Крымско-Кавказская область

Геологическим признаком, который объединяет горную часть Крымского полуострова и Кавказский перешеек, является аккреционная и частично уже коллизионная структура, образование которой происходило в мезозое – кайнозое у южной окраины палеозойского Евразиатского континента. Иными словами, обе территории принадлежат северной окраине Альпийско-Средиземноморского пояса. Другой общей особенностью региона является цепочка современных глубоководных впадин, составляющих Черноморский, а на востоке – Южно-Каспийский бассейны.

Горный Крым. Горная гряда южного Крыма представляет собой северную часть кайнозойского мега-антиклинального поднятия, общим размером около 300 х 100 км. Южная его часть и западное погружение отвечают шельфу крымского побережья. В ядре поднятия вскрыты мезозойские образования, структура которых должна считаться тектонотипом киммерид. Последний термин, введенный Э. Зюссом, употребляется для обозначения структур раннего мезозойского этапа развития Средиземноморского пояса.

Нижний ярус структуры Горного Крыма обнажается в Качинском и Южнобережном выступах и включает толщи верхнего триаса – нижней, до начала средней юры. Главным образом это мощная таврическая серия темного флиша, т.е. песчано-алевритовых турбидитов, с небольшой примесью вулканомиктового материала и с олистолитами мелководных пород, чаще известняков, датированных палеонтологически от раннего карбона до начала юры. В северной части выходов известна также более мелководная и грубо-песчанистая, т.н. эскиординская фация флиша. Можно полагать, что в целом эти отложения относились к глубокому окраинному морю, раскрывшемуся на северной окраине океана Тетис в задуговой обстановке (рис. хх). Полный разрез серии и тип фундамента под нею неопределенны, ясно лишь, что склон возникшей в это время впадины (только северный?) был образован палеозойскими породами фундамента Скифской плиты.

В средней юре (байосский век, местами до келловея) образовались островодужные андезиты, базальты, их туфы, редко риолиты, состаляющие карадагскую серию, а также комагматичные им известково-щелочные интрузивные породы. Судя по несогласному, с брекчиями в основании, налеганию вулканитов на таврический и эскиординский флиш, у островной дуги была сформирована аккреционная призма, структуру которой и следует считать раннекиммерийской. Однако главные деформации произошли явно позже. Сейчас вулканиты образуют разобщенные фрагменты (долины Бодрака – Альмы, южный берег, включая наиболее полный разрез г. Карадаг) внутри чрезвычайно сложной структуры. К ней относятся крупные моноклинальные чешуи, каскады опрокинутых складок и прочие формы, в том числе сдвиги и горизонтальные изгибы простираний. Особенно характерны глинистые меланжи по таврическим сланцам и песчаникам, которые нередко включают гипабиссальные интрузии габбро-диоритового состава или их разобщенные фрагменты – такие, как гора Аю-Даг на южном берегу или Петропавловский массив в долине Бодрака.

Кроме вулканитов, к средней – верхней юре в главной (Яйлинской) гряде Горного Крыма относятся угленосные песчано-глинистые отложения и конгломераты задугового (?) прогиба, а на юге – склоновые флишоидные отложения, образование которых установлено вплоть до начала мела (берриас). Конгломераты кверху и латерально замещаются мощными рифовыми (с кораллами и моллюсками) или рифогенными известняками верхней юры, что составляют основную часть Яйлы. Скорее всего, яйлинские известняки представляют собой карбонатную платформу, построенную в открытом море поверх складчатого сооружения, в которое были аккретированы уже островодужные вулканиты вместе с синхронными и более древними флишевыми толщами. После его возникновения еще продолжались сильные деформации, в результате которых известняки местами оказались собраны в тектонические чешуи и надвинуты чаще в южную сторону, что согласуется с их преобладающим северным падением. На северном склоне Яйлы известен также обратный надвиг к северу, что позволяет предполагать даже общее аллохтонное положение известняков Яйлы, возможно, перемещенных со стороны современного моря. Все же более простым является допущение поддвига с обеих стороны под Яйлу и таким образом относительной ее автохтонности (рис. хх, внизу).

Последние по времени значительные надвиги перекрывают глинистые отложения уже нижнего мела (Байдарская долина на западе Горного Крыма), в которых также встречены олистолиты. Таким образом завершился второй, поздний этап киммерийских деформаций. Основным его содержанием была продолжавшаяся аккреция карбонатных постооек и турбидитовых толщ к северному континенту. Известково-щелочные вулканиты альбского возраста (конец раннего мела), обнаженные близ Севастополя и встреченные севернее в скважинах, могут представлять краевой вулканический пояс над аккреционной структурой.

Во Второй (Бахчисарайской) гряде Крыма нижний мел типично шельфовый, отличается относительно малыми мощностями и прерывистым разрезом, с признаками поднятия в середине альба (эрозионные врезы перед отложением мангушских песчаников). С позднего альба – сеномана и до олигоцена образовался глинисто-карбонатный шельфовый комплекс уже нового, раскрывавшегося в меловом периоде, бассейна, близкого к современному Черноморскому. Стратиграфия этого комплекса, с его мелоподобными толщами и местами обильным ископаемым бентосом, хорошо известна по обнажениям между Бельбеком и Альмой и в целом отражает цикличность трансгрессий на северной окраине Тетиса.

Последующее тектоническое поднятие, деформации мел-палеогеновых отложений с их общим наклоном к северу и образование характерного квестового рельефа начинаются с олигоцена-миоцена и сопровождаются вначале образованием глубоких впадин, заполнявшихся глинистыми осадками майкопской свиты. Фактически этот процесс продолжает поддвиг черноморской, океанического типа, литосферы с юга под Крымско-Кавказскую окраину. Он продолжается и до сих пор, сопровождаясь редкими и все же не очень сильными сейсмическими толчками. Плиоцен-четвертичные отложения южного берега Крыма включают олистостромы с глыбами известняков. В результате прерывистого поднятия, размыва и морских трансгрессий возникло несогласие в основании верхнемиоценовой морской толщи, слагающей сейчас Третью (Предгорную) гряду, а затем постепенное осушение полуострова и рост современного горного массива в целом. Относительно опущенными остались прогибы к северу от Предгорной гряды – Качинский на западе и Индоло-Кубанский на востоке.

Более сложная альпийская структура образовалась на Керченском полуострове, где хорошо видны брахиформные складки в неогеновых отложениях, с выходами майкопских глин в антиклиналях, иногда диапирового типа. Она происходит вследствие горизонтального сжатия и выдавливания майкопской серии, с частичным надвиганием как их на глубине как югу, так и к северу.

Большой Кавказ. Современная кора Кавказского перешейка сформирована в результате амальгамации (слияния) в позднемеловую эпоху древних континентальных блоков – Грузинского и Южно-Армянского (Арарат-Джульфинского), составивших Закавказский микроконтинент, и затем его сближения с окраиной Евразии, на месте которой в результате было образовано складчатое сооружение Большого Кавказа. Таким образом, в пределах кавказского сектора России находится лишь северная окраинная часть Альпийского пояса, которую мы рассмотрим более подробно.

Палеозойский фундамент. В отличие от Крымского полуострова, где палеозойский фундамент известен лишь по скважинам, Большой Кавказ включает обширную область выходов палеозоя и верхнего докембрия в пределах Передового и центральной части Главного хребта. Строение этих толщ позволяет видеть в них фрагмент верхнепалеозойского (герцинского) складчатого пояса, в свою очередь образованного коллизией древней Балтии (Восточной Европы) с расположенными южнее малыми континентами Палео-Тетической области, преобразованной в фундамент Скифской плиты.

Судя по геологическому разрезу Передового хребта, северному подножию Кавказа отвечает один из таких континентов. Его фундамент представлен кристаллическими сланцами верхнего рифея, а чехол – несогласно лежащими песчаниками, аргиллитами и редко известняками ордовика – силура. С юга на них надвинута серия тектонических пластин со склоновыми терригенными, внутриплитными (?) вулканическими и карбонатными толщами девона, а также с офиолитами ордовика - силура (?) и метаморфическими сланцами. Несомненно, эта покровная структура образована в раннем карбоне (визе), так как перекрыта с размывом молассой, начиная с башкирского яруса, а затем красноцветными конгломератами перми. Вместе они образуют тыловой прогиб герцинид. Южнее, в пределах Главного хребта, на поверхность выходят кристаллические сланцы, гранулито-гнейсы и мигматиты, которые в том числе составляют цоколь вулкана Эльбрус (макерская серия). Традиционно они изображались на геологических картах как докембрийские, однако теперь цирконометрическими датировками показан средне-позднекарбоновый возраст метаморфизма и гранитизации, а также девонский возраст дометаморфического субстрата. Кристаллический комплекс отделен с севера зоной тектонического шва (Пшекиш-Тырныаузского), прорван гранитоидами, включая S-граниты, и тоже перекрыт с несогласием морским, а выше континентальным верхним палеозоем с проявлениями кислых эффузивов. Развитие метаморфической зоны в тылу покровного пояса, где происходит наибольшее утолщение коры – характерная черта коллизионной структуры.

Далее к югу, уже за водоразделом Главного хребта, в грузинской Сванетии (т.н. Дисская зона), палеозой обнажен локально в ядрах антиклиналей из-под несогласно лежащей юры и представлен мощной серией морских терригенных, частично карбонатных и вулканических пород в интервале от девона до триаса. Можно предполагать, что по крайней мере в конце палеозоя здесь находился склон континента, тогда уже Евразиатского, толщи которого испытали деформации только в триасе.

Мезозой-кайнозойский комплекс. Смятие и метаморфизм дисской серии является, по-видимому, признаком триасовой аккреции к вновь образованной южной активной окраине Евразии. Эта аккреция проявляет себя вулканическим поясом, известным от румынской Добруджи на западе и до северного Памира на востоке. Рифтовые впадины на Скифской плите и вероятно Таврический бассейн Крыма располагались в тылу, т.е. севернее окраинного пояса.

В осевой части Большого Кавказа, а на западе вдоль южного склона обнажены очень мощные и сложно смятые черные глинистые сланцы, а также алевролиты и песчаники нижней и низов средней юры, подобные таврическим. Присутствие среди сланцев, обычно в нижней части их разреза, андезит-дацитовых вулканитов, долеритов и гранитоидов островодужного типа показывает, что в раннеюрскую эпоху продолжалось раскрытие окраинного бассейна, который далее быстро заполнялся глинистыми и затем турбидитовыми осадками.

В средней юре (байос) на западе южного склона Большого Кавказа с несогласием на черных сланцах сформирована более сплошная серия известково-щелочных островодужных вулканитов, аналогичных карадагским: такие же вулканиты еще южнее покрывают палеозой Закавказского континентального массива. Судя по несогласию в основании байоса, здесь, как и в Горном Крыму, перед фронтом вулканической дуги произошло частичное смятие (аккреция) черносланцевой глубоководной серии. Однако после завершения юрского этапа магматизма окраинное море между Большим Кавказом и Закавказским микроконтинентом не исчезло, а скорее переместилось к югу, так как здесь снова и очень долго, с конца юры по палеоген, отлагалась мощная флишевая серия. Характерная карбонатная фация мелового флиша хорошо обнажена вдоль черноморского побережья Кавказа в районе Новороссийска – Туапсе. Кайнозойский поддвиг фундамента этой флишевой серии под Большой Кавказ вызвал ее смятие, с опрокидыванием складок флиша и с крупоамплитудными надвигами в южном направлении. Один из них, Воронцовский покров, надвинут на майкопские (олигоцен – миоцен) глины в районе Сочи. Процесс этот начался с образования олистостром в позднем эоцене, активизировался в миоцене и продолжается до настоящего времени, на что указывают деформации уже самых молодых континентальных отложений в Рионской и Куринской депрессиях Закавказья, а также сильная сейсмичность всего региона и особенно юго-восточного склона Большого Кавказа.

Совершенно иначе устроен северный склон хребта. В западной его части на палеозойском фундаменте местами залегают уже нижнеюрские мелководные, с известняками, или же угленосные среднеюрские отложения. Чаще мезозойский чехол начинается с трансгрессивной верхней юры и мела, в разрезе которых выделяются эрозионно-устойчивые массивные известняки, слагающие высокие квесты Пастбищного и Скалистого хребтов. Весь стратиграфический разрез вплоть до олигоцена существенно карбонатный и похож на крымский, хотя отличается как правило большей полнотой и мощностью. В частности, здесь больше распространен известняковый нижний мел, вплоть до нижнего баррема. Более глубоководные, местами флишевые фации известны кое-где в верхнеюрской и нижнемеловой части колонки осадков, а в зарифовых зонах вблизи кровли юры есть проявления эвапоритов (гипс, соли). Все эти породы типичны для южной «тетической» пассивной окраины Евразии и позволяют реконструировать разные области ее шельфа и отчасти склона. Далее, таким образом, вся окраина в позднем кайнозое была поднята до отметок 3-4 тыс. м и наклонена к северу – в результате того же поддвига Закавказского массива с юга и утолщения коры до современных примерно 60 км.

С представлением о субдукции с юга, перешедшей затем в стадию коллизии континентальных массивов, в общем согласуется и проявление кайнозойского магматизма в Большом Кавказе. Речь идет о вулканах и субвулканах (лакколитах) гранит-сиенитового состава, внедрившихся в конце миоцена и плиоцене, которые вскрыты близ Минеральных Вод, в районе Тырны-Ауза (гранит с возрастом 1,98 млн.л), а также еще хорошо сохранившихся вулканических конусах Эльбруса и Казбека, которые поднимаются над всем Кавказом. Конус Эльбруса строился в интервале 220 – 30 тыс. лет назад, а время последних извержений не более 4 000 лет. Состав лавовых потоков и туфов здесь в основном известково-щелочной, с большой долей дацитов. Впрочем, характер распространения кайнозойского вулканизма на Кавказе, в Закавказье и на всем Ближнем Востоке требует дополнительных допущений о мантийной активности в этом регионе.

Восточная часть северного склона Кавказа устроена несколько сложнее. В Чечне и Дагестане те же, преимущественно карбонатные шельфовые отложения верхней юры – палеогена надвинуты не только к югу, в сторону Главного хребта, но и к северу, образуя при этом систему складок и межпластовых срывов («Дагестанский клин»). Перед фронтом надвига на севере образовался глубокий (до 10-12 км) Терско-Каспийский прогиб. Главную часть его заполнения составляет глинистая майкопская серия верхнего олигоцена – миоцена, перекрытая более мелководными песчано-глинистыми миоцен-плиоценовыми морскими отложениями. Плиоцен включает также мощные (до 1000 м) андезит-дацитовые туфы Казбекского вулкана. Толщи Терско-Каспийского прогиба полого смяты и вскрываются в передовых хребтах – Терском и Сунженском, структура которых вмещает давно известные и близкие к поверхности запасы нефти. Глубинное строение Терско-Каспийского прогиба интерпретируется как результат срыва верхнеюрско-палеогенового чехла и перемещения его к северу, отчасти гравитационого по своей природе, с вдвиганием внутрь сминаемых майкопских глин. Отметим, что Терско-Каспийский прогиб, как и Индоло-Кубанский на западе Кавказа, образовался вследствие растяжения в тылу закавказского поддвига с юга и лишь затем подвергся частичному перекрытию надвигами. Подобные прогибы отличны от настоящих передовых (Предальпийского, Предуральского и др.), возникающих перед фронтом коллизионных покровов.

В заключение отметим, что кроме кайнозойской нефти в предгорном прогибе (месторождения районов Майкопа и Грозного), наиболее ценные минеральные ресурсы Большого Кавказа и его предгорий прямо или косвенно связаны с кайнозойским магматизмом: это скарновое вольфрам-молибденовое месторождение Тырны-Ауз и минеральные воды. Полиметаллические месторождения приурочены к позднепалеозойским гранитам и среднеюрским вулканическим зонам.