточная часть Индоло-Кубанского краевого прогиба, но уже с мэотиса была втянута в поднятие вместе с Лабино-Малкинской зоной северного крыла БК и Ставропольским сводом. Очень отчетливое различие в характере погружения ЗП и ВП вместе с ЦП выявляется для киммерийского века, что коррелируется с восточнокавказской фазой складчатости, явившейся, в свою очередь, элементом структурно-динамической перестройки в Кавказском секторе Альпийского пояса, связанной с ускоренным перемещением к северу Аравийского выступа (Копп, 1997 и др.) и "жесткой" коллизией (Короновский, Демина, 1999). На "острие" индентора происходило латеральное выжимание восточного сегмента Кавказской области к северо-востоку, а западного - к северо-западу. Эти области различного "геодинамического влияния" в структуре Кавказского сегмента Альпийского пояса разделены крупнейшей Аграхан-Тбилисско-Левантинской левосдвиговой зоной (Короновский, 1994). ТКП оказался в условиях ортогонального сжатия, и в раннем акчагыле в нем произошли деформации осадочного чехла, вероятно, со срывом в основании юрской соленосной толщи, а также в толще майкопских глин - сформировались Терская и Сунженская антиклинальные зоны (Панина, 1989; Короновский и др., 1994). Северо-Западный Кавказ в киммерийское время, по-видимому, развивался в условиях правосторонней транспрессии (Копп, 1989; Маринин, 2003; и др.), так что ЗКП не испытывал сильного сжатия, в нем продолжалось погружение, правда, с некоторой перестройкой картины распределения скоростей. В акчагыле - апшероне в ВП происходит смещение максимума скоростей тектонического погружения из ТКП к северу. В ЗП к апшерону тектоническое погружение замедляется, предположительно намечается смещение оси максимальных скоростей в область северного борта ЗКП.