О ВРЕМЕНИ И МЕХАНИЗМЕ ВОЗДЫМАНИЯ БОЛЬШОГО КАВКАЗА, ГЕНЕТИЧЕСКОМ ТИПЕ И ИСТОРИИ ЗАПОЛНЕНИЯ ПРЕДКАВКАЗСКИХ ПРОГИБОВ – ТРАДИЦИОННЫЕ И СОВРЕМЕННЫЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ

1. ВВЕДЕНИЕ

В ряду осадочных бассейнов, расположенных в периферических частях континентальных массивов, в строении которых участвуют платформенные структуры, выделяют предгорные (другие названия – передовые, краевые, форландовые и др.) и перикратонные прогибы. Еще в работе [Arkhangelsky, Shatsky, 1933, с. 141] было отмечено, что предгорные прогибы «представляют области накопления мощных толщ новых осадков, сносимых с соседних поднятых участков складчатой системы». На основе этих позиций система Предкавказских прогибов была интерпретирована как система предгорных прогибов [Arkhangelsky, 1927], парагенетически связанных с горным сооружением Большого Кавказа (БК) и заполненных преимущественно продуктами эрозии слагающих это горное сооружение вещественных комплексов. Из этого следует, что генетическая принадлежность (тектоническая природа) и история заполнения Предкавказских прогибов в основных чертах были намечены еще в конце первой четверти XX в., то есть почти 100 лет назад.

Представления о Предкавказских прогибах как о предгорных (и что то же самое – передовых, краевых, форландовых) бассейнах до сих пор доминируют среди ученых разных специальностей в науках о Земле, в том числе среди тектонистов и геологов-нефтяников. Эти суждения лежат в основе тектонических [Milanovsky, Khain, 1963; Sharafutdinov, 2003; Nikishin et al., 2010; Popkov, 2010] и палеогеографических [Popov et al., 2009; Beluzhenko, 2011; Popov, Patina, 2023] концепций, а также стратегий поисков и разведки залежей углеводородного сырья и построения численных моделей эволюции генерационно-аккумуляционных углеводородных систем Северокавказского региона и Предкавказья [Afanasenkov et al., 2007; Kerimov et al., 2021].

В эпохальной монографии [Milanovsky, Khain, 1963, с. 287] отмечено, что уже с олигоцена «Кавказ вступает в заключительную стадию ˂…˃ развития – стадию формирования крупных складчато-глыбовых поднятий (мегаантиклинориев) и сопряженных с ними краевых и межгорных прогибов». И далее в следующем абзаце – «Большой Кавказ в олигоцене превращается в орографически выраженное, растущее вверх и в ширину поднятие, начинающее поставлять песчано-глинистый материал в окаймляющие его депрессии» [Milanovsky, Khain, 1963, с. 287]. В работе [Popkov, 2010, с. 25] отмечено: «Находящийся к северу от складчато-орогенных сооружений Западного Кавказа ˂…˃ Западно-Кубанский предгорный прогиб заложился в олигоцене на южном погружении Скифской плиты». Фактически аналогичные представления высказаны в работах А.М. Никишина и его учеников.

Несколько более молодым возраст начала формирования БК считал В.В. Белоусов. Он полагал, что «на границе майкопа и чокракского века¹ ˂…˃ на месте прежнего Кавказского бассейна возникает область интенсивных восходящих движений дневной поверхности, которые и начинают закладывать Кавказский хребет уже в современном понимании этого слова» [Belousov, 1940, с. 67].

Еще моложе момент начала «современного» горообразования и связанного с ним начала формирования Предкавказских прогибов определен в работе [Timoshkina et al., 2010], а также в подготовленной под научным руководством Н.В. Короновского кандидатской диссертации [Klavdieva, 2007]. В первой из этих работ на основании математического моделирования эволюции Предкавказья авторы пришли к выводу о том, что новейшее и современное горообразование на БК произошло в три стадии. Эти три стадии были связаны с региональным сжатием, проявленным в тарханское, конкско-раннесарматское и понтийское время, соответственно, 16.6–15.8, 14.3–12.3 и 7.0–5.2 млн лет назад [Timoshkina et al., 2010]. В работе [Klavdieva, 2007] с использованием близких подходов было показано, что начало интенсивного воздымания БК приходится на поздний сармат (около 10 млн лет назад).

В последнее время некоторые исследователи вновь остро поставили вопрос о механизме и истории заполнения Предкавказских прогибов [Kuznetsov et al., 2023, 2024а, 2024b; Kolodyazhny et al., 2024а, 2024b, 2024c; Postnikova et al., 2024; Dantsova et al., 2024; Patina et al., 2024а, 2024b]. То есть вопрос о тектонической природе Предкавказских прогибов, который, казалось бы, был решен еще сто лет назад основоположниками отечественной геологической науки, снова поставлен в повестку дня.

Вопрос о времени воздымания БК, а в более широком контексте – Крымско-Кавказского орогена, включающего также Горный Крым и Малый Кавказ, ученые-геологи начали обсуждать во время господства в конце XIX и начале XX в. геосинклинальных концепций. Согласно тем представлениям в Кавказском регионе чередование процессов прогибания и орогенических процессов в течение позднего докембрия и фанерозоя было проявлено многократно. При этом новейшее воздымание Кавказа и формирование его высокогорного облика, близкого к современному, по-видимому, одним из первых было показано Н.И. Андрусовым на составленных им палеогеографических картах для раннего миоцена [Andrusov, 1896]. Известны и широко распространены до настоящего времени представления А.Д. Архангельского [Arkhangelsky, 1923; и др.] о том, что горообразование на БК и формирование сопряженного с этим горным хребтом предгорного Предкавказского прогиба, выполненного продуктами эрозии этого горного сооружения, стартовали еще в олигоцене. Представления об олигоценовом возрасте начала воздымания БК нашли отражение в классических работах [Arkhangelsky, Shatsky, 1933; Arkhangelsky et al., 1937; Arkhangelsky, 1941; Milanovsky, Khain, 1963; Muratov, 1967; Milanovsky, 1968; и мн. др.].

Однако еще до Великой Отечественной войны чл.-корр. АН АрССР Л.А. Варданянц (сотрудник Сейсмологического института АН СССР, а позже – ВСЕГЕИ) писал о том, что горный рельеф БК возник лишь в самом недавнем геологическом прошлом. В частности, в монографии [Vardanyants, 1948, с. 31] со ссылками на свои довоенные исследования и публикации [Vardanyants, 1933а, 1933b] Л.А. Варданянц писал: «Воздымание Кавказа и расчленение его рельефа, т.е. формирование современного высокогорного облика этой страны, началось еще в апшероне, но с особой интенсивностью проявилось лишь в постплиоцене и в основном закончилось к началу хвалынского века»². Но представления Л.А. Варданянца в то время не нашли поддержки в геологическом сообществе, и до настоящего времени фактически общепринятой остается система взглядов, основа которой была заложена еще академиком А.Д. Архангельским [Arkhangelsky, 1923, 1927, 1941 и др.], согласно которой воздымание современного орогена БК началось еще в палеогене, а возможно и ранее. Эта система взглядов наиболее развернуто изложена в монографии [Milanovsky, Khain, 1963]. В настоящее время эти представления переведены из используемой тогда фиксистской тектонической терминологии в современные мобилистские термины. При этом понимание по существу вопросов региональной геологии Кавказского региона претерпело лишь незначительные (косметические) изменения и полностью доминирует в российской и по большей части в международной геологической литературе.

В соответствии с этими представлениями БК трактуют как компрессионную структуру, образованную в результате столкновения Аравии с Евразией [Vincent et al., 2007; Mumladze et al., 2015; Ismail-Zadeh et al., 2020; Mossar et al., 2022; Vasey et al., 2020, 2023; и ссылки в данных работах]. В этих публикациях отмечено, что БК – это альпийский коллизионный ороген, возникший в качестве самостоятельной структуры на месте юрско-палеогенового глубоководного рифтового трога. При этом основным механизмом воздымания орогена БК считают тектоническое укорочение коры вкрест его простирания под действием режима общего регионального близмеридионального сжатия, обусловившего деформации и утолщение коры [Ershov et al., 1999; Afanasenkov et al., 2007; Timoshkina et al., 2010; Nikishin et al., 2010; Vasey et al., 2020, 2023; и ссылки в данных работах]. Концептуальная схема формирования БК, представления о ключевых временных рубежах и механизме образования БК на примере его западного сегмента проиллюстрированы на рис. 1.

Несмотря на большой объем накопленных к настоящему времени геолого-морфологических, сейсмических и других данных [Leonov, 2007; Kopp, Kurdin, 1980; Kopp, 1997; Dotduev, 1986; Rastsvetaev, 1989; Bazhenov, Burtman, 1987; Leonov et al., 2001; State Geological Map…., 2000, 2002; Popkov, 2006; Panov, Lomize, 2007; Kamzolkin et al., 2018; Somin et al., 2013; Rogozhin et al., 2015; Pavlenkova et al., 2022; Cowgill et al., 2016; Gamkrelidze et al., 2020; Vasey et al., 2020, 2023; Vincent et al., 2005, 2007, 2011, 2013, 2014, 2020; и ссылки в данных работах], до сих пор нет консенсуса в понимании тонких деталей внутреннего строения сложноустроенного горного сооружения БК, а также нет общепризнанной содержательной интерпретации различий в строении и истории формирования его разных частей (см. далее Разделы 3 и 6).

Вопрос о времени воздымания и механизме формирования БК напрямую связан с пониманием генетической природы Предкавказских прогибов и механизма (способа) их заполнения. В середине 20-х годов XX в. А.Д. Архангельский впервые выделил кайнозойский прогиб, занимающий западную часть Северного Предкавказья, большую часть Азовского моря и Степного Крыма, и назвал этот прогиб Причерноморским [Arkhangelsky, 1923]. Спустя треть века для этого прогиба М.В. Муратов ввел в обиход название Индоло-Кубанский прогиб – по названиям р. Индол в Крыму и р. Кубань на БК и на западе Предкавказья [Muratov, 1955], которое стало сейчас фактически общепринятым. Этот прогиб и/или некоторые его части фигурируют в литературе также под названиями Азово-Кубанский, Кубанский, Западно- и Восточно-Кубанский, Западно-Кавказский и др. А.Д. Архангельский и М.В. Муратов трактовали Индоло-Кубанский прогиб и отдельные его структурные элементы, и в частности Кубанский прогиб, как предгорный, заполненный преимущественно продуктами эрозии Крымско-Кавказского орогена. До самого последнего времени эти традиционные представления доминировали. Так, согласно палеогеографическим реконструкциям [Popov, Patina, 2023] в раннем олигоцене и раннем миоцене на том месте, где сейчас расположен ороген БК, существовала низкогорная островная суша (архипелаг островов) – источник тонкообломочного материала (рис. 2, а, б). Олигоцен-нижнемиоценовую майкопскую серию в Индоло-Кубанском прогибе интерпретируют как нижнюю (тонкую) молассу, которая сложена продуктами разрушения западного сегмента орогена БК на начальных стадиях его воздымания [Milanovsky, Khain, 1963; Muratov, 1967; Milanovsky, 1968; Kholodov, Nedumov, 1981; и мн. др.]. Одним из оснований для реконструкции существования уже в олигоцене поднятия на месте будущего орогена БК (в частности, его западного сегмента) является отсутствие в области западного сегмента современного БК осадочных толщ моложе олигоцена. Однако возможно, что такие толщи на месте будущего западного сегмента БК существовали, но в более позднее время в процессе воздымания этого орогена они были выведены в область размыва и полностью эродированы.

Широко распространены представления о том, что с середины миоцена БК уже представлял собой обширную и интенсивно эродируемую сушу [Andrusov, 1896; Zhizhchenko, 1940; Milanovsky, Khain, 1963; Milanovsky, 1968]. Эти представления нашли отражение и в новейших публикациях [Popov, Patina, 2023] (рис. 2, в, г). Постолигоценовые толщи Индоло-Кубанского прогиба и северного склона западного сегмента БК интерпретированы как моласса – признак высокого стояния, по крайней мере, некоторых районов западного сегмента орогена БК, основного поставщика эрозионного материала в эти толщи [Milanovsky, Khain, 1963; Muratov, 1967; Milanovsky, 1968]. Известные позднеолигоценовые и постолигоценовые грубообломочные хаотически устроенные (олистостромовые) комплексы, развитые в Предкавказье и на северном склоне западного сегмента БК [Charnotsky, Gubkin, 1910; Gubkin, 1912, 1913], многие исследователи склонны интерпретировать как маркеры существования высокогорного рельефа в области БК начиная с позднего олигоцена. Однако в доступной современной геологической литературе нам не удалось найти публикаций с описанием и обоснованием возраста грубообломочных хаотически устроенных (олистостромовых) комплексов. Исключение составляет работа [Marinin et al., 2011], в которой описаны олистостромы в эоценовой(?) существенно глинистой толще северного склона северо-западного сегмента БК. На основе приведенных в работе материалов ее авторами сделан вывод о том, что проявленные в исследованном регионе орогенные движения, включая складчатые и разрывные деформации, обусловили проявления тектонической эрозии с образованием олистолитов и крупных олистоплак, сгруженных в глинистом разрезе эоцена.

Предкавказье и акватория Среднего Каспия – это нефтеносный регион, одним из важнейших нефтематеринских комплексов которого со времен ранних работ И.М. Губкина принято обоснованно считать майкопскую серию [Gubkin, 1912, 1913]. За прошедшие с тех пор уже более 110 лет представления о нефтематеринских свойствах пород майкопской серии получили всестороннее обоснование. За два последних десятилетия в Предкавказье и акватории Среднего Каспия выполнен большой объем бурения, накоплена база геохимических и пиролитических данных по свойствам и степени преобразования нефтематеринских пород; проведены высокодетальные сейсмические исследования и др. Это привело к появлению сейсмостратиграфических материалов высокого разрешения по всему региону.

Параллельно в геологическую практику исследований происходило внедрение новых технологий, таких как:

(1) сейсмическая томография, позволяющая выявлять локальные детали строения коры и верхней мантии;

(2) U-Pb датирование по циркону магматических тел, позволяющее оценивать их возраст с точностью до 1–2 млн лет и меньше, а в некоторых случаях даже реконструировать многостадийную историю становления сложноустроенных магматических и метаморфических комплексов;

(3) низкотемпературная термохронометрия, включающая метод фишен-трек и другие методы, дающие информацию о времени воздымания территории;

(4) U-Pb датирование индивидуальных зерен детритового (обломочного) циркона из обломочных пород, поставляющее информацию о первичных источниках сноса обломочного материала в бассейн, что позволяет реконструировать направления седиментационных потоков.

Накопленные новые геолого-геофизические данные по Черноморско-Балкано-Анатолийско-Каспийскому мегарегиону дают возможность на современном уровне рассмотреть вопросы о времени и механизме воздымания орогена БК, генетическом типе Предкавказских прогибов и истории их заполнения, а также представить совершенно новую интерпретацию давно известных фактов. Основная цель и главное содержание настоящей статьи – провести синтез и согласованный анализ новых данных по Черноморско-Балкано-Анатолийско-Каспийскому мегарегиону с акцентом на Западный Кавказ и Западное Предкавказье (Кубанский прогиб) и на этой основе:

(1) показать, что представления Л.А. Варданянца о становлении БК как высокогорного сооружения не ранее четвертичного времени находят подтверждение в новых современных фактических материалах;

(2) аргументировать, что быстрое воздымание БК – это изостатический отклик на деламинацию в плиоцене литосферного фрагмента под центральной частью БК;

(3) отметить значительную роль региональной Крымско-Кавказско-Копетдагской сдвиговой зоны в формировании современного геоморфологического облика БК;

(4) на материалах по Кубанскому прогибу (западный сегмент системы Предкавказских прогибов) обосновать принадлежность бассейна, в котором произошла аккумуляция толщ, выполняющих дочетвертичный объем Предкавказских прогибов, к категории окраинно-континентальных осадочных бассейнов (перикратонных прогибов в терминологии [Muratov, 1972]);

(5) показать, что в кайнозойское время этот бассейн был заполнен преимущественно седиментационным обломочным материалом, принесенным потоками с Восточно-Европейской и Скифской платформ, а также структур их складчатого обрамления;

(6) аргументировать, что Кубанский прогиб испытал трансформацию из перикратонного прогиба в предгорный прогиб, в котором началось накопление седиментационного материала, поступавшего с БК, не ранее позднего плиоцена.

Решение этих вопросов имеет важное практическое значение. От ответов на вопросы о времени начала воздымания БК и генетическом типе Предкавказских прогибов в допозднеплиоцен-четвертичное время очевидным образом напрямую зависит определение перспектив западных сегментов БК и Предкавказья на некоторые виды рудного и УВ сырья, например определение источников и потенциальных масштабов редкоземельно-титановых россыпей Предкавказья, металлогенический анализ региона, разработка стратегий обнаружения в регионе новых скоплений нефти и газа и др. В частности, существенно кварцевые пески и песчаники в миоценовых толщах Предкавказья, с одной стороны, представляют собой хорошие нефтяные резервуары, а с другой – вмещают редкоземельно-титановые россыпи. В случае определения Предкавказских прогибов в допозднеплиоцен-четвертичное время как перикратонного бассейна придется признать, что источником обломочного материала, слагающего эти пески и песчаники, не могли быть комплексы БК, а могли быть только расположенные севернее Предкавказья комплексы чехла и фундамента Восточно-Европейской и Скифской платформ. Новая интерпретация эволюции северных частей Черноморско-Балкано-Анатолийско-Каспийского мегарегиона и механизма (способа) заполнения Кубанского прогиба, а также других Предкавказских прогибов потребует кардинального пересмотра априорных основ численных моделей эволюции генерационно-аккумуляционных углеводородных систем (ГАУС) в этих регионах.

2. ЧЕРНОМОРСКО-БАЛКАНО-АНАТОЛИЙСКО-КАСПИЙСКИЙ МЕГАРЕГИОН. ГЕОЛОГО-ТЕКТОНИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Ороген БК – это небольшой краевой фрагмент в гигантской горной области – Альпийско-Гималайского пояса. В строении этой области главенствующую роль играют неравномерно деформированные мезозойские и кайнозойские комплексы, при подчиненной роли палеозойских и докембрийских складчатых образований. В тектонических терминах формирование этого пояса в настоящее время обычно трактуют как непосредственное следствие коллизионных событий между северными аркт-лавразийскими и южными гондвандскими континентальными массами [Stampfli, Borel, 2002] (рис. 3).

В позднем неопротерозое и палеозое южную и юго-западную окраины палеоконтинента Балтика – докембрийского остова Восточно-Европейской платформы – омывал океан Тетис, литосфера которого субдуцировала под континентальную окраину Балтики [Natalin et al., 2012; Okay, Nikishin, 2015; Aygül et al., 2016]. В палеозое Балтика вошла в состав композитного континента Аркт-Лавруссия, а затем – Аркт-Лавразия [Kuznetsov, 2009; Kuznetsov et al., 2010], а ее южная и юго-западная окраины последовательно прирастали за счет причленения террейнов, которые имели различное происхождение: они либо были отколоты ранее от Аркт-Лавразии или от различных частей северной периферии Гондваны (хансеатические и кадомско-авалонские террейны), либо изначально были сформированы как внутриокеанические образования – вулканические дуги, океанические плато, реликты литосферы океанических бассейнов (галатианские террейны) [von Raumer et al., 2013; Stampfli et al., 2013].

В результате к концу каменноугольного времени (к рубежу ~300 млн лет) южная и юго-западная окраины восточно-европейской (балтийской) части Аркт-Лавразии обросли широкой полосой террейнов. В конце перми и триасе от северной периферии Гондваны был отчленен крупный лентовидный фрагмент континентальной литосферы (части этого фрагмента известны как киммерийские террейны). Дрейф этого лентовидного фрагмента континентальной литосферы в сторону Аркт-Лавразии привел к расчленению океана Тетис на уменьшающийся Палеотетис и увеличивающийся Неотетис (рис. 4).

Часть киммерийских террейнов, которые были отколоты от северной периферии Гондваны (от той ее части, которая сейчас представляет собой северную периферию Северо-Восточной Африки и, возможно, частично Аравии), в настоящее время участвуют в строении структурного основания Южной и Восточной Турции. Их именуют тауридами или (в некоторых работах) – анатолидами-тауридами [Meinhold et al., 2013; Avigad et al., 2016]. Примыкающий к тауридам с востока Иранский блок представлят собой осколок Аравии [Zakariadze et al., 2007; Ustaömer et al., 2013; Moghadam et al., 2017; и ссылки в данных работах].

Последствием закрытия Палеотетиса принято считать сутуры: на Анатолийском п-ве – Измир-Анкара-Эрзинкан, на Балканах – Вардар, а на Малом Кавказе – Севано-Акеринский офиолитовый пояс (см. рис. 3; рис. 5). Интра-Понтическая сутура – это офиолитовый пояс, возникший при закрытии океанического бассейна Измир-Анкара (в некоторых работах называемого Внутрипонтический океан [Bozkurt et al., 2012]). Совокупность существующих в настоящее время надежных геохронологических данных, включая датировки высокобарических комплексов и офиолитов, а также биостратиграфические привязки радиоляритов в офиолитах ограничивают время функционирования этого океана интервалом ~255–~65 млн лет [Göncüoğlu et al., 2008, 2014; Galoyan et al., 2009; Rolland et al., 2009, 2016; Çelik et al., 2011; Akbayrama et al., 2013; Özdamar et al., 2013]. Понтиды – это триасово-меловые комплексы и реликты сложенных ими палеоструктур, сформированные внутри и на окраинах океанического бассейна Измир-Анкара. В пределах ареала распространения Понтид выделяют три различные области (террейна) – Страндья (фундамент бассейна Трас), Истамбул (в некоторых работах – Истамбул-Зонгулдак) и Сакарья. Также параллельно иногда используют географическое подразделение Понтид на Западные, Центральные и Восточные.

Сутуры Битлис и Загрос – это офиолитовый пояс, возникший при закрытии океана Нео-Тетис – позднекайнозойские зоны столкновения Аравийской плиты с Северной Евразией [Okay et al., 2010; Moghadam et al., 2017; Yılmaz et al., 2013; Chiu et al., 2013] (см. рис. 3; рис. 5).

В мезозойско-кайнозойское время в Тетисе функционировала обширная система вулканических дуг (рис. 5). Однако накопленные к настоящему времени данные о широко распространенных на БК и в Горном Крыму юрских магматических породах свидетельствуют о риолит-базальтовом (бимодальном) характере этого магматизма [Morozova et al., 2017; Gerasimov et al., 2022; Kaigorodova, Lebedev, 2021, 2022; Kuznetsov et al., 2022; Romanyuk et al., 2024]. Такой характер магматизма указывает на то, что, скорее всего, он напрямую не связан с дуговой (надсубдукционной) вулканической активностью.

В позднемеловое и раннекайнозойское время северная причерноморская часть Черноморско-Балкано-Анатолийско-Каспийского мегарегиона испытала меридиональное растяжение, которое сопровождали масштабные сдвиги и парагенетически связанные с ними складчатые и разрывные деформации, а также магматизм. В результате была образована Черноморская впадина с расположенными в ее пределах Западной и Восточной глубоководными котловинами с корой океанического типа (время их становления – поздний мел – эоцен) [Hippolyte et al., 2010, 2018; Nikishin et al., 2015а, 2015b, 2015с; Sosson et al., 2016] (рис. 6). Блок Истамбул был отчленен от Добруджи-Моэзии и отделен от нее впадиной Черного моря (см. рис. 3).

После сочленения аркт-лавразийских и гондванских континентальных масс Черноморско-Балкано-Анатолийско-Каспийский мегарегион стал северной частью обширного эпиконтинентального бассейна (мегабассейна), получившего название Пара-Тетис. Этот мегабассейн представлял собой сложную систему бассейнов и суббассейнов, соединенных между собой узкими проливами (см. рис. 2). Перекрытия проливов приводили к эпизодическим прекращениям связи бассейнов и суббассейнов со Средиземноморским сектором Мирового океана, резким изменениям гидрологического режима, катастрофическим падениям уровня моря и смене морских фаунистических сообществ пресноводными и т.п. [Popov et al., 2009, 2010; Popov, Patina, 2023].

3. БОЛЬШОЙ КАВКАЗ. ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

В первом приближении в строении Кавказского региона (рис. 7) выделяют четыре главные тектонические единицы – современные горные сооружения Большого (Северного) и Малого (Южного) Кавказа и разделяющую их Центрально-Кавказскую депрессию – Рионскую и Куринскую впадины, или Рионско-Куринскую систему прогибов (иногда называемую – Транскавказье). К северу от горного сооружения Большого (Северного) Кавказа расположена система Предкавказских прогибов.

В современном горном сооружении БК и Предкавказье широко распространены осадочные толщи, сформированные в мезозое и кайнозое в северной части Восточного Пара-Тетиса. К северу от БК в Предкавказье расположена система прогибов. Она состоит из Кубанского прогиба (восточная часть Индоло-Кубанского прогиба) на западе и Терско-Каспийского прогиба на востоке, которые разделены Ставропольским поднятием.

Доюрский фундамент БК был сформирован в палеозое в результате причленения террейнов, отколотых от северной окраины Гондваны и/или образованных внутри океана Палео-Тетис. Структурное основание Малого Кавказа сложено комплексами окраинно- и/или внутриокеанического генезиза, сформированными внутри и на окраинах океана Палео-Тетис. Согласно мнению М.Л. Коппа [Kopp, 2004], современная структура Кавказского региона была сформирована в разных его частях не одновременно: на Малом Кавказе – в позднем мелу – начале палеогена, в центральных сегментах БК – в палеогене, а на северо-западном и юго-восточном погружениях БК – в середине неогена – квартере.

В строении современного БК выделяют домены южного и северного склона, разделенные так называемым Главным Кавказским разломом. Северный склон, или Северный домен БК, образуют более дробные структурные единицы (рис. 8), расположенные с севера на юг:

– зона Главного хребта, включая Перевальную и Эльбрусскую подзоны;

– зона Передового хребта;

– Бечасынская зона (ранее [Milanovsky, Khain, 1963; Milanovsky, 1968] ее именовали – Лабино-Малкинская зона или Северо-Кавказский краевой массив).

Развитые в пределах Бечасынской зоны верхнемезойские маломощные толщи мелководноморских или даже субконтинентальных угленосных образований слагают пологую моноклиналь северного падения и налегают на сложно дислоцированные и неравномерно метаморфизованные толщи верхнего докембрия и палеозоя, а также ассоциирующие с ними гипербазиты и гранитоиды. Эта часть северного склона орогена БК, по существу, представляет собой вовлеченный в альпийское воздымание элемент строения предкавказской части Скифской эпигерцинской платформы. Именно так эта часть орогена БК (Лабино-Малкинская зона) была охарактеризована в классических работах Е.Е. Милановского, который писал: «На протяжении большей части альпийского цикла эта зона принадлежала южной части эпигерцинской платформы Предкавказья, и лишь в конце его была вовлечена в воздымание Большого Кавказа в качестве его просто построенного крыла…», и еще «В течение мальма и начале мела Северо-Кавказский прогиб в основном располагался в пределах северного крыла ˂…˃ Большого Кавказа, и лишь на Центральном Кавказе проходил севернее, в южной части эпигерцинской платформы (Лабино-Малкинская зона)» и далее – (в олигоцене) «наиболее интенсивно воздымается Центральный сегмент Большого Кавказа, в поднятие которого втягиваются прилегающие участки эпигерцинской платформы и срединного массива: на севере – Лабино-Малкинская зона, превращающаяся в моноклинально построенное крыло сооружения Большого Кавказа» [Milanovsky, 1968, с. 15, 34 и 38 соответственно].

По простиранию в БК обычно выделяют западный (северо-западный), центральный и восточный (юго-восточный) сегменты, очевидное отличие которых друг от друга состоит в ширине орогена, высоте его рельефа и гипсометрическом положении кровли доальпийского фундамента (см. рис. 7; рис. 8). Наибольшую ширину и высоту рельефа ороген имеет в центральном сегменте. В осевой зоне центрального сегмента БК на высоте более 2 км местами обнажен кристаллический домезозойский фундамент. В осевой зоне западного и восточного сегментов преимущественно развиты юрские и меловые образования.

В поперечном строении современного горного сооружения БК весьма ярко проявлена его асимметрия, выраженная в наличии относительно широкого северного крыла, обладающего простым строением, и более узкого и сложного южного крыла, для которого характерны южновергентные складчатые структуры, надвинутые к югу.

Результаты, полученные с использованием разных современных методов сейсмических исследований (глубинное сейсмическое зондирование (ГСЗ), метод отраженных волн в различных модификациях (МОВ), микросейсмическое зондирование (МСЗ)) пока не дают возможности однозначно разрешить тонкую внутреннюю структуру отдельных аномальных зон в коре БК, в том числе и зону Главного Кавказского надвига. Получаемые разными методами «сейсмические образы» среды не поддаются очевидной совместной интерпретации (рис. 9). В частности, ни в «сейсмических образах», ни в данных бурения какие-либо надежные признаки пологого надвига для тектонической зоны, которую ассоциируют с зоной «Главного Кавказского разлома (надвига)», до сих пор не выявлены.

В отношении представлений об альпийской (син-альпийской) структуре продольных сегментов и поперечных зон БК, а также обстановок их формирования среди исследователей Кавказского региона до настоящего времени нет консенсуса. В литературе известны совершенно разные оценки масштабов и способов сокращения коры, сопровождавшего формирование современного орогена БК [Yakovlev, 2015]. Широко распространены представления о том, что БК состоит из мощных (до 15–20 км) полого наклоненных к северу тектонических покровов. Верхний из этих покровов сложен древними породами кристаллического цоколя, обнаженного в Главном хребте и контактирующего с тектонически подстилающими эти кристаллические образования мезозойскими и кайнозойскими породами по тектонической поверхности – по Главному Кавказскому разлому (надвигу) (например, [Khain, 1984; Dotduev, 1986; Vasey et al., 2020, 2023; и др.]; рис. 10). В противоположность этому геологи с большим опытом полевых исследований на Кавказе аргументированно полагали и полагают, что в осевой зоне Центрального сегмента БК на альпийском этапе происходили лишь умеренные сокращения коры. Никаких признаков крупноамплитудного надвигания, тектонического сдваивания коры или субдукции в это время здесь не выявлено [Adamiya et al., 1989; Leonov, 2007; Somin, 2000, 2021; Adamia et al., 2011].

В существенной мере альтернативные представления изложены в работе [Patina et al., 2017]. Авторы этой работы полагают, что интенсивные складчатые и разрывные деформации (вплоть до формирования крупных опрокинутых складок и надвигов южной вергенности) в зоне южного склона БК обусловлены проявлением здесь в позднем кайнозое правостороннего транспрессионного режима. Наиболее ярким выражением этих деформаций является Крымско-Кавказско-Копетдагская правосторонняя сдвиговая зона (рис. 11), которая прослежена от Копетдага через Апшеронский порог и зону южного склона БК до Горного Крыма. Она пространственно совпадает с положением зоны традиционно выделяемого Главного Кавказского разлома, прослежена вдоль всего южного склона БК, а амплитуда смещения по ней составляет порядка 150–200 км [Kalugin, 1946; Gorshkov, 1947; Patina et al., 2017]. В настоящее время правосторонние смещения по этой сдвиговой зоне со скоростью 26–28 мм/год находят отражение в результатах GPS-наблюдений [Milyukov et al., 2015]. Правосдвиговые движения в обстановке сжатия по этой зоне обусловили в четвертичное время формирование структуры Главного хребта и создали предпосылки для появления тектонически и эрозионно расчлененного рельефа современного орогена БК. Эти представления об истории и механизме формирования БК находят в последнее время все больше и больше своих сторонников, к числу которых относятся и авторы настоящей статьи.

Отметим, что большинство моделей строения БК, в том числе и его северо-западного склона, изначально созданы в парадигме чешуйчато-надвигового строения БК [Popkov, 2006; и мн. др.]. Однако в некоторых моделях строения и эволюции западного сегмента БК, созданных по фрагментарным фактическим данным без привлечения априорных идей о стиле деформаций, общее строение этого орогена почти идеально соответствует крупномасштабной «цветковой» структуре, которая сформирована вокруг транскоровой сдвиговой зоны с небольшой дополнительной компрессией. Такой пример приведен на рис. 12. Вслед за авторами работы [Patina et al., 2017], можно полагать, что в формировании современного облика БК (и в целом структуры северной части Черноморско-Балкано-Анатолийско-Каспийского мегарегиона) значительная роль принадлежит движениям и деформациям в протяженной постплиоценовой Крымско-Кавказско-Копетдагской правосторонней сдвиговой зоне, которые были наложены на разновозрастные структуры Альпийско-Гималайского пояса и юга Скифско-Туранской плиты.

Таким образом, современное горное сооружение БК – это элемент северного (висячего) крыла кавказского сегмента Крымско-Кавказско-Копетдагской правосдвиговой зоны, он представляет собой поднятый блок пород, часть из которых была деформирована еще в киммерийскую эпоху и на более ранних этапах эволюции региона. Формирование современного облика БК, по крайней мере его западного (северо-западного) сегмента, не обусловлено непосредственно процессами фронтального коллизионного взаимодействия Аравии с Евразией, а во многом является результатом постколлизионных процессов, стартовавших лишь в плиоцене, а скорее всего – лишь в самом начале плейстоцена.

4. ПЛИОЦЕНОВАЯ ДЕЛАМИНАЦИЯ ЛИТОСФЕРНОГО ФРАГМЕНТА ПОД ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТЬЮ БОЛЬШОГО КАВКАЗА

Рассмотрению возможных механизмов быстрых резких воздыманий и погружений отдельных блоков земной коры с характерными временами в первые единицы миллионов лет посвящен ряд работ Е.В. Артюшкова [Artyushkov, 1998, 2010, 2012; Artyushkov, Chekhovich, 2023]. Резкие проседания блоков коры без существенного растяжения (образование глубоких осадочных бассейнов) могут вызывать фазовые переходы (например, эклогитизация) в веществе литосферы. Причиной резких воздыманий блоков коры может быть вызванная различными тектоническими причинами повышенная инфильтрация в литосферу мантийных флюидов, катастрофически понижающая вязкость вещества [Kiselev et al., 2015]. Такие процессы могут происходить, например, при деламинации фрагмента литосферы в мантию и замещении его астеносферным веществом. Эпизоды деламинирования литосферных фрагментов в мантию описаны и изучены во многих регионах мира: под южным окончанием гор Сьерры-Невады, под пустыней Могаве; под восточной частью Западных Кордильер, плато Альтиплано-Пуна и западной кромкой Восточных Кордильер; под массивом Мендерес в центральной части Анатолийского п-ова; под северо-восточной частью Анатолийского п-ова; под сутурой Джинша в Северном Тибете и под блоками Квантанг и Лхаса в Южном Тибете (см. обзор в работе [Romanyuk, Tkachev, 2010]) и др.

Эталонным (т.е. наиболее надежно и в деталях изученным) объектом, вероятно, является эпизод деламинации в плиоцене под южным окончанием гор Сьерры-Невады (рис. 13). Здесь в верхней мантии по результатам сейсмической томографии выявлена область с повышенными сейсмическими скоростями на глубине 100–250 км, близкая по форме цилиндру с радиусом около 60 км и получившая название «мантийная капля» («mantle drip») [Zandt et al., 2004].

В геологическом аспекте Великая Долина и горы Сьерра-Невада представляют собой реликты преддугового бассейна и вулканической дуги, сформированные в мезозое, когда палеоплита Фараллон субдуцировала под западную окраину Северо-Американской палеоплиты. Великая Долина в течение всего кайнозоя (и в настоящее время) представляла собой осадочный бассейн. Фундамент Сьерра-Невады сложен преимущественно позднемеловыми (~85 млн лет) и более древними гранитоидами и разнообразными метаморфическими комплексами. Выше несогласно залегают эоценовые и более молодые осадочные и вулканические образования. Из-за низких сейсмических скоростей под Сьерра-Невадой на всю мощность коры (<6.2 км/с) весь этот блок трактуют как гранитный батолит [Fliedner et al., 2000; Ducea, 2002; и ссылки в данных работах]. Считается, что толстая гранитная кора и ее мафический (а местами и ультрамафический) корень были образованы в позднемеловое время, когда и была сформирована большая часть батолита Сьерра-Невады [Ducea, 2001]. Наличие гранат-пироксенового парагенезиса в корне батолита делает его в среднем плотнее, а отдельные фрагменты – значительно плотнее стандартной литосферной мантии и превращает всю эту систему в гравитационно-неустойчивую структуру.

Результаты изучения многочисленных коровых и мантийных ксенолитов из миоценовых и постмиоценовых лав дают прямые доказательства изменения состава литосферы под Сьерра-Невадой за этот период [Ducea, Saleeby, 1998] (рис. 14). Ксенолиты из миоценовых вулканитов маркируют трехслойную литосферную колонку, состоящую из (1) гранитного батолита (мощность 30–35 км), подстилаемого (2) нижнекоровым слоем и литосферной мантией (мощность до 70 км) мафических и иногда ультрамафических метапород с гранатсодержащим парагенезисом, в свою очередь подстилаемым (3) перидотитовой мантией. В позднеплиоценовых и четвертичных вулканитах отсутствуют ксенолиты, содержащие гранат, а ксенолиты с глубины от 35 до 70 км свидетельствуют о наличии горячей перидотитовой мантии. Эти данные хорошо согласуются с результатами детальных сейсмических исследований, которые показывают в мантийном слое непосредственно под границей М скорости прохождения сейсмических волн 7.4–8.2 км/c, но в среднем слое – относительно низкие сейсмические скорости ~7.8 км/с, подразумевающие повышенную температуру [Fliedner et al., 2000]. Изменение состава литосферной колонки должно было произойти в интервале 3–10 млн лет назад [Ducea, Saleeby, 1996, 1998]. Это очень сильный аргумент в пользу деламинации нижней коры и подстилающей ее литосферной мантии в течение этого же временного периода. Кратковременный импульс высококалиевого (до ультракалиевого) и низко-ε_Nd вулканизма с возрастом ~3.5 млн лет связывают с начальной фазой процесса деламинации [Manley et al., 2000; Farmer et al., 2002]. Устанавливаемое по датировкам магматизма замещение части литосферы астеносферой по времени совпадает с плиоцен-голоценовой фазой поднятия Сьерра-Невады, инициированной изменением плавучести верхней мантии [Jones et al., 1994, 2004].

Другой пример – это район Центральных Анд на западной окраине Южной Америки. Высокоточные сейсмотомографические [Graeber, Asch, 1999; Schurr et al., 2006] (рис. 15), петрогеохимические [Avila-Salinas, 1991; Kay et al., 1994] и другие данные [Garzione et al., 2006], а также результаты термомеханического моделирования [Sobolev et al., 2007; Quinteros et al., 2008] свидетельствуют о возможности «отслаивания» и обрушения в мантию фрагментов нижней коры и подкоровой литосферной мантии, происходящих под некоторыми областями восточной части Западных Кордильер, плато Альтиплано-Пуна и западной кромкой Восточных Кордильер. Процесс продолжается и в настоящее время.

На границе между плато Альтиплано и Восточными Кордильерами расположен один из крупнейших в мире игнимбритовых комплексов Фрайлес c возрастом пиковой активности около 7 млн лет [Avila-Salinas, 1991], а в пограничной области между плато Альтиплано и Пуна расположены поля развития вулканического комплекса Альтиплано-Пуна. Во внутреннем строении комплекса доминируют (более 95 % всего объема) дациты и риолиты – изверженные породы с содержанием SiO₂ 65–70 мас. %.

Магматическая активность в этом вулканическом комплексе (игнимбритовые тела, базальтовые потоки, проявления шошонитового вулканизма и др.) была тесно связана с тектоническими деформациями и захватывала область от Западных Кордильер до западной кромки Восточных Кордильер в период 27–5 млн лет с пиком активности в конце этого периода. Затем магматическая активность стала отступать на запад и к рубежу примерно 4 млн лет проявлялась лишь до западной части плато Альтиплано-Пуна, а последние 2 млн лет сосредоточена преимущественно в вулканической дуге Западные Кордильеры [Avila-Salinas, 1991; Kay et al., 1994]. Причину этих проявлений магматизма связывают [Kay R.W., Kay S.M., 1993] с «обрушением» тяжелого эклогитового корня пододвигаемой под Анды нижней коры Южно-Американской платформы (рис. 16).

Описанные выше два случая и многие другие случаи деламинации литосферного фрагмента происходили в тектонически активных регионах, в которых перед этим были длительные субдукционные и/или коллизионные эпизоды. Такие геодинамические обстановки с быстрым затягиванием на глубину не успевающих прогреваться фрагментов литосферы способствуют образованию высокоплотных минеральных ассоциаций и формированию «утяжеленного» литосферного фрагмента. Впоследствии этот литосферный фрагмент под воздействием внешних сторонних причин теряет устойчивость и может «обрушиться» в мантию. Характерные времена непосредственного процесса «отсоединения» (т.е. потери механической связи) деламинируемого литосферного фрагмента от вышележащего корового блока – 1–2 млн лет. Эпизод деламинации сопровождают кратковременные эпизоды магматизма, продолжительность пика в которых не более нескольких миллионов лет, причем этот пик магматических событий чаще всего совпадает с моментом «отсоединения» деламинируемого литосферного фрагмента. После «обрушения» литосферного фрагмента, вследствие изостатической перестройки, происходит быстрый и резкий изостатический подъем лишенного тяжелого литосферного корня вышележащего блока коры на высоту 2 км и более.

Накопленные к настоящему времени данные позволяют обосновать представления, в соответствии с которыми одна из основных причин воздымания БК – это не медленное и длительное коллизионное сжатие, а быстрая изостатическая реакция на деламинацию литосферного фрагмента из-под центральной части Кавказского региона, которая зафиксирована сейсмотомографическими материалами [Koulakov et al., 2012; Zabelina et al., 2016] (рис. 17).

Специально отметим, что самая ранняя публикация, которую нам удалось найти и в которой была высказана идея о деламинации фрагмента литосферной мантии под центральной частью Кавказского региона, – работа [Ershov et al., 1999]. В ней был представлен комплексный анализ геолого-геофизических материалов по Кавказскому региону, включая гравитационное моделирование, моделирование прогибания Предкавказских прогибов и расчет мощности изгибаемой упругой части литосферы. В частности, в работе [Ershov et al., 1999] показано, что (1) топографическая нагрузка, которую создает Кавказский ороген, не может объяснить глубинные профили и историю прогибания сопряженных с орогеном прогибов, реконструированные по большому объему фактических данных, и (2) для образования современного высокого рельефа Центрального Кавказа необходимо утолщение коры и удаление литосферного корня за счет какого-нибудь механизма – кондуктивного прогрева, конвективного удаления или деламинации. Однако во время подготовки работы [Ershov et al., 1999] еще отсутствовали фактические данные, которыми бы можно было обосновать выбор наиболее подходящего механизма.

К настоящему времени уже накоплен большой объем плиоцен-четвертичных датировок магматических проявлений в Кавказском регионе и других характеристик этого магматизма. Если сопоставить эти датировки с процессом деламинации фрагмента литосферы под Центральным Кавказом, то рубеж около 2–3 млн лет можно рассматривать как момент «отсоединения» деламинируемого литосферного фрагмента, за которым последовало резкое изостатическое воздымание Малого и Большого Кавказа.

Первые плиоценовые изотопные датировки вулканизма на БК стали известны, по-видимому, еще в 90-х годах XX в. [Lipman et al., 1993; Zhuravlev, Negrei, 1993; Hess et al., 1993]. К настоящему времени датированию, петрологическому и изотопно-геохимическому изучению плиоцен-четвертичных магматических пород БК посвящено огромное количество работ [Milanovsky, Koronovsky, 1973; Koronovsky et al., 1987; Kostitsyn, 1995; Gazis et al., 1995; Kostitsyn, Kremenetsky, 1995; Bogatikov et al., 1998; Grün et al., 1999; Gurbanov et al., 2004; Koronovsky, Demina, 2007; Avdeenko et al., 2008; Lebedev et al., 2004, 2011a; Lebedev, Vashakidze, 2014; Parfenov et al., 2019; Soloviev et al., 2021а, 2021b]. Все крупные плиоцен-четвертичные вулканические проявления на БК (см. рис. 7) уже хорошо изучены и надежно датированы. В работе [Bindeman et al., 2021a] представлен синтез и анализ большого объема опубликованных ранее и полученных авторами современных высокоточных датировок и результатов изотопно-геохимического изучения плиоцен-четвертичных магматических пород БК. Специально отметим, что высокоточное U-Pb датирование по циркону CA-ID-TIMS циркона из верхней и нижней части чегемских игнимбритов и ассоциированных порфиров дает возрастные спектры, фиксирующие 160 тыс. лет аккумуляции и дифференциации магмы, совпадающие с возрастом извержения 2.9181±0.0014 млн лет, ограниченного самой молодой датированной популяцией циркона [Bindeman et al., 2021a]. В целом же, в Чегемском и Тырныаузском магматических ареалах зафиксировано два импульса активности около рубежей 2.92 и 1.98 млн лет, в игнимбритах и гранитах Эльбруса и Тырныауза получена компактная группа возрастов около 1.98 млн лет [Bindeman et al., 2021a, 2021b]. Это предполагает общий источник для всех этих магматических проявлений, расположенный, вероятно, в районе Тырныауза [Bindeman et al., 2021a, 2021b]. В плейстоцене – голоцене Эльбрус проявлял неоднократную вулканическую активность, последнее на сегодняшний день извержение произошло около двух тысяч лет назад. Известны и другие проявления магматических и метаморфических событий на БК в плиоцене – голоцене [Lebedev et al., 2005, 2006, 2010а, 2010b; Chernyshev et al., 2014; Kaigorodova et al., 2021; Gazis et al., 1995]. В работе [Chernyshev et al., 2014] предложено выделять два этапа повышенной магматической активности БК – среднеплиоценовый (3–2 млн лет назад, учитывая данные [Bindeman et al., 2021a]) и ранненеоплейстоценовый.

Для Малого Кавказа результаты недавно обобщены в диссертационной работе [Shalaeva, 2024]. Установлена периодизация активности вулкана Арагац из четырех фаз: I и II – 0.97−0.89 млн лет, III – 0.74−0.68 млн лет, IV – 0.56−0.45 млн лет [Chernyshev et al., 2002; Lebedev et al., 2011b]. Для игнимбритов Гюмри (разрезы Джрадзор и Меграшат) получены датировки 0.65–0.70 млн лет [Shalaeva et al., 2020]. Таким образом, формирование игнимбритов Гюмри можно отнести к завершению III фазы активности вулкана Арагац. На обнажении Капс для андезибазальтов получен возраст 2.25±0.10 млн лет, а для трахиандезибазальтов – 2.1±0.2 и 2.25±0.10 млн [Shalaeva et al., 2019] и 2.09±0.05 млн лет [Ritz et al., 2016]. Возраст платобазальтов и андезибазальтов на территории Армении показал значения ~2.5–2.0 млн лет [Trifonov et al., 2016, 2017] и 3.26–1.80 млн лет [Meliksetyan, 2012].

Вулканический центр Араилер включает вулкан Араилер (2610 м) и несколько шлаковых конусов. В работе [Lebedev et al., 2011b] показано, что этот вулканический центр был сформирован, предположительно, в два этапа. На первом этапе произошло выжимание дацитовых экструзий, на втором этапе – извержение андезитовых лав, а к югу от вулкана Араилер, вероятно синхронно извержению андезитовых лав, произошло извержение эффузивов основного состава. Возраст андезитов и дацитов − 1.23±0.03 – 1.37±0.04 млн лет, возраст риолитовых обсидианов составляет 1.26±0.05 млн лет [Lebedev et al., 2011b]. Базальты Карс-Дигорского плато имеют возраст 1.27±0.05 млн лет [Shalaeva, 2024].

Также специально отметим, что в акчагыльское время ~2.6 млн лет в северном Причерноморье и Прикаспии отмечен пик «акчагыльской трансгрессии», во время которой обширные пространства в Кавказско-Каспийском регионе были залиты морем [Trifonov et al., 2024]. Можно предположить (по аналогии с региональными эпизодами прогибания поверхности, которые предшествовали деламинации фрагмента литосферы под Сьеррой-Невадой и Центральными Андами), что «акчагыльская трансгрессия» была вызвана не общим повышением уровня моря в Восточном Паратетисе, а региональным проседанием в центральной части Кавказского региона над будущим деламинированным фрагментом литосферы. Это еще один косвенный индикатор, уточняющий момент времени «отсоединения» деламинируемого литосферного фрагмента.

В ряде работ [Ershov, Nikishin, 2004; Trifonov, Sokolov, 2017] воздымание Центрального Кавказа объясняется влиянием астеносферного потока, распространяемого от Эфиопско-Афарского суперплюма. Однако, по нашему мнению, этот поток мог быть триггером, спровоцировавшим процесс деламинации фрагмента литосферной мантии, но не мог быть первичной и главной причиной стремительного воздымания Центрального Кавказа в плиоцен-четвертичное время.

Стремительное воздымание Большого и Малого Кавказа в четвертичное время стало находить свое подтверждение и в исследованиях традиционными методами. Так, в работе [Shalaeva, 2024] показано, что дно Ширакской впадины (Малый Кавказ) в акчагыльское время (т.е. ~2.6 млн лет назад) было расположено на абсолютных высотах не более 250 м, а в настоящее время поднято на высоту около 1.5 км. В восточном сегменте БК на высоте около 2 км обнаружены в районе Акуши и на Кусарском плато в районе г. Бол. Сувал грубообломочные образования, интерпретированные как реликты пляжей, возраст которых надежно доказан биостратиграфическими данными как миоценовый (мэотис или понт?) [Drobyshev, 1929] и акчагыльский [Trikhunkov et al., 2020] соответственно.

5. ЧЕТВЕРТИЧНОЕ ВОЗДЫМАНИЕ БОЛЬШОГО КАВКАЗА И ПРАВОСДВИГОВАЯ АКТИВНОСТЬ В ЗОНЕ ЕГО ЮЖНОГО СКЛОНА КАК ЧАСТЬ ОБЩЕЙ ТЕКТОНИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ ЧЕРНОМОРСКО-БАЛКАНО-АНАТОЛИЙСКО-КАСПИЙСКОГО МЕГАРЕГИОНА

Быстрое четвертичное воздымание БК после деламинации литосферного корня естественным образом вписывается в надежно реконструированную тектоническую эволюцию Черноморско-Балкано-Анатолийско-Каспийского мегарегиона. Наибольшее влияние на позднемиоцен-четвертичную тектонику этого мегарегиона оказало разрушение слэба Аравийской плиты при заклинивании зоны субдукции, маркируемой в современой структуре Черноморско-Балкано-Анатолийско-Каспийского мегарегиона сутурой Битлис-Загрос, приблизительно 12 млн лет назад [Keskin, 2003, 2007; Lei, Zhao, 2007; Zor, 2008] (рис. 18).

Обрушение слэба вызвало поднятие Турецко-Иранского плато на высоту 1.5–2.0 км и импульс вулканизма в восточной части Анатолийского п-ва (см. рис. 7), где более половины Восточно-Анатолийского плато «залито» преимущественно субщелочными вулканитами [Akyol et al., 2006; Keskin, 2003, 2007]. Этот вулканизм мигрировал от сутуры Битлис (~11 млн лет) в северном направлении к Кавказу (~3–2 млн лет). Значения сейсмических скоростей Pn (характеризующих слой мантии непосредственно под подошвой коры – границей М) понижены до 7.8 км/с под западной частью Анатолийского п-ова и до 7.6 км/с под его восточной частью [Al-Lazki et al., 2004]. Пониженные сейсмические скорости зафиксированы и под частью БК [Koulakov et al., 2012; Trifonov, Sokolov, 2018]. Это свидетельствует об отсутствии слоя литосферной мантии и замещении ее астеносферой практически под всем Анатолийским п-овом [Vinnik et al., 2016] и частью Кавказа.

Последовательная деламинация фрагментов литосферы под Анатолийским и затем под Центрально-Кавказским регионом вызвала резкую реорганизацию тектонических движений во всем Черноморско-Балкано-Анатолийско-Каспийском мегарегионе. В частности, большое значение приобрели новообразованные течения в мантии вдоль простирания зоны коллизии [Kopp, 1997]. Кроме того, это нашло отражение в вычленении новой Анатолийской микроплиты по системе сдвиговых Анатолийских разломов, сходящихся в точке тройного сочленения Карлиова (см. рис. 7; рис. 19). Северо-Анатолийская сдвиговая зона отделяет Анатолийскую микроплиту с севера от Черноморского блока, а Восточно-Анатолийская сдвиговая зона – с юго-востока от Аравийской плиты [Faccenna et al., 2006]. Режим заложения новых сдвиговых зон постепенно проникал/мигрировал на север. Возможно, сдвиговые зоны с движениями, аналогичными Северо-Анатолийской сдвиговой зоне, были образованы также и на поднятиях Андрусова и Архангельского, разделяющих Западно- и Восточно-Черноморские котловины. Чуть позже произошло заложение региональных сдвигов на Юго-Восточном Кавказе [Kopp, Kurdin, 1980], и затем уже была сформирована и региональная Крымско-Кавказско-Копетдагская правосторонняя сдвиговая зона (см. рис. 11), основные движения вдоль которой произошли в плиоцене – квартере [Patina et al., 2017]. Активные деформационные процессы на Кавказе и в прилегающих регионах происходят и в настоящее время. В частности, интенсивные деформации в настоящее время испытывают толщи в Туапсинском прогибе в его приближенных к побережью частях [Almendinger et al., 2011].

Для современной плитотектонической конфигурации и движений в Черноморско-Балкано-Анатолийско-Каспийском мегарегионе характерны следующие особенности (см. рис. 7; рис. 20).

В «буферной» зоне между крупными Евразийской, Африканской и Аравийской плитами расположена Анатолийская микроплита, которая движется на запад вдоль Северо-Анатолийской разломной зоны. Эта зона представляет собой систему правосторонних сдвиговых разломов протяженностью более 1400 км от точки Карлиова до Эгейского моря, в которой происходит ее виргация с образованием нескольких ветвей. Результаты GPS- и SLR-наблюдений показывают, что в настоящее время Северо-Анатолийская разломная зона аккомодирует практически всю сдвиговую компоненту (22 мм/год) во взаимных движениях Анатолийской и Евразийской плит [McClusky et al., 2000]. Только малая часть близмеридионального давления Африканской и Аравийской плит, по мнению автора работы [Kalafat, 2017], передается через Понтиды на Черноморский блок, который, по-видимому, испытывает укорочение (сокращение) в близмеридиональном направлении со скоростью ~1 мм/год. Внутренние деформации центральных областей Анатолийской микроплиты протекают со скоростью меньше 2 мм/год, а ее движение в виде жесткого блока происходит как вращение против часовой стрелки вокруг Эйлерова полюса, расположенного около дельты Нила. Южный блок Эгейского моря движется когерентно с Анатолийской микроплитой по направлению к Эллинской дуге, но с большей скоростью, чем центральные области Анатолийской микроплиты (30 мм/год против 20 мм/год) [McClusky et al., 2000; Le Pichon et al., 1995; Kahle et al., 1999]. Разница в скоростях компенсирована растяжением в западной части Анатолийского п-ова. Повышенные скорости движения и интенсивность растяжения в южном Эгейском блоке связывают с откатом Эллинского желоба [Le Pichon, Angelier, 1979; Gautier et al., 1999; Wortel, Spakman, 2000; Jolivet, Faccenna, 2000; Jolivet, 2001].

В северной части Кавказского региона можно наблюдать веерообразный рисунок векторов горизонтальных скоростей [Milyukov et al., 2022], отражающий вращение северного крыла Северо-Азовской флексурно-разрывной зоны в направлении против часовой стрелки и, соответственно, современные сдвиговые смещения (рис. 21). В пределах БК и Кубанского прогиба проявлено поперечное сжатие со скоростью до 1 мм/год, в Предкавказье преобладают сдвиговые смещения.

Характерным аспектом современного поля скоростей западного сегмента БК и Западного Предкавказья по работе [Milyukov et al., 2015] является их согласованное движение в северо-северо-восточном направлении со скоростью 27‒28 мм/год (см. рис. 7). В том же направлении, но с чуть меньшей скоростью (24–25 мм/год) происходит смещение восточно-европейской платформенной части Евразии. Горное сооружение крайнего западного сегмента БК испытывает продольное сжатие. Однако большой блок горного сооружения западного БК восточнее Туапсинской зоны разломов испытывает продольное растяжение [Milyukov et al., 2022]. При этом интенсивность деформационных процессов на южном склоне западного сегмента БК выше, чем в сопредельных районах Предкавказья (рис. 21).

В отношении современных вертикальных движений в пределах БК в целом можно отметить следующее. По результатам GPS-наблюдений для равнинного Предкавказья и невысоких предгорий характерны вертикальные движения с мгновенной современной скоростью 2.49±2.20 (станция Владикавказ), 2.89±1.70 (станция Зеленчукская) и 3.55±1.53 мм/год (станция Кисловодск), которые в высокогорной части БК (станция Терскол) возрастают до 4.36±0.70 мм/год [Milyukov et al., 2015]. При сохранении скорости воздымания около 4 мм/год за последние 2 млн лет величина воздымания БК могла составить 8 км.

6. КУБАНСКИЙ ПРОГИБ – ПЕРИКРАТОННЫЙ БАССЕЙН, ТРАНСФОРМИРОВАННЫЙ В ПРЕДГОРНЫЙ ПРОГИБ НЕ РАНЕЕ ПЛЕЙСТОЦЕНА

Основоположники отечественной геологической науки уже более ста лет назад предложили рассматривать ороген БК и расположенные к северу от него Предкавказские прогибы как парагенетическую связку – «ороген и прогиб, заполненный продуктами эрозии орогена» [Arkhangelsky, 1923, 1927, 1941; Arkhangelsky, Shatsky, 1933; Arkhangelsky et al., 1937]. Эти представления были развиты в работах М.В. Муратова [Muratov, 1955, 1972], фактически без изменений нашли свое отражение в классических монографиях [Milanovsky, Khain, 1963; Milanovsky, 1968; Khain, 1984] и благополучно дожили до наших дней [Popov et al., 2009; Nikishin et al., 2010; Popkov, 2010; Beluzhenko, 2011; Popov, Patina, 2023]. Во всех этих и многих десятках других работ система Предкавказских прогибов интерпретирована как система предгорных осадочных бассейнов, парагенетически связанных с горным сооружением БК и заполненных преимущественно продуктами эрозии слагающих это горное сооружение вещественных комплексов. При этом начало воздымания орогена БК относят к олигоцену или к миоцену.

В противоположность этому примерно с 2010 г. в западной литературе стали появляться материалы, свидетельствующие о том, что БК стал высокогорным сооружением и тектонической доминантой Причерноморья не ранее конца миоцена. Так, были получены и опубликованы данные по низкотемпературной термохронометрии, указывающие на резкое возрастание скорости эксгумации центрального сегмента БК в плиоцене [Avdeev, Niemi, 2011]. В работе [Vincent et al., 2013] были представлены результаты анализа минералогического состава песчаников из кайнозойских толщ Северного Причерноморья, которые не зафиксировали продуктов размыва Кавказа в обломочных породах из нижнемиоценовых и более молодых толщ Предкавказья.

При этом работ с результатами исследований и основанными на них выводами, явным образом противоречащими общепринятым среди российских геологов представлениям о Предкавказских прогибах как о предгорных кайнозойских прогибах, заполненных преимущественно продуктами разрушения Кавказского орогена, воздымание которого стартовало еще в олигоцене или миоцене, в русскоязычной геологической литературе до настоящего времени фактически нет. Эти классические для отечественной геологии представления оказались очень живучими, несмотря ни на появление новых материалов, ни на очевидные несоответствия между собой общих орографических характеристик БК и Предкавказских прогибов, если их трактовать как динамически единую пару – ороген и его предгорный прогиб. В теории, если предгорный прогиб обязан своим образованием надвиганию/набеганию орогена на край платформы, то области с максимальными мощностями осадочных толщ, накопленных в предгорном прогибе, должны быть расположены напротив самых высоких и широких частей орогена. Из этого следует, что наиболее глубокие части Предкавказского прогиба должны были бы быть расположены напротив самой высокогорной центральной части БК с высотами более 5 км. Однако в паре БК – Предкавзказье все наоборот. Против центрального сегмента БК в Предкавказье расположен относительно приподнятый блок (Ставропольское поднятие), а наиболее глубокие части Кубанского прогиба расположены напротив крайних западных частей западного сегмента БК, где высоты орогена чуть превышают 0.5 км. И далее на запад, Индоло-Кубанский прогиб в своей крымской части прослеживается только до центральных областей Крыма, где он заканчивается/выклинивается, хотя Крымские горы продолжаются/тянутся на запад еще почти на 100 км.

В последнее десятилетие стали общедоступными материалы сейсмопрофилирования высокого разрешения, характеризующие внутреннее строение Предкавказских прогибов. В сейсмических записях были выявлены многочисленные детали, позволяющие судить о направлениях седиментационных потоков. Прежде всего это погребенные уступы и связанные с ними клиноформы, представляющие собой реликты палеодельт – конседиментационных структур выноса обломочного материала из областей эрозии и транзитных областей в область широкого шельфа. Кроме того, на высокоразрешающих материалах сейсмопрофилирования отчетливо видны эрозионные поверхности (эрозионные границы разных порядков), а также палеоврезы и другие конседиментационные структурные формы. Анализ многочисленных материалов по Западному Предкавказью показывает, что от олигоцена до плиоцена ориентировки всех клиноформенных тел и косослоистых серий внутри клиноформ – преимущественно на юг, реже – на юго-запад или юго-восток, что свидетельствует о боковом наращивании разреза только со стороны Восточно-Европейской и Скифской платформ [Kripinevich et al., 1989; Popov et al., 2010; Babina et al., 2022; Polina et al., 2023; Kolodyazhny et al., 2024а, 2024b, 2024c; Patina et al., 2024а, 2024b; Postnikova et al., 2024; Dantsova et al., 2024]. Пример таких сейсмостратиграфических материалов показан на рис. 22. При этом в кайнозойских толщах Кубанского прогиба не выявлено клиноформенных структур, ориентированных на север, северо-восток или северо-запад.

В Западном Предкавказье клиноформенные комплексы прослежены вплоть до верхних стратиграфических уровней плиоцена – до киммерия [Dantsova et al., 2024] и даже до пограничных уровней плиоцена (киммерия) и квартера (куяльника/гелазия) [Popov et al., 2010; Kolodyazhny et al., 2024b], оценки нижнего возрастного рубежа которого составляют 2.6 млн лет. Для более молодых толщ разрешение на сейсмических монтажах по объективным причинам критически падает и не позволяет надежно идентифицировать клиноформы и другие сейсмостратиграфические маркеры, которые позволили бы определять направления седиментационных потоков.

Кроме сейсмостратиграфических методов, изменения источников сноса и направлений седиментационных потоков могут быть зафиксированы также и с помощью анализа результатов U-Pb датирования зерен детритового циркона (dZr), извлеченного из обломочных пород. В частности, для обоснования изменения источников сноса материала, которым могли бы быть заполнены Предкавказские прогибы и, в том числе Кубанский прогиб, могут быть использованы результаты U-Pb датирования dZr, извлеченного из песчаных пород позднемиоценовых, плиоценовых и четвертичных осадочных толщ, выполняющих этот прогиб.

Для Западного Предкавказья геохронологические характеристики источников сноса с Восточно-Европейской платформы (т.е. с северного борта бассейна) и с орогена БК (т.е. с южного борта бассейна) существенно различны. На БК и в Горном Крыму («южные» источники) широко представлены юрские магматические образования – потенциальные первичные источники зерен dZr с юрским возрастом в дипапзоне ~168–185 млн лет. В «северных» источниках кристаллических комплексов с такими молодыми датировками нет [Kuznetsov, Romanyuk, 2021]. Анализ накопленных к настоящему времени пилотных данных (см. обзор в [Kuznetsov et al., 2024a]) уже показал, что в песчаных породах доплиоценовой части верхнемезозойско-кайнозойского разреза Индоло-Кубанского прогиба зерен dZr с юрским возрастом в массовом количестве нет. Статистически значимые популяции юрских dZr выявлены в песках из толщ не древнее рубежа плиоцена и плейстоцена [Romanyuk, Kuznetsov, 2024; Shalaeva et al., 2024].

Таким образом, в Западном Предкавказье (в Кубанском прогибе) в изученных обломочных породах, участвующих в строении разрезов толщ древнее плиоцена, провенанс-сигнал БК, судя по пилотным данным, не зафиксирован. Дальнейшие детальные исследования обломочных пород, участвующих в строении разрезов постплиоценовых толщ, возраст которых надежно и детально биостратиграфически обоснован, позволят выявить более точные временные рубежи, на которых в разные сегменты Предкавказья начали поступать продукты разрушения комплексов БК. Это позволит дифференцировать временные рубежи, на которых разные сегменты БК начали интенсивное воздымание и эродирование.

Отметим, что феномен малых объемов продуктов эрозии БК в прогибах Западного Предкавказья недавно был объяснен гравитационным коллапсом орогена БК и тектонической эрозией [Kolodyazhny et al., 2024a, 2024b]. Происхождение редких олистостромовых комплексов с олигоцен-миоценовым возрастом в Предкавказье также получило недавно новое объяснение. В кайнозое Предкавказье было частью северных районов Восточного Паратетиса, который представлял собой сложную систему соединенных между собой внутриконтинентальных морей, периодически переживавших изоляцию от Мирового океана, что приводило к катастрофическим изменениям уровня вод в них. Регрессии, происходившие при понижении уровня вод в изолированных водоемах, приводили к осушению обширных шельфовых пространств. Во время регрессий происходила эрозия сформированных на предыдущих этапах толщ и возникновение поверхностей несогласий, осложненных системами глубоких врезов. Во врезах шло накопление хаотически устроенных стратифицированных комплексов заполнения (образование «гравитационных фаций»). Одно из таких знаковых регрессивных событий – соленовский кризис – имело место в рюпельский век раннего олигоцена (~29 млн лет), когда произошло понижение относительного уровня воды примерно на 400–500 м [Patina et al., 2024a, 2024b], что создало условия для образования грубообломочных олистостромовых толщ. В результате анализа регионально-геологических и геофизических материалов выявлено наличие следов соленовского кризиса в Предкавказье, в Северном Каспии и в Казахстане [Patina et al., 2024a, 2024b]. Последствия соленовского кризиса проявлены также и в прибрежных районах Черного моря. Так, в обнажении Карбурун (Стамбул, Турция) задокументирована эрозионная эоценовая поверхность, перекрытая породами грубообломочных терригенных фаций и отложениями грязекаменного потока, которые по биостратиграфическим данным имеют соленовский возраст [Simmons et al., 2020]. В Гетской впадине (Румыния) в разрезах соленовского возраста описаны конгломераты и другие грубообломочные образования [Roban, Melinte, 2005]. По сейсмостратиграфическим и буровым данным эрозионные поверхности в основании олигоцена выявлены на Одесском и Румынском шельфе Черного моря [Dinu et al., 2005; Munteanu et al., 2014].

В целом уже накопленные сейсмостратиграфические материалы [Kripinevich et al., 1989; Popov et al., 2010; Polina et al., 2023; Kolodyazhny et al., 2024а, 2024b, 2024c], палеогеографические реконструкции [Postnikova et al., 2024; Patina et al., 2024а, 2024b] и результаты U-Pb датирования зерен dZr из разновозрастных толщ Кубанского прогиба [Kuznetsov et al., 2023, 2024а, 2024b; Romanyuk, Kuznetsov, 2024; Shalaeva et al., 2024] убедительно доказывают, что до плиоцена поступление детрита в Кубанский прогиб происходило не со стороны БК, а из обширных питающих провинций, расположенных в пределах Восточно-Европейской и Скифской платформ. Таким образом, толщи, заполняющие Кубанский прогиб и охватывающие стратиграфический интервал от олигоцена до плиоцена включительно, не являются орогенной молассой (нижней или верхней), так как не содержат продуктов эрозии орогена БК. А это указывает на то, что все кайнозойские депрессии Западного Предкавказья до определенного момента времени не были краевыми (предгорными) прогибами, динамически и парагененетически связанными с горным поднятием БК, который как высокостоящий и интенсивно эродируемый ороген не существовал, по меньшей мере, до конца плиоцена. Толщи, выполняющие депрессии Западного Предкавказья, были сформированы в области широкого шельфа южной периферии восточно-европейской части Северной Евразии и заполнены продуктами размыва этого континента, т.е. доплейстоценовые толщи Западного Предкавказья были сформированы в окраинно-континентальном осадочном бассейне. В самых недавних работах, представляющих уточненные палеогеографические реконструкции Восточного Паратетиса с учетом новейших данных, Предкавказье показано как часть морского бассейна Восточного Паратетиса вплоть до плиоцена без кавказской суши [Postnikova et al., 2024; Patina et al., 2024а, 2024b]. И только после стремительного воздымания БК не ранее конца плиоцена осадочные бассейны Предкавказья были трансформированы в предгорные прогибы.

7. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Ключевые моменты геологической истории региона БК и Предкавказья в нашей интерпретации выглядят следующим образом (рис. 23):

– в позднем неопротерозое и палеозое литосфера океана Тетис, разделявшего аркт-лавразийские и гондванские континентальные массы, субдуцировалась под южную и юго-западную (в современных координатах) континентальные окраины палеоконтинента Балтика – докембрийского остова Восточно-Европейской платформы. В итоге произошло обрастание этой окраины за счет причленения к ней террейнов, которые имели различное происхождение (хансеатические, кадомско-авалонские и галатианские террейны). Эти образования слагают гетерогенный фундамент Скифской платформы, частью которого является БК и Предкавказье;

– в мезозое океан Тетис испытал многочисленные перестройки и преобразования. В частности, полосой перигондванских террейнов он был разделен на океаны Палеотетис и Неотетис, в которых образовывались новые вулканические дуги и задуговые бассейны, происходили перемещения крупных коровых блоков вдоль сдвиговых зон, амальгамация террейнов, раздавливание и закрытие бассейнов с корой океанического типа, следы которых сохранились в Черноморско-Балкано-Анатолийско-Каспийском мегарегионе в виде океанических сутур разного ранга. Одним из таких событий было образование в позднемеловое – раннекайнозойское время Черноморской впадины;

– в кайнозое после сближения/схождения аркт-лавразийских и гондванских континентальных масс Черноморско-Балкано-Анатолийско-Каспийский мегарегион стал северной частью обширного эпиконтинентального бассейна Восточный Паратетис, который представлял собой сложную систему суббассейнов, соединенных узкими проливами. Область современного БК и Предкавказья была частью региона Восточного Паратетиса, где шельф переходил во флишевый прогиб и далее к югу в Восточно-Черноморскую глубоководную котловину (рис. 23, а). В шельфовую часть Восточного Паратетиса впадали крупные реки, которые дренировали Восточно-Европейскую и Скифскую платформы и несли огромные объемы терригенного материала. Накопление осадочного материала в области будущего БК и Предкавказья происходило путем механизма бокового наращивания разреза за счет материала, принесенного только со стороны Восточно-Европейской и Скифской платформ. Такой режим существовал до конца плиоцена. При этом из-за происходящих в Восточном Паратетисе сменяющих друг друга трансгрессий и регрессий уступы клиноформ меняли свое пространственное положение во времени. Во время трансгрессий происходило их смещение к северу, а во время регрессий – к югу (рис. 23, б–д);

– приблизительно 12 млн лет назад произошло «обрушение» в мантию передового фрагмента слэба Аравийской плиты, а затем около рубежа 3–2 млн лет произошел эпизод деламинации фрагмента литосферы под центральной частью Кавказского региона. Это привело к резким изостатическим воздыманиям сначала Турецко-Иранского плато, а чуть позже – центральных областей Малого и Большого Кавказа. Катастрофические тектонические события в мантии сопровождались импульсами вулканизма, который мигрировал от сутуры Битлис на Анатолийском п-ве (~11 млн лет) на север – в Кавказский регион (~3–2 млн лет по настоящее время);

– деламинация литосферы под Анатолийским и Кавказским регионами сильно ослабила общую прочность литосферы и сделала возможными заложение новых крупных сквозькоровых разломных зон и резкую реорганизацию тектонических движений во всем Черноморско-Балкано-Анатолийско-Каспийском мегарегионе. Прежде всего, это выражено в вычленении новой Анатолийской микроплиты, которая по системе сдвиговых Анатолийских разломов начала движение на запад. В частности, Анатолийскую микроплиту с севера от блока Черного моря отделила Северо-Анатолийская правосдвиговая зона. Разломные зоны с аналогичными геодинамическими режимами были образованы и в Черноморском блоке, и в Кавказском регионе. К этим разломным зонам, в том числе, следует отнести региональную Крымско-Кавказско-Копетдагскую транспрессионно-сдвиговую зону с крупноамплитудным правосторонним смещением, часть которой отделяет блоки Черного моря и Скифской плиты. Основные крупноамплитудные правосдвиговые движения и приразломные деформации вдоль этой сдвиговой зоны произошли в плиоцене – квартере (рис. 23, ж);

– резкое изостатическое воздымание в плиоцене(?)-квартере центральной части Кавказского региона и приразломные деформации вдоль кавказского сегмента Крымско-Кавказско-Копетдагской сдвиговой зоны превратили часть региона, в пределах которого сейчас расположен ороген БК, в тектонически обусловленную геоморфологическую доминанту Северного Причерноморья. Во время гравитационного коллапса и тектонической эрозии орогена БК в его центральных наиболее поднятых частях на эрозионную поверхность были выведены сильно деформированные комплексы гетерогенного герцинского фундамента Скифской платформы, а верхнемезозойско-кайнозойские толщи ее чехла «соскользнули» в северном направлении по системе тектоногравитационных детачментов и были сгружены в Кубанском прогибе (рис. 23, ж);

– стремительное воздымание орогена БК в самом конце плиоцена – квартере отделило часть Восточного Паратетиса в суббассейн (Индоло-Кубанский и Терско-Каспийский прогибы), который был трансформирован из перикратонного бассейна в предгорный прогиб, так как в нем стартовало накопление седиментационного материала, поступавшего с БК.

8. ЗАЯВЛЕННЫЙ ВКЛАД АВТОРОВ / CONTRIBUTION OF THE AUTHORS

Авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

Both authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final manuscript.

9. РАСКРЫТИЕ ИНФОРМАЦИИ / DISCLOSURE

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

Both authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.