5.3. Геосинклинальные и орогенные структуры

СЕВЕРО-ЗАПАДНОГО КАВКАЗА В СВЕТЕ СОВРЕМЕННЫХ ГЕОТЕКТОНИЧЕСКИХ КОНЦЕПЦИЙ. ПРОБЛЕМА СОВРЕМЕННОЙ ТЕКТОДИНАМИЧЕСКОЙ ОБСТАНОВКИ (СТРУКТУРНЫЙ АСПЕКТ).

В последние десятилетия наметилась вполне определенная тенденция к признанию значительной активности горизонтальных тектонических движений. В этой тенденции различаются два направления. Сторонники первого акцентируют внимание на надвиговых структурах и возможности смещения аллохтонных блоков на расстояния в несколько километров, редко более 10 км. Второе направление объединяет исследователей, стремящихся найти подтверждение присутствию как можно более полного набора атрибутов тектоники плит: спрединга, субдукции, аккреционных призм, трансформных разломов и т. п.

Крупнейшие надвиги

Существование надвигов в ряде случаев подтверждается. Как уже отмечалось, широкое их развитие нашло отражение на сводных геологических картах, составленных специалистам» по рудным месторождениям. Достаточно отчетливо проявлены надвиги, осложняющие подвернутые крылья антиклинальных структур на Черноморском побережье Кавказа. Эти надвиги показаны на изданных геологических картах. При их интерпретации важную роль играет вопрос о поведении сместителей на глубине. Современный фактический материал явно недостаточен. Поэтому в зависимости от общетеоретических позиций исследователя на геологических профилях рисуется либо выполаживание разрывных поверхностей, либо увеличение их крутизны.

Это особенно наглядно проявилось на примере так назы­ваемого Главного надвига Кавказского хребта, по которому во многих участках видно перекрытие жесткими палеозойскими толщами пластичных терригенных мезозойских образований. И. Г. Кузнецов в начале 30-х годов предполагал для него вертикальную амплитуду в 12 км. Но П. Д. Гамкрелидзе в 1964 г. отмечал, что наблюдаемая деформация кристаллического фундамента обусловлена не только взбросом, но предшествующей складчатостью. Он ставит под сомнение и предполагавшуюся ранее горизонтальную амплитуду разрывных смещений в 15 км.

Представления о возрасте смещений по Главному надвигу также неоднозначны. Е. Е. Милановский [21] полагал, что надвиг этот залечен интрузиями в позднем мелу (?) или палео­гене (неоинтрузии Кароби, Цурунгал). Геоморфологический уступ, совпадающий с зоной данного надвига, он объясняет наложенной новейшей флексурной ступенью. А. Л. Цагарели отмечает заложение здесь взброса с конца юрского периода, деформацию разрывом плиоценовой поверхности выравнивания и связь с ним сейсмической активности. По его мнению, неоинтрузии, обнажающиеся вдоль взброса и срезанные поверхностью выравнивания к югу от него, характеризуются плейсто­ценовыми абсолютными датировками. Об этом же свидетельствует молодость эрозионного расчленения эскарпов поднятого крыла.

Важно подчеркнуть, что А. Л. Цагарели и для рассматриваемого, и для некоторых других разрывов употребляет термин «взброс» (например, взброс Передового хребта) в отличие от «фронтального надвига флишевой зоны складчатой системы южного склона», который местами «имеет характер покрова». Очевидно, в данном случае нужно различать новейший «козырьковый» взброс и более древний, вероятно в основном мезозойский, надвиг.

По данным интерпретации материалов ГСЗ и магнитных съемок, зона глубинного надвига с углами 55—75° наиболее четко фиксируется на меридиане Эльбруса (профиль Гали — Александровское) и восточнее (профиль Степное — Бакуриани). Но при этом Т. А. Шемпелев отмечает несоответствие положения зоны глубинного разлома, выделяемого по геофизическим данным, с рисуемым в настоящее время на геологических картах. Этот глубинный разлом трактуется как зона сопряжения двух геоблоков, считающаяся краевым разломом Русской плиты. На глубинах «базальтового» и «гранитного» слоев земной коры она отличается сложным и, по-видимому, не очень ясным строением, так как существуют разные вари­анты интерпретации геофизических материалов, а в поверхностных частях земной коры допускается и чешуйчато-надвиговое строение. В этом варианте интерпретации общая структура Большого Кавказа как сочленения двух разновысотных геоблоков может быть увязана и с гипотезой плит, например по В. Е. Хаину [4], и с новой ротационной гипотезой, по К. Ф. Тяпкину.

Важно, однако, упомянуть, что глубинность и четкость такого разлома резко уменьшаются западнее и особенно в районе Черного моря (профиль Новороссийск — Каневская). Здесь предполагается исчезновение «гранитного» слоя на южном крыле разлома, а также перекрытие океанической коры Черно­морской впадины надвинутой с севера мезозойской толщей осадков, обычно принимаемой за «гранитный» слой. Подобные построения в свете детальных современных данных [44] представляются маловероятными. Гораздо ближе к массовому сейсмостратиграфическому материалу представления Д. А. Туголесова о крупной прибрежной флексуре или о выделяемой автором флексурно-разрывной зоне. Учитывая эти данные, а также спорность интерпретации геофизических материалов, в настоящее время вряд ли можно утверждать, что реально существующий надвиг Главного хребта является доказательством значительных горизонтальных смещений вообще, а в орогеническую эпоху тем более. Сама длительная стабильность этой зоны противоречит существенным горизонтальным смещениям.

Оригинальную позицию занимает П. Е. Оффман, который считает южный склон Большого Кавказа эскарпом, длительно формирующимся при проседании Черноморской и Закавказских впадин. Все сложные дислокации на этом эскарпе, в том числе и пологие разрывные смесители, он рассматривает как гравитационные образования. К активным структурам П. Е. Оффман относит прогибы, а к пассивной — Большой Кавказ. Суммарная мезокайнозойская амплитуда проседаний достигает 8 км. Структуры, связанные с латеральным сжатием от сближения крупных блоков литосферы, отрицаются [34].

Следует отметить, что «глубина вскрытия» сместителя выявленного по геологическим данным Главного надвига обычно невелика. Поэтому фактический материал не дает предпочте­ния ни одной из существующих трактовок его глубинного про­должения. Важно лишь упомянуть, что в приосевых частях Главного хребта крупные надвиги там, где они достаточно глубоко вскрыты, имеют, как указывал в 1959 г. Е. А. Долгинов, «козырьковое» строение, т. е. их крутизна увеличивается с глубиной.

Второе важное обстоятельство, которое следует равно учитывать и при интерпретации надвигов, и при анализе мобилистских построений, заключается в том, что сложные складчатые структуры и надвиги сформировались на геосинклинальной, реже — на раннеорогенной стадиях геологического раз­вития. Однако многие исследователи, склонные к мобилизму, привлекают для доказательства его положений именно такие структуры. Так, В. Е. Хаин [47] видит подтверждение обста­новки общего сжатия при образовании современной структуры Большого Кавказа, например, в широком распространении тектонических покровов в полосе от Туапсе до Адлера и частично западнее. К покровам он относит и надвиг зоны Главно­го хребта на Центральном Кавказе, оценивая его горизонтальную амплитуду в 55 км, а также надвиги, рисовавшиеся в 30-х годах в районе горы Фишт В. В. Белоусовым и Б. М. Трошихиным. По В. Е. Хаину [47], максимальной интенсивности складчато-надвиговые деформации геосинклинальных толщ Большого Кавказа достигли в конце миоцена — начале плиоцена, а «современная внутренняя структура Большого Кавказа формировалась в обстановке общего сжатия». При этом не вполне логично принимается положение о том, что «основное горообразование имело место уже после образования шарьяжей» [47, с. 182].

Но на позднеорогенной стадии эти структуры, как правило, не обновлялись. Как показали исследования автора, на широких площадях отчетливо фиксируется наложение новейшин блоковых структур на складчатые и надвиговые более древние, т. е. наблюдается существенное отличие орогенического структурного плана от геосинклинального. Поэтому само наличие надвиговых сместителей, затрагивающих мезозой и палеоген, вовсе не обязательно имеет отношение к новейшему структурному плану, а тем более к современной тектодинамическои обстановке. Это особенно важно при использовании данных о сейсмичности для трассировки надвигов или подтверждения мобилистских построений, опирающихся на надвиговые структуры.

Гипотеза тектоники плит

Число собственно мобилистских построений для Кавказа быстро нарастает. Однако многие из них существенно разли­чаются между собой, допуская разнообразные перестройки тектонической структуры Большого Кавказа. Положение последнего тесно связано со смежными структурами.

Как известно, Средиземноморский геосинклинальный пояс заложился в начале байкальского цикла, а максимальное растяжение земной коры произошло в начале каледонско-герцинского цикла и вызвало разобщение единых Восточно-Сибир­ского и Африкано-Аравийского кратонов. Проявления процесса растяжения отмечены в зонах Передового и Главного хребтов Кавказа, где формировалась океаническая земная кора [47]. Это — досреднедевонский офилитовый пояс Передового хребта, трактуемый как основание надвиговых пластин, совокупность которых Ш. А. Адамия называл тектонической зоной корней.

В. Е. Хаин в 1975 г. предложил реконструкцию, согласно которой на Кавказе предполагается неоднократное новообразование трогов с корой океанического типа в результате раз­дробления и раздвига ранее существовавшей континентальной коры. При этом осевая зона Тетиса проходила в среднем палео­зое через современный северный склон Большого Кавказа, в позднем палеозое переместилась на его южный склон, а в юре — в центральную зону Малого Кавказа. В триасе бассей­нов с океанической корой здесь не существовало.

Зоны Беньофа испытывали неоднократную активизацию и последовательно смещались к югу. Для западной части Большого Кавказа в среднем палеозое предполагаются две наклоненные к северу зоны Беньофа по краям офиолитового пояса Передового хребта. С позднего палеозоя до начала палеогена также выделяются две зоны, но наклоненные: в позднем палеозое— от Южно-Кавказского геосинклинального прогиба, вдоль северного борта которого располагалась островная дуга, в юре — от более узкого одноименного сначала сланцево-диабазового, а с бата до сенона — флишевого прогиба, также обрамленного с севера островной дугой. Для неогена — антропогена отмечается одна зона Беньофа, наклоненная к северу, которая связывается с вулканизмом и сейсмофокальной по­верхностью по границе Большого Кавказа с Закавказским срединным массивом.

В конце эоцена на Большом и Малом Кавказе за счет регионального сжатия сформировалась интенсивная складчатость. Складкообразующие движения возобновились в конце миоцена — начале плиоцена и достигли своей кульминации в середине плиоцена с развитием тектонических покровов вдоль южного склона примерно в полосе зоны Беньофа. В более слабой форме деформации этой зоны прослеживаются до современной эпохи.

В конце орогенической эпохи Кавказские зоны Беньофа, по мнению В. Е. Хаина, приобрели положение, близкое к вертикальному, а условия сжатия вдоль некоторых из них сменились условиями растяжения, что привело к излиянию базальтов.

К построениям, предполагающим на Большом Кавказе две наклоненные к северу и мигрирующие на юг зоны Беньофа, пришел в 1974 г. на основе металлогенического анализа В. И. Смирнов. Он отметил, что схема неоднократной активизации и перераспределения зон Беньофа не нарушает основных положений классической схемы геосинклинального магматизма и металлогении и что схема геосинклинальной металлогении с рудоконтролирующим значением зон Беньофа не вытекает из гипотезы тектоники плит.

По мнению И. П. Гамкрелидзе, две гипотетические зоны Беньофа располагались к северу и югу от Северо-Кавказского офиолитового пояса и были наклонены в разные стороны — соответственно к северу и югу.

Тектодинамические обстановки герцинского и альпийского этапов на Кавказе были различны. Как указывает В. Е. Хаин [47], общее движение масс у поверхности в герцинскую эру тектогенеза было направлено на Большом Кавказе к северу, а в альпийскую — к югу.

Для начала альпийского этапа (ранняя юра — аален) М. Г. Ломизе, М. Н. Суханов и А. А. Цветков трассируют выход на поверхность наклоненной на север зоны Беньофа к югу от Пшекиш-Тырныаузской и к северу от Краснополянско-Зангинской зон разломов, совмещая ее с добайосской Авадхарско-Ларсской структурной линией. К северу от последней размещался Северо-Кавказский вулканический окраинно-материковый пояс, а к югу—океан Тетис, северная зона которого между Авадхарско-Ларсской и Краснополянско-Зангинской зонами разломов представляла собой Бзыбско-Казбексский глубоководный геосинклинальный трог. Этот трог считается структурой растяжения, формирование которой сопровождалось уто­нением сиалической коры.

По представлениям Ш. А. Адамия, Г. С. Закариадзе и М. В. Лордкипанидзе, граница литосферных плит в течение альпийского геосинклинального этапа располагалась на рубеже Понтийско-Закавказской островной дуги и Иранско-Турецкого микроконтинента, т. е. гораздо южнее южного борта Большого Кавказа. А с олигоцена в условиях продолжающейся конвергенции плит в области Большого и Малого Кавказа формируется современная внутриконтинентальная (т. е. внутриплитная) горно-складчатая область. Соответственно Большой Кавказ никогда в послепалеозойское время не находился на рубеже соприкосновения литосферных плит. Его реакцией на поддвигание Африкано-Аравийской платформы к северу служит образование покровов на южном склоне Кавказа. Подобную точку зрения можно рассматривать как возрождение концепции Н. Б. Вассоевича о шарьяжах на южном склоне Большого Кавказа.

Океаническая (субокеаническая) земная кора в центральных частях Черноморской депрессии трактуется И. П. Гамкрелидзе как результат формирования Черноморско-Аджаро-Триалетской рифтовой зоны (Черноморский рифт), возникшей с начала альба за счет растяжения и интенсивного погружения по разрывам центральной части Закавказского срединного массива. Артвино-Болнисская и Бейбурт-Карабахская зоны с приуроченными к ним верхнемеловыми андезитовыми вулкано­генными толщами рассматриваются в это время в качестве островной дуги, формирующейся в висячем крыле продолжающей активно развиваться зоны Беньофа по северному краю Эрзинджан-Севанской зоны. Описанный же выше Черноморский рифт формировался в тылу этой островной дуги и также в висячем крыле зоны Беньофа. Его образование связывают со вторичным термальным диапиром, возникшим на поверхности пододвигающейся вдоль зоны Беньофа литосферной плиты. Рифтогенез прекращается в позднем эоцене. У восточного окончания рифта в пределах современной Аджаро-Триалетской зоны проявляется режим сжатия и дифференцированных дви­жений, знаменующих начало орогенеза и широкое распростра­нение андезитового и андезитдацитового вулканизма и гранитоидного плутонизма. Это обусловлено продолжающейся активностью зон Беньофа, т. е. с пододвиганием южных плит под приподнятые северные.

По мнению И. П. Гамкрелизде, региональные геологические материалы указывают на недоказанность многих положений общих схем тектоники плит. В частности, несостоятельно допущение существования в палеозое единого океана Тетис в об­ласти Средиземноморского пояса, непрерывного сближения Африкано-Аравийской и Евразиатской плит литосферы в тече­ние всего киммерийско-альпийского этапа и реликтовой природы внутренних морей. Однако существование в общем единой зоны сжатия на орогенной стадии развития рассматриваемой части Средиземноморского пояса, компенсирующегося растяжением за его пределами, согласуется со схемой новой глобальной тектоники.

В последнее десятилетие появился ряд попыток объяснить с позиций тектоники плит особенности новейшей структуры собственно Большого Кавказа. В наиболее полном виде такой подход выражен А. Н. Вардапетяном в 1979 г.; он вслед за другими исследователями связывает новейшую (с сармата) тектоническую активизацию рассматриваемого района с образованием рифта Красного моря и возросшей вследствие этого скоростью движения Аравийского континента навстречу Евразии. Традиционно считается, что Африканская плита (а соответственно и ее фрагмент — Аравийский континент), вращаясь, сближается с Евразиатской плитой со скоростью в районе Кавказа около 2,0—2,5 см/год. Аравийская плита, которая приближается к Евразии со средней скоростью 4 см/год, раздви­гает при этом в стороны Турецкую и Иранскую малые плиты. Для олигоцена и миоцена, т. е. для раннеорогенного этапа, предполагаются меньшие скорости движения—1 —1,5 см/год. Но существуют и другие оценки. В частности, гораздо меньшие скорости поддвига (до 0,5 см/год) приводятся для Крымско-Кавказско-Черноморской зоны сжатия [6], а для предорогенного (т. е. позднегеосинклинального) этапа указываются макси­мальные значения (6—7 см/год) скорости поддвига Закавказ­ской микроплиты под Евразиатскую [47].

Следовательно максимумы орогенических воздыманий и поддвига относятся к разным геотектоническим этапам. Поддвиг в своей главной фазе — геосинклинальное явление, к которому относится и образование надвига Главного хребта. В эпо­ху орогенеза поддвиг представляет собой, по-видимому, остаточный, затухающий процесс, не связанный с орогенезом и не обусловливающий его. Скорее всего, он вообще завершает развитие на раннеорогенной стадии в эпоху формирования глубоких прогибов, в которых накапливалась майкопская серия.

Тем не менее согласно традиционным мобилистским позициям, поддвиговые движения продолжались и в конце позднеорогенной стадии, когда примерно 2 млн. лет назад в области Центрального Кавказа столкнулись, континентальные массы Евразии и Малого Кавказа. Дальнейший поддвиг северного края Малокавказской плиты под Большой Кавказ проявлялся, как отмечает О. Г. Сорохтин в 1979 г., в основном в деформациях континентальной коры поднятием горных сооружений Большого Кавказа, смятием и скучиванием осадочного чехла.

Сейсмические пояса интерпретируются мобилистами в качестве границ плит и микроплит: Аравийской, Евразиатской, Черноморской, Малокавказской, Турецкой и др. Современное поддвигание Малокавказской плиты под восточную часть Большого Кавказа подтверждается, по их мнению, глубокофокусными землетрясениями на севере Дагестанского клина, аномальным гравитационным полем, особенностями теплового потока и т. д. Анализ фокальных напряжений в очагах землетрясений послужил А. Н. Вардапетяну основанием для схемы относительного смещения микроплит. Он склоняется, в частности, для надвига Южного склона Большого Кавказа, т. е, для границы между Евразиатской плитой и Малокавказской микроплитой, к механизму сжатия с субперпендикулярным к простиранию структуры расположением осей наибольшего сжатия. Расчет полюсов относительного вращения плит позлил ему прийти к следующим выводам: 1) скорость поддвига Черноморской плиты под Евразиатскую составляет 1,8— 2,1 см/год в районе распространения вулканитов Центральной части Большого Кавказа; 2) эта скорость должна возрастать к западу, что подтверждается параметрами движения и существованием здесь, между Новороссийском и Туапсе, системы намеченных С. А. Ушаковым правосторонних сдвигов, ортогональных простиранию Кавказа; 3) дальнейший поддвиг про­исходит там, где под континентальную кору поддвигаются пли­ты с субокеанической корой — Черноморская под Евразиатскую; 4) при увеличении скорости сближения Евразиатской и Аравийской плит 10—12 млн. лет назад или несколько позже активизировалась зона субдукции под центральной частью Большого Кавказа, но далее поддвиг затруднился из-за того, что в зоны субдукции стала поступать континентальная кора. Это привело к ослаблению вулканизма, но не объясняет отсутствие глубокофокусных землетрясений.

Современное поддвигание северо-западного края черноморской субокеанической литосферы под горный хребет Западного Кавказа на участке от Новороссийска до Колхидской низменности доказывается, по мнению С. А. Ушакова и О. П. Иванова, расположением гравитационных аномалий и асимметричным характером рельефа, когда юго-западный край Большого Кавказа крут, а северо-восточный сравнительно полого переходит в Ставропольское поднятие. По их представлениям, такая картина асимметричного изменения генерального рельефа поверхности принципиально соответствует характеру изгиба эффективно-упругого наползающего клина. Кроме того, на эту напряженную геодинамическую картину накладывается общее изменение рельефа за счет различной мощности земной коры и распределения плотностей в литосфере под Западным Кавказом. Но если бы поддвигание Черноморской плиты сейчас прекратилось, то за несколько десятков тысяч лет весь Западный Кавказ опустился бы, по расчетам указанных исследователей, на 1 —1,5 км, а местами, возможно, до 2 км.

Тем не менее даже активные сторонники мобилизма признают, что известная в настоящее время картина распределения очагов землетрясений сложна, а механизмы их изучены недостаточно для того, чтобы утверждать полную справедливость принятой модели. И, действительно, сейсмичность сви­детельствует о более сложном сочетании тектонических напряжений. Так, по данным Е. И. Широковой, при активизации сейсмичности на Западном и Центральном Кавказе в 1953 — 1963 гг. отмечалось преобладание в очагах горизонтального сжатия и примерно вертикального растяжения, что свидетель­ствовало о преимущественно надвиговых и взбросовых движе­ниях по плоскостям, параллельным простиранию тектониче­ских разломов. Но в 1963—1973 гг. эта территория была практически асейсмичной, а на Западном побережье Каспия и в других регионах, где .сейсмичность затухала в 1953—1963 гг., землетрясения характеризуются сбросо-сдвиговыми подвижками. Не исключено, однако, что в другие интервалы времени на Большом Кавказе ориентировка напряжений в очагах может вновь изменяться. Следовательно, сейсмичность не может служить однозначным подтвержением мобилистских моделей. Она скорее свидетельствует о разнообразии ориентировок смещений, типичном для областей со слабыми горизонтальными напряжениями, что подтверждается обликом приповерхностных новейших структур.

Более представительны, по, мнению мобилистов, данные о распределении теплового потока через земную кору. Высокие значения теплового потока на северном склоне Западного Кавказа, в пределах Ставропольской возвышенности и в Степном Крыму позволили С. А. Ушакову и О. П., Иванову в 1977 г. проводить аналогию с ситуацией в районах вулканических гряд островных дуг в условиях медленного поддвигания. Вместе с тем отмечается, что для подобных зон с аномально" низкой скоростью сближения краев плит характерно отсутствие морфоструктуры, свойственной вулканической дуге.

С позиций упомянутой модели делается попытка объяснить и возникновение поперечных линеаментов Центрального Кавказа между Эльбрусом и Казбеком, где система разломов относится к известному типу левосторонних трансформных разломов: «вогнутая дуга — вогнутая дуга». К правосторонним трансформным разломам того же типа принадлежит, по мне­нию С. А. Ушакова и О. П. Иванова, вся система разломов, секущих северную оконечность Большого Кавказа ортогонально его простиранию, а также шельф и континентальный склон на участках от Туапсе до Новороссийска. Но позднее такие правосторонние сдвиги Ю, И. Галушкин и С. А. Ушаков [6] выделяют только к западу от Новороссийска.

Согласно той же модели складчатость в зоне перехода от Черного моря к Большому Кавказу, на дне Азовского моря и в Кубанской впадине образована в результате преимущественно сжимающего воздействия литосферного края наползающей плиты, т. е. представляет собой типичную складчатость бокового смятия. Как доказательство приводятся следующие факты: прибрежные складки более четко выражены в рельефе морского дна, чем на удалении от берега; эти складки асимметричны, а крутизна подорванного разрывами их мористого борта нарастает к берегу.

Однако рассматриваемая складчатость не ограничивается шельфом. Такие же линейные складки, по мнению Ю. И, Галушкина и С. А. Ушакова [6], имеют естественное продолжение на континенте в виде системы прибрежных осадочных хребтов в западной части Кавказа, образующих тело аккреционной призмы, сформированной за последние 10—20 млн. лет. С процессом погружения и сжатия связывают линейную складчатость осадков и грязевой вулканизм на дне Азовского моря и в нижнем течении р. Кубань.

Очевидно, авторы мобилистских построений не делают различия между позднегеосинклинальной складчатостью Новороссийского синклинория и орогеническими структурами шельфа. Получается, что переход от геосинклинального этапа развития к орогеническому не отразился на тектодинамической обстановке региона. А это маловероятно. Напомним, что по представлениям А, Н. Вардапетяна, современная тектодинамическая обстановка сформировалась только 2 млн. лет назад на рубеже акчагыльского и апшеронского веков, т. е. намного позже, чем полагают С. А. Ушаков и его соавторы (10—20 млн. лет). А складчатость южного склона Большого Кавказа еще древнее. По мнению Д. А. Туголесова и других исследователей, мобилистским построениям противоречит выход складок из Керченско-Таманского прогиба в Черное море и Индоло-Кубанский прогиб. Естественнее считать такую складчатость функцией раннеорогенного прогибания, а не субдукции [44].

Не вдаваясь в детали перечисленных мобилистских построений, нужно подчеркнуть лишь два обстоятельства. Во-первых, истинный характер новейших структур авторам этих построений неизвестен, а, во-вторых, они не делают различия между геосинклинальными, ранне- и позднеорогеническими структурами. Поэтому разновозрастные структуры включаются в тектонические схемы как взаимодействующие, т. е. одновременные. Ясно, что все подобные построения еще очень далеки от реальной тектонической картины.

Акцентируя внимание на важности второго обстоятельства, следует отметить, что мобилистские построения привлекаются для объяснения современных тектонических напряжений и сейсмичности. Но мобилизм требует регионального латераль ного сжатия [6], а новейший структурный план мегасвода свидетельствует о приповерхностном растяжении. В этом отношении данные автора согласуются с представлениями Е. Е. Милановского [21] о связи позднеорогенного вулканизма с поперечными зонами развития глубоких нарушений типа трещин растяжения.

Тектодинамическая обстановка

Для характеристики тектодинамической обстановки новейшего этапа очень интересны материалы по геодинамическим условиям формирования магматических пород Центрального сегмента мегасвода Большого Кавказа [4]. В целом эти материалы подтверждают преобладание растягивающих напряжений у кровли мегасвода. Следы сжимающих или сдвиговых напряжений отмечаются только для коротких эпох активизации тектонических движений на рубежах главных этапов воздымания мегасвода, рассмотренных выше.

Плагиограниты Тырныауза сформировались около 20 млн. лет назад, т. е. в конце раннеорогенного этапа. Их преимущественная деформация характеризуется как очень слабое пластическое течение. Петрофизические свойства отражают обстановку, которая существовала в процессе метасоматической и гидротермальной переработки этих' пород и после нее на глубинах 2,5—3 км (т. е., вероятно, несколько ниже уровня моря). Слабые остаточные деформации, стабильность упругих свойств и другие параметры указывают на то, что плагиограниты почти не испытали динамических напряжений.

На рубеже «понтического» и «акчагыльского» этапов в мезоабиссальных условиях образовались гранит-порфиры горы Цурунгал (абсолютный возраст 4,4—4,15 млн. лет), испытав­шие повышенные сжимающие напряжения, выразившиеся в уплотнении пород за счет деформации течения для всего объема интрузивного тела. По мнению А. С. Борсука и Л. И. Звягинцева [4], эти напряжения были обусловлены не только литостатической нагрузкой, но и дополнительными тектонически­ми напряжениями. Вероятно, на значительных глубинах в эту кратковременную эпоху проявилось горизонтальное сжатие, а может быть, и движение. Но уже в конце деформирования этих пород (3—4 млн. лет назад) сжимающие напряжения сменились растягивающими, в результате чего возникли трещины, в которых локализовались мелкие дайки, связанные с основным интрузивом.

В середине «акчагыльского» этапа (3—2 млн. лет назад), когда на глубинах 0,5—1 км, т. е. значительно выше уровня моря, формировались интрузивные гранодиорит-порфиры ледника Мидагравин, рек Сонгутидон, Джунгусу, Кыртык и горы Тепли, отмечается максимум растягивающих напряжений. При этом происходят трещинные извержения типа палящих туч с образованием ингимбритов, туфов и лав липаритов в Верхне- и Нижнечегемском районах. Остаточные деформации, которые обнаруживают в гранодиорит-порфирах р. Кыртык (2 млн. лет) и других, являются следствием расширения камер, в ко­торых находилась кристаллизующаяся масса.

На рубеже «акчагыльского» и «апшеронского» этапов и в начале последнего (1,2—1,8 млн. лет назад) мезоабиссальные, т. е. с глубиной формирования 3—3,5 км, эльджуртинские порфировидные граниты Тырныауза несут следы горизонтальных (сдвиг с небольшим растяжением) напряжений: трещины отрыва, залеченные тем же веществом, в котором эти трещины располагаются, следы перетирания вещества стенок трещин (песок трения) и пластической деформации (облачное угасание кварца и т. п.). Максимальная интенсивность напряжений относится, по-видимому, к конечным этапам кристаллизации, т. е. отвечает традиционному рубежу начала «апшеронского» этапа—1,8 млн. лет. Но несколько позже, когда эти граниты находились уже в холодном состоянии, они испытали действие растягивающих напряжений, что подтверждается появлением незаполненных трещин, понижением скорости продольных сейс­мических волн в результате падения межзернового сцепления.

В «апшеронский» этап (1,8—0,5 млн. лет) вновь доминируют растягивающие усилия. Как уже упоминалось, растяжению подверглись остывающие эльджуртинские граниты. С растяжением связаны также вулканическая деятельность на р. Баксан (липариты р. Сылтрансу—1,8 млн. лет), внедрение субвулканических тел липаритов Тырныауза (1,8 млн. лет), образование гранодиоритовых штоков и даек ледника Таймази (0,7 млн. лет) и андезит-дацитовых даек горы Тепли (0,85 млн. лет).

На фоне растягивающих напряжений происходят и извержения андезит-дацитовых лав Эльбруса (дациты —0,5 млн. лет). Эти излияния, по данным Е. К. Станкевича, продолжались в плейстоцене и голоцене. Следовательно, в четвертичный период воздымания активизировались при господстве растяжений мегасвода Большого Кавказа.

Следует подчеркнуть, что формирование разнообразных промышленных гидротермальных месторождений (скарново-железорудных, оловянных, медно-молибденовых) совпадало по времени с периодами господства растягивающих напряжений. Растягивающие напряжения создают условия, при которых раскрываются трещины, проникающие до глубин, на которых кристаллизуется потенциально рудоносный магматический расплав. Предполагается, что наиболее интенсивное отделение рудоносных флюидов происходило в интервале 3—2 млн. лет и около 1,6 млн. лет назад (или в интервале 1,8—0,5 млн. лет).

Одним из механизов, предопределивших раскрытие трещин, является, по-видимому, давление снизу. Оно может возникнуть при воздействии поднимающегося магматического расплава [4], но не менее вероятно, что и подъем магмы, и растрескива­ние обусловлены направленными снизу горообразующими на­пряжениями. В некоторых фиксистских моделях такие напряжения связываются с подъемом глубинных диапиров, а рас­пирающее действие диапира вызывает горизонтальное сжатие по его периферии [47].

Характер изменений тектодинамической обстановки при смене геосинклинального этапа орогеническим и преобладание взбросов, сбросов и сдвигов над надвигами среди новейших разрывов находят подтверждение и в особенностях современных геохимических и гидрохимических явлений. Так, по данным Е. С. Штенгелова, гамма-метрическими исследованиями в районах альпийского орогенеза и по их периферии зафиксированы линейные зоны трещинного разуплотнения. Их появление об­условлено новейшим и современным горизонтальным растяжением, поскольку горизонтальное сжатие в них ниже геостатического давления, а иногда отсутствует вовсе. Такие зоны шириной от нескольких сотен метров до нескольких километров ориентированы преимущественно вдоль, реже поперек контуров горно-складчатых областей. Характерно кулисное распо­ложение зон. Исследования трещинной флюидопроницаемости и гамма-активности пород в глубоких (до 3—4 км), в том числе искривленных, скважинах, показало, что зоны трещинного разуплотнения вертикальны. К наиболее крупным из них бывают приурочены речные долины и зоны интенсивного карстообразования. Это подтверждает длительность существования рассматриваемых зон, соизмеримую с продолжительностью орогенического этапа, в начале которого произошло заложение многих речных долин и крупнейших зон карстообразования.

В зонах трещинного разуплотнения, характеризующихся повышенной водопроницаемостью, массовые измерения гамма-активности сцинтилляционными радиометрами и зондами фиксируют отрицательные гамма-аномалии. Напротив, в пределах разделяющих их блоков зияющие трещины нередко почти полностью отсутствуют, а породы отличаются повышенной гамма-активностью и повышенными значениями горизонтальных сжи­мающих напряжений. Интенсивность горизонтального стресса нарастает к центру блоков. На этом основании Е. С. Штенгелов в 1972 г. предполагает, что растяжению на новейшем этапе предшествовала эпоха преобладания сжатия, сохранившегося в пределах монолитных блоков в виде остаточных нерелаксированных сжимающих напряжений (так называемые блоки оста­точного сжатия).

В этих условиях новейшие и современные относительные смещения блоков обладают сбросо-взбросовой и сдвиговой природой. Естественно предположить также, что остаточное поле сжатия относится к геосинклинальному этапу. Но оно могло «подновляться» в упоминавшиеся относительно кратковременные эпохи сжатия, сопровождавшие фазы активизации новейшего орогенеза.

Зоны раздвижения, т. е. трещинного разуплотнения, локализуют, по мнению Е. С. Штенгелова, и очаги землетрясений в Карпатах, Крыму и Таджикистане. Поскольку к этим зонам часто приурочены речные долины, то при появлении на реках крупных водохранилищ очаги возбужденных землетрясений также оказываются приуроченными к зонам раздвижения. Возбужденные землетрясения обусловлены активизацией раздвижения за счет гидростатического напора, создаваемого водами водохранилища. Доказательством этого служит тесная связь между высотой столба воды и сейсмичностью. Характерно, в частности, что землетрясения возникают обычно там, где водохранилища имеют глубину не менее 100 м.

Связь, землетрясений с раздвижением подтверждается спе­цификой сопровождающих их геохимических и гидрогеологиче­ских явлений, в частности временным увеличением эмиссии в атмосферу и в приповерхностные воды газов (в том числе ра­диоактивных и инертных), возрастанием напоров (дебитов), температуры и минерализации подземных вод. Эти изменения обычно начинаются на стадии форшоков, достигают максимума после основного толчка (перед которым нередко отмечается некоторое снижение их интенсивности) и в период афтершоков. Очевидно, как указывает Е. С. Штенгелов, при каждой активизации раздвижения (разрывообразования) высвобождается и поступает в зону активного водообмена часть пластовых флюидов, ранее находившихся в условиях застойного упруго-замкнутого режима в порах и трещинах гидроразрыва геодигрузки массивов горных пород).

Таким образом, геологические, петролого-металлогенические и геохимические материалы подтверждают тектодинамические выводы, опирающиеся на анализ новейших структур, а геофизические и сейсмологические материалы не противоречат им. На основе всех этих данных можно утверждать господство растягивающих, точнее — ослабление сжимающих напряжений в пределах мегасвода в течение новейшего этапа горообразования. Кратковременные условия сжатия, отмечаемые для значительных глубин на рубежах главных этапов, могут быть связаны с активизацией тектонических движений, также обусловленных горообразованием (распирающее давление поднима­ющихся из глубин более сжатых за счет литостатической нагрузки массивов горных пород.

* * *

Суммируя вышеизложенное, можно прийти к следующим выводам.

1. Надвиговые мезо-кайнозойские структуры на западе Большого Кавказа существуют. Но для многих из них характерно «козырьковое» строение, объясняющее обычную прямолинейность таких разрывов в целом. По крайней мере большинство надвигов являются допозднеорогенными; сформировались они одновременно со сложными складчатыми структурами геосинклинальную и реже раннеорогенную стадии геологического развития.

2. Мобилистские построения, опирающиеся на использование надвигов и сложных складчатых структур в пределах мегасвода Большого Кавказа, относятся к допозднеорогенным стадиям геологического развития. Поэтому для их подтверждения не должен использоваться материал по сейсмичности, а сами построения такого рода, нельзя, в свою очередь, привлекать для объяснения современной сейсмичности.

3. Большая противоречивость мобилистских построений, относящаяся как к наборам привлекаемых атрибутов мобилизма, так и к трассировке зон субдукции, трансформных разломов (и т. п.), заставляет с большой осторожностью относиться к таким построениям на Кавказе.

4. При выборе той или иной тектонической концепции для объяснения истории новейшего этапа, а также новейшей и современной тектодинамической обстановки необходимо учитывать широкое распространение структур, образование которых связано с продольным и поперечным растяжением мегасвода Большого Кавказа, а также существование здесь стабильных шовных и поперечных зон древнего заложения и разной степени морфоструктурной унаследованности.

5. Анализ истории геологического развития (т. е. структурных перестроек и изменения тектодинамической обстановки) позволяет склоняться к выводу о независимости формирования мегасвода Большого Кавказа от развития морской депрессии. Становление последней на позднеорогенной стадии обусловило не конструктивное, а деструктивное воздействие на западную часть мегасвода — разрушение его юго-западной прибортовой зоны с возникновением поперечных грабенов. Само появление мегасвода связано, скорее, с самостоятельной реакцией северного борта Альпийского подвижного пояса на новую тектодинамическую обстановку. Этот борт, очевидно имеющий в целом шовную природу, на геосинклинальном этапе развития характеризовался формированием глубоких прогибов с повышенной дифференцированностью структур и вертикальных движений, а на орогеническом этапе — образованием гораздо более консолидированного поднятия. Дифференцированность последнего обусловлена западанием приповерхностных тектонических клиньев преимущественно вдоль продольных и поперечных разрывов и верхних перегибов флексур.