Геотектоника, 2022, № 2, стр. 58-80

Глубинное строение и геодинамика Черноморско-Каспийского региона

Н. И. Павленкова 1*, Т. П. Егорова 2, Е. П. Баранова 2, Г. А. Павленкова 1

1 Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН
123242 Москва, д. 10, Б. Грузинская ул., Россия

2 Институт геофизики им. С.И. Субботина Национальной академии наук Украины
03680 Киев, д. 32 просп. Палладина, Украина

* E-mail: ninapav@mail.ru

Поступила в редакцию 21.12.2021
После доработки 25.01.2022
Принята к публикации 22.02.2022

Полный текст (PDF)

Аннотация

В работе приводятся новые данные о строении земной коры Черноморско-Каспийского региона, включающего края Скифской и Анатолийских плит, структуры Кавказа и впадины Черного моря и Южного Каспия. В результате обобщения и анализа данных глубинных сейсмических исследований с оценкой их достоверности были построены детальные скоростные разрезы коры для всех основных структур региона. По этим разрезам, используя данные глубокого бурения и результаты изучения состава коры по ксенолитам, в коре выделены три основных слоя: гранито-гнейсовый (6.0‒6.4 км/с), гранулито-гнейсовый (6.5‒6.7 км/с) и базитовый (6.8‒7.2 км/с). По мощности этих слоев определены основные типы коры. На площади Скифской и Анатолийской плит выделены три континентальных типа со всеми тремя слоями, но различающихся общей мощностью коры. В пределах глубоких морских впадин выделены океанический тип с тонкой базитовой корой и два переходных типа коры ‒ субконтинентальный и субокеанический, различающиеся общей мощностью коры и мощностью базитового слоя. В регионе Кавказа наблюдаются аномальные типы коры ‒ мощная кора Малого Кавказа с аномально низкими скоростями и мощная высокоскоростная кора Реоно-Куринского прогиба. По сейсмологическим данным земная кора Черноморско-Каспийского региона отделена от ограничивающих его платформенных плит глубинными разломами и пересечена двумя трансформными разломами, при этом верхняя мантия Кавказа отличается от соседних регионов пониженными скоростями. На основании анализа полученного материала и данных ОГТ о структуре фундамента построены новые структурная и геодинамическая схемы земной коры всего региона и показано, что формирование впадин с океаническим и субокеаническим типами коры соответствует платформенному режиму, характерному для впадин Восточной Европы. Для объяснения строения региона Кавказа предлагается новая коллизионная модель с надвигом коры Анатолийской плиты на кору Малого Кавказа без изменения структуры верхней мантии.

Ключевые слова: Черное море, Южный Каспий, Кавказ, земная кора, верхняя мантия, сейсмическое профилирование, сейсмотомография, типы коры, коллизионная модель коры, геодинамика

ВВЕДЕНИЕ

Черноморско-Каспийский регион, включающий южные окраины Восточно-Европейской платформы (ВЕП) и Скифской плиты, глубокие впадины Черного моря и Южного Каспия, и горные сооружения Большего и Малого Кавказа хорошо изучены по результатом детальных исследований тектоники Восточно-Европейской плиты [11, 23, 27, 42]. Обширные исследования были проведены в Черноморско-Каспийском регионе [2, 8, 22, 39, 40, 45, 67, 69 ]. На тектонических схемах этот регион описывается как широкая тектонически активная зона между Восточно-Европейской плитой с северной стороны и Анатолийской и Арабской плитами с юга. Но трактовка этих данных с точки зрения истории формирования существенно разных тектонических структур региона оказалась крайне неоднозначной, было предложено множество принципиально разных геодинамических моделей ‒ от платформенных до коллизионных, которые трудно согласовать между собой. Эти модели основаны на геологическом материале, при этом геофизические данные о глубинном строении региона не учитывались. Это связано со сложностью использования неоднозначных данных, полученных, в основном, в разные годы и различными организациями.

Целью нашего исследования является систематизация полученных сейсмических материалов по структуре земной коры и верхней мантии Черноморско-Каспийского региона вместе с геологическими и сейсмологическим данными, и построение новой геодинамической модели развития этого региона. По этой модели Черноморско-Каспийский регион является переработанным южным краем Восточно-Европейской плиты, с двух сторон ограниченным глубинными разломами. В результате платформенного эндогенного режима и переработки земной коры за счет внедрения в кору мантийного материала сформировались глубокие впадины Черного моря и Южного Каспия. В результате коллизионного режима в районе Кавказа произошло надвигание коры Аравийской плиты на первичную кору Скифской плиты без изменения структуры верхней мантии.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Наиболее детальные данные о структуре земной коры Черноморско-Каспийского региона получены методом глубинного cейсмического зондирования (ГСЗ) (рис. 1), основанного на регистрации крупных взрывов вдоль протяженных профилей. Первые работы ГСЗ были проведены Институтом физики Земли АН СССР на Тянь-Шане в1948‒49 гг. с регистрацией взрывов в оз. Иссык-Куль и оз. Балхаш [9]. Но опытные работы по регистрации взрывов в глубоких водоемах и в районах с мощной земной корой были выполнены накануне в 1947 г. в Черном море и на Кавказе. Дальнейшая разработка методических основ ГСЗ также продолжались в Черноморско-Каспийском регионе, который долгое время являлся своеобразным опытным полигоном для многих геофизических методов. Так, первые в мире морские исследования ГСЗ с донными станциями и взрывами были проведены в Южном Каспии [10]. Тогда была отработана серия профилей, два из которых (Южно-Каспийский и профиль 9) с наиболее полными системами наблюдений (см. рис. 1). В это же время были начаты исследования структуры земной коры в Черном море с применением малогабаритных гидрофонов и сейсмовибраторов [24, 25, 57]. Была отработана густая система профилей разной протяженности, наиболее протяженные и детальные из них ‒ профили под номерами 25, 28 и 29 (см. рис. 1).

Рис. 1.

Схема наиболее детальных профилей ГСЗ Черноморско-Каспийского региона (по данным [71], с исправлениями и дополнениями).

На Кавказе широкомасштабные работы ГСЗ были проведены в 1960-е годы. Это были работы МинГео СССР совместно с геофизическими организациями кавказских республик. Были отработаны профили Степное‒Бакуриани, Волгоград‒Нахичевань, Сухуми‒Масаллы (Черное море‒Каспийское море), Атрек‒Сагиз [11, 18, 19, 38]. В этот же период Институтом геофизики АН УССР (г. Киев, Украина) был отработан профиль Черное море‒Украинский щит и профиль Украинский щит‒Карпаты [33, 38, 39]. Именно с этими работами связано развитие наиболее детального варианта ГСЗ, основанного на непрерывном профилировании. Многоканальные разведочные станции передвигались по профилю с расстоянием между приборами в 100‒ 200 м и регистрировали одновременно взрывы из 3‒4 до 7‒8 пунктов. Были получены записи до удалений в 300‒400 км с четкими первыми вступлениями и множеством волн в последующей части записи. Это позволило уже тогда выявить основные особенности строения земной коры Черноморско-Каспийского региона, такие как увеличение ее мощности под горными сооружениями и сокращение под глубокими впадинами с резким изменением скоростного разреза (рис. 2). Существенное увеличение детальности работ ГСЗ и изученности Кавказского региона сейсмическими методами были получены в 1988 г. после Спитакского разрушительного землетрясения. Тогда вдоль Малого Кавказа были проведены детальные работы ГСЗ и МОВЗ (метод обменных волн от землетрясений) [30, 43].

Рис. 2.

Сейсмические разрезы по профилям ГСЗ. (a) ‒ Черное море‒Украинский щит (по данным [33]); (б) ‒ Волгоград‒Нахичевань (по данным [18]). 1 ‒ водный слой; 2 – осадочные толщи; 3‒5 – слои земной коры со скоростями P-волн: 3 – 6.0‒6.4 км/с, 4 ‒ 6.5‒6.7 км/с, 5 ‒ 6.8‒7.2 км/с; 6 – верхняя мантия (8.0 км/с); 7 ‒ поверхность фундамента; 8 ‒ подошва земной коры, граница М; 9 ‒ отражающие площадки;10 ‒ изолинии скоростей

Новый этап сейсмических исследований Черноморско‒Каспийского региона связан с проведенными в последнее время работами ГСЗ (за рубежом этот метод получил название метода преломленных и отраженных волн на больших удалениях ‒ Wide-Angle Reflection and Refraction (WARR). Институтом геофизики АН Украины (г. Киев, Украина) в рамках международного проекта DOBRE в районе Черного моря был отработан профиль ДОБРЕ-5 через Крым и северо-западную часть моря [68] (см. рис. 1). Кроме этого, была отработана серия коротких профилей, секущих Восточно-Черноморскую впадину [62‒64] (см. рис. 1, профили 2 и 15).

В начале 2000-х годов в районе Черного моря были проведены также детальные исследования структуры земной коры методом отраженных волн (метод общей глубинной точки ‒ ОГТ) по международному проекту “Геология без границ” (Geology Without Limits), в котором участвовали геологоразведочные организации России, Турции, Румынии и Болгарии [58]. Работы проводились с использованием пневматических пушек и сейсмических кос, была отработана густая сеть профилей общей протяженности 8890 км. В результате с высокой детальностью было изучено строение поверхности фундамента и осадочного чехла на всей площади глубоких впадин Черного моря, а в отдельных случаях ‒ строение всей коры региона.

Таким образом, сейсмические исследования Черноморско-Каспийского региона проводились разными организациями в течение почти 70 лет с постоянно меняющимися системами наблюдений и методикой обработки экспериментального материала. Данные первых работ ГСЗ постоянно пересматривались с использованием новых методов интерпретации [3‒5, 11, 30, 31, 38]. В нашей работе мы обобщили весь этот материал и провели оценку его достоверности на основе математического моделирования. Для этого сохранившиеся первичные записи, полученные на наиболее детальных профилях, были повторно обработаны по единой методике, основанной на методе лучевого моделировании (см. рис. 1). Особенностью этой методики было использование моделирования не только для построения скоростных разрезов, но и для определения типа регистрируемых волн и их интенсивности.

ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ ЧЕРНОМОРСКО-КАСПИЙСКОГО РЕГИОНА

Данные профилей ГСЗ

Главные особенности строения земной коры Черноморско-Каспийского региона были выявлены по первым профилям ГСЗ (см. рис. 2). Было показано четкое деление региона на кору разного типа, платформенную, мощностью ~40 км, кору горных сооружений мощностью >50 км и кору глубоких впадин сокращенной мощности (до 30 км). При этом по сейсмическим скоростям в консолидированной части коры были выделены основные три слоя:

‒ верхний (5.8‒6.4 км/с);

‒ средний (6.5‒6.7 км/с);

‒ нижний (6.8‒7.2 км/с).

По данным Кольской сверхглубокой скважины и по результатам определения физических характеристик пород разного состава, эти слои были названы гранито-гнейсовым, гранулито-гнейсовым и базитовым слоями [31, 50]. Для краткости они часто называются просто: верхняя, средняя и нижняя кора. Обычно эти слои разделены четкими сейсмическими границами.

Кавказский регион

В регионе Кавказа выделяются три основные структуры: горные сооружения Большого и Малого Кавказа и разделяющая их Рионо‒Куринская впадина. Наиболее детальные и наиболее достоверные данные о структуре Большого Кавказа были получены в результате повторной обработки первичных материалов по профилям Степное‒Бакуриани и Волгоград‒Нахичевань (рис. 3). Было показано, что увеличение мощности коры под горным сооружением Большого Кавказа происходит не плавно, а по глубинным разломам, которые отмечаются по границе Мохо (М) и по внутренней структуре земной коры. Граница М, которая в платформенной части прослеживается по интенсивным отраженным волнам, разрушается в этой зоне как единая четкая граница, и выделяется только по преломленным волнам. В южной части гор к разломной зоне приурочены многочисленные локальные нарушения в виде серии наклонных отражающих площадок и происходит изменение типа коры. С севера горные сооружения Большого Кавказа тоже ограничены глубинным разломом, который хорошо выражен в структуре границы М. Но вдоль этого разлома не наблюдается резкого изменения строения земной коры. Напротив, на всем продолжении профиля Волгоград‒Нахичевань установлено сходство структуры земной коры не только со Скифской плитой, но и с Восточно-Европейской древней платформой. В районе Большого Кавказа резко меняется строение верхов мантии ‒ на глубине от 60 до 80 км выделяются наклонные отражающие площадки, объединенные в границу М1 (см. рис. 3). Эта граница погружается от Куринской впадины в сторону Предкавказского прогиба. По профилю Степное‒Бакуриани в структуре земной коры Большого Кавказа четко отмечается деление на западную и восточную части, хорошо выраженное в рельефе (см. рис. 1). При этом глубинные нарушения наблюдаются не на южной окраине Большого Кавказа, а в его центральной части, где меняется и структура коры (см. рис. 3, а).

Рис. 3.

Сейсмические разрезы по профилям, секущим Большой Кавказ (по данным [29], с изменениями и дополнениями). Положение разрезов показано на рис. 1. (а)‒(б) ‒профили: (а) ‒ Степное‒Бакуриани, (б) ‒ Волгоград‒Нахичевань. В верхней коре заштрихован слой с аномально высокими скоростями (>7.3 км/с). 1 ‒ осадочные толщи (≤5.5 км/с); 2 ‒ гранито-гнейсовый слой (5.8‒6.4 км/с); 3 ‒ гранулито-гнейсовый слой (6.5‒6.8 км/с); 4 – базитовый слой (6.8‒7.2 км/с); 5 ‒ верхняя мантия (>8.0 км/с); 6 – изолинии скоростей; 7 – отражающие площадки

Деление коры Кавказа на две части с разной структурой наблюдается также и в Рионо‒Куринском прогибе по профилю Сухуми‒Масаллы (рис. 4). В Рионской впадине (ПК 150‒270 км) скоростная модель коры мало отличается от модели Скифской плиты, она только осложнена слоем с повышенной скоростью (6.7 км/с) в средней части. В Куринской впадине (ПК 270‒460 км) существенно увеличиваются мощности слоев с повышенными скоростями. Выделен наиболее крупный высокоскоростной блок, охватывающий почти всю консолидированную часть коры (ПК 500‒600 км). Но при всех этих изменениях, характерных для глубоких впадин, мощность коры остается практически постоянной и равной толщине коры платформенных областей (более 40 км).

Рис. 4.

Скоростной разрез по профилю Сухуми‒Масаллы вдоль Реоно-Куринской впадины от Черного моря до Южного Каспия (по данным [38], с изменениями и дополнениями). Положение разреза показано на рис. 1. 1 ‒ изолинии скоростей; 2 ‒ сейсмические границы; 3 ‒ области повышенных скоростей; 4 ‒ предполагаемые изолинии скоростей

Необычное строение земной коры характерно для Малого Кавказа, что хорошо видно по Спитакскому профилю (рис. 5). Кора этих гор имеет такую же большую мощность (50‒55 км), как и Большой Кавказ, хотя можно предполагать, что невысокие горы будут иметь меньшие по амплитуде “корни” по границе М. Однако средние скорости в коре Малого Кавказа существенно ниже скоростей под Большим Кавказом. Например, в низах коры в базитовом слое скорости под Малым Кавказом понижены (6.7‒6.8 км/с) относительно скорости (6.7‒7.2 км/с) в коре Большого Кавказа. Необычным для горного сооружения является наличие в коре Малого Кавказа нескольких четких, практически горизонтальных, отражающих границ. На глубине 30‒35 км между ними выделяется слой с пониженной скоростью и граница М вдоль всего Спитакского профиля прослежена непрерывно по интенсивным отраженным волнам.

Рис. 5.

Сейсмические разрезы вдоль Спитакского профиля: (а) ‒ сводный сейсмический разрез ГСЗ, построенный по данным продольных (P) и поперечных (S) волн [30]; (б) ‒ скоростной разрез, построенный по данным метода обменных волн от землетрясений (МОВЗ), по [43]). 12 ‒ области скоростей: 1 ‒ пониженных, 2 ‒ повышенных; 3 ‒ эпицентры землетрясений; 4 ‒ Спитакское землетрясение; 5‒6 ‒ отражающие площадки: 5 ‒ Р-волн, 6 ‒ S-волн; 7‒8 ‒ изолинии скоростей: 7 ‒ S-волн, 8 ‒ Р-волн; 9 ‒ высокоскоростной блок, выделенный по S-волнам; 10‒11 ‒ скорости (км/с): 10 ‒ Р-волн, 11 ‒ S-волн

На разрезе ГСЗ по Спитакскому профилю выделено много и других структурных особенностей коры Малого Кавказа, т.к. при обработке материалов по этому профилю использовались данные МОВЗ [13, 14] и наблюденные годографы ГСЗ не только продольных (P), но и поперечных (S) волн [30]. По этим волнам в верхней коре выделены крупные пластовые интрузии. В гранито-гнейсовой части верхней коры, на глубине 5‒15 км в протяженном блоке с повышенной (базитовой) скоростью Р-волн (>6.6 км/с), выделен слой с аномально высокой скоростью S-волн (4.0‒ 4.1 км/с) (см. рис. 5).

Глубинное строение Южного Каспия

Данными, полученными методом ГСЗ, в глубоком прогибе Южного Каспия показано, что кора этой глубокой впадины отличается уникально мощной осадочной толщей и малой толщиной консолидированной части коры (рис. 6, a, б). При этом показано, что в формировании этой глубокой впадины участвовали глубинные разломы. Так, в восточной прибрежной части профиля 9, мощность коры резко, по глубинному разлому, увеличивается от 10 км на окраине моря до 30 км в глубокой ее части. На севере Южно-Каспийская впадина также ограничена разломом, выделенным методом ОГТ при разведочных исследованиях (рис. 7). Размеры этой уникальной впадины ограничены контурами Каспийского моря. Но по профилю Атрек‒Сагиз видно, что по поверхности фундамента прогиб Южного Каспия продолжается в прибрежной части, при этом меняется тип коры: при уменьшении мощности осадочного слоя увеличивается мощность консолидированной коры и уменьшаются сейсмические скорости в ней (см. рис. 6, в). По поверхности фундамента Южно-Каспийский впадина продолжается на запад в виде Куринской впадины. В данной впадине тоже меняется тип коры, но эти изменения не отвечают общим закономерностям: под достаточно глубоким прогибом мощность коры, насыщенной высокоскоростными интрузиями, остается большой (40 км) (см. рис. 4).

Рис. 6.

Сейсмические разрезы земной коры Южного Каспия. Положение профилей показано на рис. 1. (а) ‒ Южно-Каспийский профиль (профили 1 и 2);(б) ‒ Профиль 9; (в) – профиль Артек‒Сагиз, по [5]. 1 ‒ осадки со скоростью ≤2.8 км/с и водным слоем мощностью до 1 км; 2 ‒ осадочные толщи (2.8‒5.5 км/с); 3 ‒ гранито-гнейсовый слой (5.8‒6.4 км/с); 4 ‒ гранулито-гнейсовый слой (6.5‒6.8 км/с); 5 – базитовый слой (7.0‒7.8 км/с); 6 ‒ верхняя мантия (>8.0 км/с); 7 – сейсмические границы; 8 – скорости P-волн

Рис. 7.

Сейсмический временной разрез, построенный по данным ОГТ (по [16]), по профилю, пересекающему глубинный разлом, ограничивающий с юга Скифскую плиту.

Строение земной коры Черноморского региона

Строение земной коры региона Черного моря, включающего Азовское море и Крым, изучено более детально, чем строение коры Южного Каспия, но неравномерно по площади и по глубине. По данным ГСЗ глубинное строение этого региона наиболее полно изучено в западной и центральной частях моря (см. рис. 1). По этим данным регион четко делится на две части:

‒ северная часть, охватывающая северо-западный шельф моря, Крым и Азовское море с мощной корой платформенного типа;

‒ южная часть, с глубокими впадинами и тонкой субокеанической корой.

Граница между северной и южной частями представлена глубинным разломом, который является линейным продолжением Рионо-Куринского разлома Кавказа и Южного Каспия. Южнее этого разлома в глубоководной части Черного моря четко выделяются Западно-Черноморская и Восточно-Черноморская глубокие впадины и разделяющее их Центрально-Черноморское поднятие (рис. 8). Севернее этого разлома от Украинского щита до Крымских гор структура коры меняется согласно общей закономерности: мощность коры максимальна в районе гор и древнего щита, и несколько уменьшается под Сивашской впадиной. При этом сохраняется внутренняя трехслойная структура коры с мощным гранито-гнейсовым слоем, типичным для континентальной коры. Такое же строение имеет кора мелководных Азовского и Черного морей в его северо-западной части (рис. 9, профиль ДОБРЕ-5). В северо-западной шельфовой зоне при переходе к Крыму наблюдается серия наклонных в сторону Крыма отражающих площадок, которые образуют единую границу от поверхности на ПК120 до глубины >20 км на ПК300, соответствующую, вероятно, глубинному разлому.

Рис. 8.

Схема распределения эпицентров землетрясений Черноморского региона на фоне карты глубин до подошвы осадочных отложений (по данным [46], с дополнениями). Обозначено: ЦЧП ‒ Центрально-Черноморское поднятие.

Рис. 9.

Сейсмический разрез земной коры по профилю ДОБРЕ-5 (по данным [68], с изменениями и дополнениями). 1 ‒ осадочные толщи (≤5.5 км/с); 2 ‒ гранито-гнейсовый слой (5.8‒6.4 км/с); 3 ‒ гранулито-гнейсовый слой (6.5‒6.6 км/с); 4 – базитовый слой (6.8‒7.1 км/с); 5 ‒ верхняя мантия (>8.1 км/с); 6 – изолинии скоростей; 7 – сейсмические границы

Более сложное строение наблюдается в глубоководной части Черного моря. При переходе к глубоководным впадинам строение коры меняется: мощность коры резко уменьшается и в ней исчезает гранито-гнейсовый слой со скоростями 5.8‒6.5 км/с. По профилю 25 в Западно-Черноморской впадине минимальная глубина до границы М (18 км) и минимальная мощность консолидированной коры (~5 км) наблюдаются в самой глубокой части впадины (рис. 10, в). Глубинное строение восточной части Черного моря изучено менее детально, лишь по нескольким коротким профилям [2, 63, 64]. Мощность коры по этим профилям 23 км и мощность консолидированной коры ~10 км (см. рис. 10, с). В районе Центрально-Черноморского поднятия (ЦЧП) глубина до границы М увеличивается до 30 км, увеличивается также толщина гранито-гнейсового слоя и кора становится похожей на кору Скифской плиты (см. рис. 10, б). По профилю 29 между Керченским проливом и Центрально-Черноморским поднятием наблюдается сложное волновое поле, которому трудно дать однозначную интерпретацию. В первых вступлениях здесь регистрируются волны с высокой кажущейся скоростью. Принимая их за преломленные волны, можно было предположить наличие в этой части моря выступа по границе М до глубины ~20 км [4]. Но эта модель неоднозначна: по отраженным волнам, регистрируемым в последующих вступлениях, такая волновая картина может быть объяснена наклонной границей, погружающейся в сторону глубоководной впадины. Резкое изменение структуры коры наблюдается и при переходе от вала Шатского к глубокой части Восточно-Черноморской впадины (см. рис. 10, в). Здесь происходит переход от тонкой субокеанической коры к континентальной коре на довольно ограниченном интервале (~25 км). При этом наблюдаются изменения во всех слоях коры от осадочного слоя до раздела Мохо, который испытывает резкое погружение по глубинным разломам от 20 до 30 км соответственно. Эта зона смены типов коры имеет линейный характер, она параллельна береговой линии восточной части Черного моря и ассоциируется с линейной магнитной Алуштинско‒Батумской аномалией [3].

Рис. 10.

Сейсмические разрезы земной коры по профилям ГСЗ, секущим Черноморскую впадину. Положение профилей показано на рис. 1. (а) ‒ профиль 25, (по [4]); (б) ‒ профили: (б′) ‒ профиль 29, (по [4]), (б′′) ‒ профиль 28, (по [4]); (в) ‒ профили: (с′) ‒ профиль 2, (по [63]), (с′′) ‒ профиль 15, (по [3, 64)]. 1 – море; 2 ‒ осадочные толщи (≤5.5 км/с); 3 ‒ гранито-гнейсовый слой (5.5‒6.4 км/с); 4 ‒ гранулито-гнейсовый слой (6.5‒6.8 км/с); 5 – базитовый слой (6.8‒7.2 км/с); 6 ‒ верхняя мантия (>8.0 км/с); 7 – изолинии скоростей; 8 – сейсмические границы

Наиболее детальное строение фундамента и осадочного чехла Черноморских впадин было изучено в последнее время по международному проекту “Геология без границ” (Geology Without Limits) работами ОГТ [58]. Было показано, что Центрально-Черноморское поднятие (ЦЧП) и вал Шатского ‒ это крупные поднятия фундамента, с двух сторон ограниченные глубинными разломами, и все впадины тоже ограничены разломами (рис. 11, а). Самая крупная по площади и по глубине Западно-Черноморская впадина с юга ограничена разломом, амплитудой >10 км. В северной части этой впадины глубина до фундамента меняется постепенно, и разлом достаточно большой амплитуды отделяет ее только от края Скифской плиты. В восточной части Черного моря севернее глубоководной Восточно-Черноморской впадины выделяется вал Шатского и неглубокие впадины ‒ Сорокина и Туапсе (см. рис. 8). Все эти структуры разделены практически вертикальными разломами. В Индоло-Кубанском прогибе также наблюдаются отдельные резкие прогибы фундамента и увеличения мощности осадков. Для поверхности фундамента всех этих структур характерно довольно сложное строение. Но строение осадочного чехла впадин не отличается сложностью: границы слоев практически горизонтальны и их мощности не меняются, т.е. поверхность фундамента в течение продолжительного времени плавно погружалась между разломами, не меняя своей формы. При этом отмечается два этапа такого погружения, сначала сформировались глубокие впадины по обе стороны Центрально-Черномоского поднятия, затем происходило опускание фундамента в пределах локализованных частей глубоководных впадин. Такое строение характерно для впадин платформенного типа [32]. В строении фундамента прогибов Туапсе и Сорокина наблюдается большое число локальных выступов. Это согласуется с формированием этих впадин вдоль южного края орогенов Горного Крыма и Северного Кавказа.

Рис. 11.

Данные ОГТ по профилям, секущим Западно-Черноморскую впадину, Центрально-Черноморское поднятие и Восточно-Черноморскую впадину (по данным [58] с изменениями и дополнениями). Обозначено: ЦЧП ‒ Центрально-Черноморское поднятие.

Таковы основные особенности строения земной коры Черноморско-Каспийского региона по сейсмическим данным. Профили ГСЗ, освещающие глубинное строение земной коры этого региона, расположены, в основном, в северной части региона, его южная часть не изучена детальными сейсмическими работами (см. рис. 1). Для этой части имеются только некоторые сейсмологические данные.

Данные сейсмотомографии

Для изучения структуры земной коры и верхней мантии южной части Черноморско-Каспийского региона широко используются данные сейсмотомографии. По своей детальности они не сопоставимы с данными ГСЗ, но они отличаются большой глубинностью исследований и трехмерностью построений. По данным сейсмотомографии были построены схемы глубин до границы М, которые освещают Кавказ и южную часть региона до Арабской плиты [53]. По этим данным в районе Спитакского профиля, так же как и по данным ГСЗ, наблюдается утолщенная кора, на остальной площади она мало меняется. Горные регионы Анатолийского блока имеют такую же мощность коры ~40 км, как Арабская и Скифская платформы, хотя можно было ожидать ее увеличение в горных областях.

Детальные томографические исследования были проведены в Горном Крыму и прилегающей северной части Черного моря [12, 52]. По скоростным разрезам коры по Р- и S-волнам на глубинах 15‒25 км выявлено четкое деление региона на две области ‒ западную, включающую Горный Крым, и восточную Керченско‒Таманскую область со сложной структурой коры, характерной для глубинных разломов.

Исключительно важные сейсмотомографические данные получены по структуре верхней мантии Кавказа [55, 70]. По этим данным область Малого и Большого Кавказа отличается от соседних плит пониженными скоростями на глубину всей литосферы (до 350 км) (рис. 12). Ранее в этом регионе четко выделялись только локальные каналы пониженных скоростей под вулканами Малого и Большого Кавказа. Наблюдается совпадение границ этой мантийной зоны пониженных скоростей с границами Кавказа. Данное совпадение дает нам основание предполагать, что верхняя мантия Кавказа представляется как самостоятельный литосферный блок со своими реологическими и геодинамическими особенностями.

Рис. 12.

Скоростная модель верхней мантии Кавказа по данным сейсмотомографии, (по [55] с изменениями и дополнениями). Обозначено: МК ‒ Малый Кавказ; БК ‒ Большой Кавказ; Показано: выделена область (линия точками), для которой построена более детальная модель с использованием близких землетрясений, (по данным [70]); вулканы (треугольники красным).

Важные сейсмологические данные о структуре коры Черноморско-Каспийского региона получены по распределению эпицентров глубоких землетрясений. Результаты регистрации землетрясений системой российских сейсмических станций за весь период наблюдений до 1990-х годов приведены в работе [44] (рис. 13). По этим данным в регионе выделяются две полосы наиболее интенсивной сейсмичности, которые трассируют практически параллельные глубинные нарушения, ограничивающие с двух сторон Кавказ и впадины Черного и Каспийского морей. Южное нарушение наиболее четко выделяется в западной ее части южнее Черного моря. Оно хорошо изучено по сейсмологическим данным, это ‒ Северо-Анатолийская сейсмогенная зона (см. рис. 8). Далее на восток она продолжается до южных границ Южного Каспия и затем резко изгибается в районе Капетдага. Сейсмофокальная зона, ограничивающая изучаемый регион с севера, отличается наиболее высокой сейсмичностью в районе Большого Кавказа и Южного Каспия, в Черном море она выделяется вдоль южного Крыма. Это нарушение хорошо прослеживается по структурным особенностям земной коры Большого Кавказа и также в районе Южного Каспия (см. рис. 3, б; см. рис. 7).

Рис. 13.

Эпицентры очагов землетрясений на территории Черноморско-Каспийского региона, (по данным [44]). Показаны (линии синим) Кавказские профили ГСЗ. Положение профилей см. рис. 1.

Кроме двух главных разломов широтного простирания в данном регионе четко выделяется трансформные разломы. В Черном море трансформное нарушение прослеживается вдоль Центрально-Черноморского поднятия (см. рис. 8). Землетрясения вдоль этого поднятия имеют большую глубину и магнитуду, характерные для глубинных разломов. Надежность этих построений подтверждена данными о глубоких землетрясениях в этом регионе, результаты обобщения которых для западного и южного обрамления Черноморско-Каспийского региона, приведены в работе [47] (рис. 14). По этим данным трансформный разлом, секущий Черное море, прослеживается по смене характера сейсмичности. Еще более четкий трансформный разлом выделяется в районе Кавказа. Показано, что этот разлом является продолжением разлома, ограничивающего с северо-запада Арабскую плиту.

Рис. 14

. Эпицентры очагов землетрясений Черноморско-Каспийского региона и севера Арабской плиты, (по данным [47], с изменениями и дополнениями). Показана (пунктир) разломная зона Тейсейра–Торнквиста (ТТЗ) и разлом вдоль Центрально-Черноморского поднятия. Положение данной зоны см. рис. 8.

Приведенные сейсмологические данные существенно дополняют данные ГСЗ о строении земной коры и верхней мантии Черноморско-Каспийского региона. Это позволяет построить структурную схему земной коры для всей его площади.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Обобщенная структурная схема земной коры Черноморско-Каспийского региона

На основании анализа и обобщения сейсмотектонических и сейсмологических данных нами была построена новая структурная схема земной коры Черноморско-Каспийского региона, на которой выделены основные типы коры и главные глубинные разломы (рис. 15). Для определения типа коры использовалась классификация, предложенная в работе [7], и данные о составе континентальной коры, полученные на основе Кольской сверхглубокой скважины [31] и при изучении ксенолитов [50].

Рис. 15.

Результаты комплексной интерпретации геофизических данных о структуре земной коры Черноморско-Каспийского региона. (а) ‒ структурная схема коры с основными типами коры и глубинными нарушениями; (б) ‒ скоростные модели для основных типов коры. Обозначены разломы, ограничивающие Черноморско-Каспийский регион: ВА ‒ Восточно-Анатолийский, АМ – Аллахани‒Махачкалинский. Обозначена зона: ТТЗ ‒ Тейсейра‒Торнквиста. 1‒4 ‒ типы коры: 1 ‒ континентальный, имеющий три слоя: гранито-гнейсовый, гранулито-гнейсовый и базитовый с разной мощностью: а ‒ >50 км, б ‒ ~40 км, в ‒ ~30 км, 2 – субконтинентальный, 3 – субокеанический, 4 – океанический (базитовая кора ~10 км); 5 ‒ кора Малого Кавказа; 6 ‒ кора Реоно-Куринской впадины; 7 ‒профили ГСЗ; 8‒9 ‒ разломы: 8 ‒ трансформные, 9 ‒ глубинные

В этой классификации в виде главных параметров коры помимо ее мощности, используются данные о трех основных слоях коры разного состава (см. рис. 15, а):

‒ гранито-гнейсового со скоростями продольных волн 5.8‒6.4 км/с;

‒ гранулито-гнейсового (6.4‒6.7 км/с);

‒ гранулито-базитового слоя (6.6‒7.2 км/с).

На этой основе выделено шесть основных типов коры: три континентальных типа, различающихся в основном мощностью коры; два переходных (субконтинентальный и субокеанический), и океанический тип (см. рис. 15).

Типы коры различаются в основном мощностью гранито-гнейсового слоя. В континентальных типах он составляет большую часть коры, в субконтинентальной коре его мощность сокращается, а в субокеанической и океанической коре он отсутствует.

Континентальный тип коры большой мощности и с высокими средними скоростями в консолидированной части наблюдается в пределах Большого Кавказа (см. рис. 3; см. рис. 15, б, тип 1). Тип коры со средней мощностью коры ~40 км и с такими же высокими средними скоростями охватывает площадь Восточно-Европейской платформы и Скифской плиты (см. рис. 2, а; см. рис. 3). Континентальная кора мощностью от 30 до 40 км и с пониженными средними скоростями характерена для западной и южной окраин Черноморско-Каспийского региона. Закономерная, смена типов коры происходит в Западно-Черноморской впадине при увеличении мощности осадочного чехла (см. рис. 10). В глубоководной Восточно-Черноморской впадине, ограниченной с двух сторон глубинными разломами, смена типа коры происходит резко. В Южном Каспии при увеличении глубины до фундамента тип коры меняется сразу от континентального к субокеаническому типу (см. рис. 6, б). Но все это не нарушает общие закономерности, характерные и для многих других впадин, выделенных в пределах платформ разного возраста [32].

Кроме приведенных основных типов коры в районе Кавказа выделено два аномальных типа. Это – мощная континентального типа кора, но с очень низкими скоростями. Такая кора наблюдается в западной части Малого Кавказа по Спитакскому профилю (см. рис. 5). Мощность коры здесь более 50 км, как на Большем Кавказе, но скорости в коре пониженные, характерные для третьего типа коры. Другой аномальный тип коры наблюдается в Рионо‒Куринской впадине (см. рис. 4). Как и в других впадинах, сейсмические скорости в коре здесь очень высокие, но мощность коры при этом не уменьшается, а остается >40 км, как на платформенных плитах.

Существенным дополнением к картам типов коры являются данные о крупных разломах. На приведенной структурной схеме показана система основных разломов, выявленных по сейсмическим данным и по данным распределения эпицентров глубоких землетрясений (см. рис. 13, см. рис. 14). Отмечается общая закономерность: как правило, эти разломы совпадают с областями резкой смены типа коры. Наиболее четко на разрезах ГСЗ прослеживается разлом, ограничивающий с юга Большой Кавказ и отделяющий Южно-Каспийскую впадину от Скифской плиты. На разрезах, секущих Большой Кавказ, этот разлом четко выделяется по скачкообразным изменениям глубины до границы М и по наклонным отражающим площадкам, с двух сторон окаймляющих Большой Кавказ (см. рис. 3). В районе Южного Каспия он прослеживается по данным ОГТ и по профилю Атрек‒Сагиз (см. рис. 6, в; см. рис. 7). Продолжение этого разлома в западном направлении намечается по небольшому числу землетрясений вдоль северо-восточной окраины Черного моря до сейсмогенной зоны в районе Индоло-Кубанского прогиба. В районе этого прогиба он резко меняет форму и в конце концов обрывается (см. рис. 8). На всем протяжении от Каспийского моря до Крымских гор эта сейсмоактивная разломная зона совпадает с южной окраиной Скифской плиты. В северо-западной части Черного моря на профиле 25 при смене типа коры от континентального к переходному типу также выделяется нарушение, но по эпицентрам глубоких землетрясений оно прослеживается не вдоль окраины Скифской плиты, а вдоль Центрально-Черноморского поднятия (см. рис. 10, а). По тектоническим схемам Европейского континента хорошо видно, что это нарушение является, вероятно, продолжением разломной зоны Торнквиста‒Тейсейра (ТТЗ), разделяющей Восточно-Европейскую древнюю платформу и молодые плиты Западной Европы. Глубинное строение этой зоны детально изучено серией профилей ГСЗ [38, 54]. Характерной особенностью этой зоны по всем профилям является смена типов коры ‒ от мощной 40‒50 км высокоскоростной коры древней платформы к низкоскоростной коре молодых Западно-Европейских плит мощностью 25‒35 км. Отмечено, что ТТЗ по системе глубоких землетрясений прослеживается в южном направлении вдоль Центрально-Черноморского Поднятия до северо-восточной границы Арабской плиты. В районе Кавказа выделяется трансформное нарушение, которое является продолжением северо-западной границы Арабской плиты (см. рис. 14). Это хорошо изученные по геологическим данным Алахани‒Махачкалийский и Восточно-Анатолийский разломы, которые четко прослеживаются и по глубоким землетрясениям. Эти разломы делят горное сооружение Большого Кавказа на западную и восточную части (см. рис. 1).

Таким образом, построенная структурная схема показала сложное и неоднородное строение коры Черноморско-Каспийского региона с сочетанием коры разного типа. При этом наблюдаются четко выраженные общие закономерности. Весь регион ограничен с двух сторон двумя практически параллельными сейсмоактивными зонами, трассирующими глубинные разломы. Верхняя мантия между ними характеризуется пониженными сейсмическими скоростями, формируя протяженную шовную зону между Восточно-Европейской и Арабской литосферными плитами. Выявлена связь между типом коры и геологической историей крупных тектонических формирований, что открывает возможности сейсмического метода для изучения процессов развития и формирования земной коры данного региона. Образование крупных блоков коры с выдержанными по площади слоями одинакового состава связано с продолжительными по времени глубинными эндогенными режимами, что позволяет нам использовать эти данные для изучения геодинамики данного региона.

Основные геодинамические модели региона

Первой наиболее полно разработанной геодинамической моделью Черноморско-Каспийского региона была модель В.В. Белоусова, в соответствии с которой этот регион рассматривался как тектонотип завершенного геосинклинального развития, переработанный различными эндогенными режимами, но в целом, платформенного характера [6, 15]. Приведенные нами данные ОГТ о строении коры Черного моря и Южного Каспия однозначно определяют платформенную природу их формирования, характерную для большинства глубоких впадин Восточно-Европейской платформы и Евразийского шельфа Атлантики [32, 37] (см. рис. 10). Природа таких впадин хорошо объясняется процессами базификации коры, т.е. насыщением верхней части коры мантийными интрузиями и продуктами метаморфизма гранито-гнейсового слоя, а также эклогитизацией вещества нижней коры, увеличивающих их сейсмическую скорость до мантийных величин [1, 41]. В результате этих процессов происходит постепенное преобразование континентальной коры в субконтинентальную, а затем в субокеаническую кору.

Но платформенная модель развития Черноморско-Каспийского региона не может объяснить сложное строение коры Кавказа, ее аномальные типы коры. И в настоящее время большинство геодинамических моделей этого региона основаны на коллизионной природе ее формирования. Предполагается, что в результате эволюции океана Неотетис в меловое время. и продвижения в северном направлении выступа крупного блока Аравийской плиты произошла субдукция океана под южную окраину континентальной Евразийской плиты [65, 66]. Н.Б. Кузнецов с соавт. [20] разработали новую коллизионную глобальную модель Черноморско-Каспийского региона на основании изученного возраста литосферных плит по датированным детритовым цирконам. Предпологалось, что полоса Пери-Гондванских террейнов, известных в северных Аппалачах, Западной и Центральной Европе, Ближнем Востоке, Северной Африке и Аравии, протягивается в северное Причерноморье, Предкавказье и Прикаспий, слагая фундамент Скифской и Туранской эпипалеозойских платформ, и прослеживается далее на восток, до южного Зауралья, принимая участие в строении палеозоид южной части Урала [20, 28, 56]. При этом придается большое значение разному возрасту Восточно-Европейской платформы и Скифской плиты [20]. Однако, данных о возрасте этой плиты пока недостаточно. На тектонической карте Европы, граница между Восточно-Европейской платформой и Скифской плитой выделена, в основном, по смене возраста осадочного чехла [23]. По сейсмическим данным эта граница не выделяется, в то же время все другие границы Восточно-Европейской платформы это ‒ глубинные нарушения, шовные зоны, на которых резко меняется тип коры. Все это не исключает представление о Скифской плите как окраины Восточно-Европейской платформы, переработанной процессами рифтогенеза в позднем палеозое‒раннем мезозое [60].

В настоящее время одной из наиболее разработанных коллизионных моделей Черноморско-Каспийского региона является модель “Европроба”, созданная в результате крупного международного проекта большим коллективом ведущих европейских исследователей [51] (рис. 16). Эта модель обобщает большой объем геологических и геофизических данных, и в этом плане является наиболее обоснованной. Кроме этого данная модель хорошо согласуется с построенной нами структурной схемой этого региона, особенно для его западной части и детально описывает систему разломов в районе Черного моря и на Кавказе (см. рис. 15, см. рис. 16). Но данные о разломной тектонике Южного Каспия в модели “Европроба” явно ограничены, и продолжение южного Черноморско-Каспийского разлома до Каспийского моря в данной модели не показано. Хорошо отображено в модели “Европробы” участие Арабской плиты в формировании структуры Кавказского региона. Показано, что трансформный разлом, секущий Кавказ, является продолжением разлома, ограничивающего с запада Арабскую плиту. Трансформный разлом, выделенный вдоль Центрально-Черноморского поднятия, также прослеживается в модели по смене структурных особенностей коры Черного моря и далее ‒ вдоль восточной окраины Арабской плиты. Однако, сопоставление модели “Европроба” с данными о глубинном строении региона показало, что некоторые структурные особенности коры и верхней мантии региона не объясняются этой моделью. Например, по томографическим данным в верхней мантии Кавказа выделяется зона пониженных скоростей и никакого, внедрившегося в эту зону блока жесткой плиты, не наблюдается (см. рис. 12).

Рис. 16.

Геодинамическая модель литосферы Черноморско-Каспийского региона по данным Международного проекта “Европроба”, (по [51, 65] с изменениями и дополнениями). (а) ‒ структурная схема земной коры с выделенным Кавказским блоком коллизии; (б) ‒ предполагаемый по коллизионной модели разрез (б‒б′) литосферы Кавказа, (по [65, 66]). Обозначено: АМ ‒ Аллахани‒Махачкалинский разлом. 1‒2 ‒ Европейская окраина: 1 ‒ Понтиды, 2 ‒ включающая магматические дуги: Понтиды, Сомхето‒Карабах; 3 ‒ Малый Кавказ, включающий офиолиты; 4 ‒ офиолиты Анатолийского п-ова; 5 ‒ метаморфические массивы; 6‒8 ‒ террейны: 6 ‒ аккретированный Сакарья, 7 ‒ аккретированные Южно-Армянские (Анатолиды‒Тауриды), 8 ‒ Иранский, аккретированный в течение древнего киммерийского орогенеза; 9 ‒ Анатолиды‒Тауриды с обдуцированными офиолитами и Пери-Аравийскими блоками (Лицианские покровы), включающими офиолиты; 10 ‒ предполагаемая океаническая кора; 11 ‒ платформы; 12‒13 ‒ впадины: 12 – кайнозойские, 13 – мезозойские

В рамках коллизионной модели описание геодинамической истории развития отдельных структурных особенностей Черноморско-Каспийского региона дано в работах [16, 21, 22, 26, 48, 49, 59, 61, 65]. Этот регион рассматривается как система концентрированных дислокаций, приуроченная к южному краю Евразийской литосферной плиты и при этом складчатые системы Крыма, Кавказа и Копетдага представляются в виде единой системы дислокаций, связанных с литосферным сдвигом, пронизывающим осадочный чехол, консолидированную кору и подкоровые слои мантии [34]. Показано также, что этот сдвиг проходил вдоль двух главных субширотных разломов, ограничивающих Черноморско-Каспийский регион. Такая модель хорошо объясняет четко выраженную линейность этих разломов, которую трудно было связывать с коллизией Восточно-Европейской и Арабских плит. Были приведены более локальные сдвиги, наблюдаемые по геологическим данным в районе Кавказа [17, 36]. Однако, выделенные по сейсмологическим данным трансформные разломы, прослеженные как линейно вытянутые от Восточно-Европейской платформы до Арабской плиты, показали, что все эти сдвиги не могли существенно изменить структуру региона в региональном плане (см. рис. 14).

Таким образом, для объяснения геодинамических процессов в Черноморско-Каспийском регионе предлагаются две основные группы моделей, основанных на платформенной и коллизионной истории формирования основных тектонических структур:

‒ модели, в которых этот регион рассматривается как переработанный край Восточно-Европейской литосферной плиты;

‒ модели, где регион рассматривается как часть глобальной Альпийско-Гималайской коллизионной зоны.

Эти модели основаны главным образом на геологических данных. Выполненные в данном регионе геофизические исследования о строении земной коры и верхней мантии позволяют существенно дополнить эти данные о возможных геодинамических процессах формирования региона и предложить пути согласования разных геодинамических моделей в виде единой комплексной модели.

Комплексная геодинамическая модель Черноморско-Каспийского региона

По предлагаемой нами новой комплексной геодинамической модели Черноморско-Каспийский регион можно рассматривать как сложно построенную широкую шовную зону между Восточно-Европейской и Арабской литосферными плитами, сформировавшуюся в результате двух основных геодинамических процессов, платформенного и коллизионного. Результатом платформенного режима была переработка литосферы южной окраины Восточно-Европейской платформы с формированием линейно вытянутых зон глубинных разломов вдоль границы платформы и глубоких впадин Черного моря и Южного Каспия. Механизмы развития платформенных структур хорошо изучены на разных континентах и показано, что они связаны в основном с физико-химическими преобразованиями вещества верхних оболочек Земли. Большая роль в таких преобразованиях отводится энергонасыщенным мантийным флюидам. Это подтверждается данными изучения природы повышенного температурного режима Черноморско-Каспийского региона [35]. Для коллизионных процессов характерно формирование складчатых структур и сложных взаимных перемещений отдельных литосферных блоков. Этими процессами объясняется строение земной коры Кавказского региона, вызванное продвижением в северном направлении блока Аравийской плиты и широким проявлением надвиговой тектоники в регионе. Но геофизические данные показали, что эти процессы охватывали только земную кору Кавказа, а верхняя мантия древней Восточно-Европейской плиты выдержала давление со стороны Альпийско-Гималайской коллизионной зоны и сохранила линейную форму своей южной границы (см. рис. 14). Выявленные по сейсмическим данным характеристики земной коры Малого Кавказа позволяют уточнить детали этой коллизионной модели. Нами было показано, что в аномально мощной коре Малого Кавказа четко выделяются два слоя, разделенные зоной пониженной скорости и двумя отражающими границами (см. рис. 5). Такая кора могла образоваться в результате надвига коры Аравийской плиты на кору Кавказского региона. Этот надвиг происходил на уровне многослойного Мохо, не затрагивая верхнюю мантию. Строение мощной (>40 км) высокоскоростной коры Рионо‒Куринской впадины можно объяснить сложным сочетанием переработки коры мантийными интрузиями с деформационными процессами сжатия коры под действием надвигающегося на нее блока Малого Кавказа.

ВЫВОДЫ

В результате проведенного обобщения и анализа геофизических данных о строении Черноморско-Каспийского региона, в который входят такие разные тектонические структуры, как впадины Черного моря и Южного Каспия, горные сооружения Кавказа и края Скифской и Анатолийской плит, выявлены основные, хорошо обоснованные, особенности строения земной коры и верхней мантии этого региона.

1. Кора Скифской плиты, включая Большой Кавказ, относится к коре континентального типа мощностью более 40 км с тремя основными слоями:

‒ гранито-гнейсовым со скоростями продольных волн 5.8‒6.4 км/с;

‒ гранулито-гнейсовым (6.4‒6.7 км/с);

‒ гранулито-базитовым слоя (6.6‒7.2 км/с).

2. Кора глубоких впадин Черного моря и Южного Каспия характеризуется аномально мощной осадочной толщей (>20 км) и тонкой (5‒10 км) базитовой корой. Это ‒ океанический тип коры, который отделяется от континентальной коры переходными типами: субконтинентальным и субокеаническим.

3. Кора Малого Кавказа имеет такую же большую мощность, как и кора Большого Кавказа, но скорости в ней аномально низкие и базитовый слой практически отсутствует, что представляет аномальный тип коры. Аномальный тип коры характерен также для межгорной Реоно‒Куринской впадины, поскольку скорости в ней высокие, как в глубоких впадинах субокеанического типа, но мощность большая ~40 км.

4. Верхняя мантия Кавказского региона характеризуется пониженными скоростями (≤8.0 км/с), что связано с повышенным температурным режимом региона. Аномально низкие скорости наблюдаются в районе Малого Кавказа.

5. В формировании структур с разным типом коры и верхней мантии важная роль принадлежит глубинным разломам. Два протяженных субмеридиальных разлома ограничивают регион, отделяя его от Восточно-Европейской и Арабской литосферных плит. Два трансформных разлома, секущих Черное море и Кавказ, являются продолжением глубинных разломов, окаймляющих северно-восточную и юго-западную окраины мощного блока Арабской плиты. Серия локальных разломов делит кору впадин на отдельные блоки с разной мощностью осадочного чехла.

6. Выявленные структурные особенности земной коры Черноморско-Каспийского региона использованы для построения новой обобщенной схемы строения коры, на которой показаны типы коры и разграничивающие их глубинные разломы.

7. Построенная структурная схема земной коры позволяет на основании обобщения и анализа всего полученного геологического и геофизического материала предложить новую комплексную геодинамическую модель развития региона, включающую платформенные и коллизионные эндогенные режимы. Результатом платформенного режима было формирование глубоких впадин Черного и Каспийского морей и линейно вытянутых зон глубинных разломов вдоль южной границы Восточно-Европейской плиты. Коллизионными процессами объясняется строение Малого Кавказа, образовавшегося в результате надвига коры Аравийской плиты на кору Кавказского региона. Этот надвиг происходил на уровне многослойной границы Мохо, не затрагивая верхнюю мантию. Строение мощной высокоскоростной коры в районе Рионо-Куринской впадины объясняется переработкой коры мантийными интрузиями и сжатием коры под действием надвигающегося на впадину блока Малого Кавказа.

Благодарности. Авторы благодарны рецензентам д.г.-м.н. Ю.А. Воложу (ГИН РАН, г. Москва, Россия) и проф. В.И. Попкову (КубГУ, г. Краснодар, Россия) за комментарии, которые позволили улучшить статью, авторы благодарны М.Н. Шуплецовой (ГИН РАН, г. Москва, Россия) за тщательное редактирование и подготовку статьи.

Финансирование. Работа выполнена в рамках бюджетной темы лаборатории “Создание геомеханической модели коры Большего Каказа на основе комплекса тектонофизических и геофизических методов”, ИФЗ РАН (г. Москва, Россия).

Список литературы

  1. Артюшков Е.В., Поселов В.А. Образование глубоководных впадин в российском секторе Амеразийского бассейна в результате эклогитизации нижней части континентальной коры // ДАН. 2010. Т. 431. № 5. С. 680‒684.

  2. Афанасенков А.П., Никишин А.М., Обухов А.Н. Геологическое строение и углеводородный потенциал Восточно-Черноморского региона. – М.: Научный мир, 2007. 172 с.

  3. Баранова Е.П., Егорова Т.П. Строение коры при переходе от Восточно-Черноморской впадины к валу Шатского по результатам переинтерпретации профилей ГСЗ 14-15-16 // Геофизический журнал. 2020. № 3. Т. 42. С. 1‒18.

  4. Баранова Е.П., Т.П. Егорова, В.Д. Омельченко. Переинтерпретация сейсмических материалов ГСЗ и гравитационное моделирование по профилям 25, 28 и 29 в Черном и Азовском морях // Геофизический журнал. 2008. Т. 30. № 5. С. 1‒20.

  5. Баранова Е.П., Косминская И.П., Павленкова Н.И. Результаты переинтерпретации материалов ГСЗ по Южному Каспию // Геофизический журнал. 1990. Т. 12. № 5. С. 60‒67.

  6. Белоусов В.В. Эндогенные режимы материков. – Под ред. Л.В. Власова ‒ М.: Недра, 1978. 232 с.

  7. Белоусов В.В., Павленкова Н.И. Типы земной коpы Евpопы и Севеpной Атлантики // Геотектоника. 1989. № 3. С. 3‒14.

  8. Большой Кавказ в альпийскую эпоху. – Под ред. Ю.Г Леонова – М: ГЕОС, 2007. 368 с.

  9. Гамбурцев Г.А. Глубинное сейсмическое зондирование земной коры // Докл. АН СССР. 1952. Т. 87. № 6.

  10. Гальперин Е.И., Косминская И.П. Особенности методики ГСЗ на море // Изв. АН СССР. Сер. геофиз. 1958. № 7. С. 45‒58.

  11. Глубинное строение территории СССР. – Под ред. В.В. Белоусов, Н.И.Павленкова, Г.Н. Квятковская – М.: Наука, 1991. 224 с.

  12. Гобаренко В.С., Егорова Т.П. Сейсмотомографическая модель коры Южного Крыма и прилегающей части Черного моря // Вулканология и сейсмология. 2020. № 3. С. 56–73.

  13. Дорбат К., Арефьев С.С., Рогожин Е.А. Глубинная структура очаговой зоны Спитакского землетрясения по сейсмотомографическим данным // Физика Земли. 2004. № 8. С. 41‒55.

  14. Дуда С., Фастофф С., Кайзер Д. Спитакское землетрясение 7 декабря 1998 г: параметры очага по широкополосным записям Центральной сейсмологической обсерватории ФРГ // Физика Земли. 1991. № 11. С. 27‒38.

  15. Иогансон Л.И. Обобщающие тектонические гипотезы В.В. Белоусова // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 2012. Т. 87. №. 4. С. 80‒84.

  16. Кенгерли Т.Н., Кадиров Ф.А., Етирмишли Г.Д., Алиев Ф.А., Кязимова С.Э., Алиев А.М., Сафаров Р.Т., Вахабов У.Г. Геодинамика, активные разломы и механизмы очагов землетрясений в зоне псевдосубдукционного взаимодействия континентальных микроплит Южного и Северного Кавказа (южный склон Большого Кавказа, Азербайджан) // Геодинамика и тектонофизика. 2018. Т. 9б. № 4. С. 1099‒1126.

  17. Копп М.Л., Курдин Н.Н. Региональные сдвиги на Юго-Восточном Кавказе // Изв. ВУЗов. Геология и разведка. 1980. № 11. С. 30–37.

  18. Краснопевцева Г.В., Матушкин Б.А., Попов Е.А. Геофизические исследования на региональном профиле Волгоград-Нахичевань // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1967. № 12. С. 43‒51.

  19. Краснопевцева Г.В., Матушкин Б.А., Шевченко В.И. Новая интерпретация данных ГСЗ по профилю Степное‒Бакуриани на Кавказе // Советская геология. 1970. № 8. С. 113‒120.

  20. Кузнецов Н.Б., Романюк Т.В. Пери-гондванские блоки в структуре южного и юго-восточного обрамления Восточно-Европейской платформы // Геотектоника. 2021. № 4. С. 3‒40.

  21. Леонов Ю.Г., Гущенко О.И., Копп М.Л., Расцветаев Л.М. Взаимосвязь поздне-кайнозойских напряжений и деформаций в Кавказском секторе альпийского пояса и в его северном платформенном обрамлении // Геотектоника. 2001. № 1. С. 36–59.

  22. Леонов Ю.Г., Волож Ю.А., Антипов М.П., Быкадоров В.А., Хераскова Т.Н. Консолидированная кора Каспийского региона: опыт районирования. – Под ред. Ю.Г. Леонова ‒ М.: ГЕОС, 2010. С. 1‒64 (Тр. ГИН РАН. 2010. Вып. 593).

  23. Международная тектоническая карта Европы. М-б: 1 : 5 000 000. – Под ред. Ю.Г. Леонова, В.Е. Хаина ‒ М.: ГИН РАН, Комис. геол. карты Мира, ВСЕГЕИ, ЮНЕСКО. 1996. 3-е изд.

  24. Москаленко В.Н., Маловицкий Я.П. Результаты глубинного сейсмического зондирования на трансмеридиональном профиле через Азовское и Черное моря // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1974. № 9. С. 23‒31.

  25. Непрочнов Ю.П., Непрочнова А.Ф., Лунарский Г.Н., Мизно М.Ф., Мупсидзе Г.Я., Чичинадзе В.К. Строение земной коры в восточной части Черного моря по данным глубинного сейсмического зондирования // Океанология. 1966. № 1. С. 10‒24.

  26. Никишин А.М., Ершов А.В., Никишин В.А. Геологическая история Западного Кавказа и сопряженных краевых прогибов на основе анализа регионального сбалансированного разреза // ДАН. 2010. Т. 430. № 4. С. 515–517.

  27. Никишин А.М., Фокин П.А., Тихомиров П.Л. и др. 400 миллионов лет геологической истории южной части Восточной Европы. – Под ред. А.М. Никишина ‒ М.: Геокарт, ГЕОС, 2005. 391 с.

  28. Никишин А.М., Романюк T.В., Московский Д.В., Кузнецов Н.Б., Колесникова A.A., Дубенский А.С., Шешуков В.С., Ляпунов С.М. Верхнетриасовые толщи Горного Крыма: первые результаты U–Pb датирования детритовых цирконов // Вестн. МГУ. Сер. 4: Геология. 2020. № 2. С. 18–33.

  29. Павленкова Г.А. Строение земной коры Кавказа по профилям ГСЗ Степное-Бакуриани и Волгоград-Нахичивань (результаты переинтерпретации первичных данных) // Физика Земли. 2012. № 5. С. 16‒25.

  30. Павленкова Г.А. Структура земной коры Малого Кавказа по данным глубинного сейсмического зондирования // Геофизические исследования. 2019. № 1. Т. 20. С.65‒79.

  31. Павленкова Н.И. Кольская скважина и ее значение для глубинных сейсмических зондиpований // Советская геология. 1989. № 6. С. 17‒23.

  32. Павленкова Н.И., Кашубин С.Н., Павленкова Г.А. Земная кора глубоких платформенных впадин Северной Евразии и природа их формирования // Физика Земли. 2016. № 5. С. 150‒164.

  33. Павленкова Н.И., Пилипенко В.Н., Роман В.А. Методика составления скоростных разрезов земной коры. – Киев: Наукова Думка, 1972. 214 с.

  34. Патина И.С., Леонов Ю.Г., Волож Ю.А., Копп М.Л., Антипов М.П. Крымско-Копетдагская зона концентрированных орогенических деформаций как транс-региональный позднеколлизионный правый сдвиг // Геотектоника. 2017. № 4. С. 17‒30.

  35. Поляк Б.Г., Каменский И.Л., Прасолов Э.М., Чешко А.Л., Барабанов Л.Н., Буачидзе Г.И. Изотопы гелия в газах Северного Кавказа: следы разгрузки тепломассопотока из мантии // Геохимия. 1998. № 4. С. 383‒397.

  36. Расцветаев Л.М. Сдвиги и альпийская геодинамика Кавказского региона. В сб.: Геодинамика Кавказа – Под ред. В.Н. Страхов. М.: Наука, 1989. С. 109–112.

  37. Сакулина Т.С., Рослов Ю.В., Иванова Н.М. Глубинные сейсмические исследования в Баренцевом и Карском морях // Физика Земли. 2003. № 6. С. 5–20.

  38. Сейсмические модели литосферы основных геоструктур территории СССР. – Под ред. С.М. Зверева, И.П. Косминской – М.: Наука, 1980. 180 с.

  39. Строение Западной части Черноморской впадины. – Под ред. Я.П.Маловицкого, Ю.П Непрочнова – Москва: Наука, 1972. 244 с.

  40. Тектоника южного обрамления Восточно-Европейской платформы. ‒ Объяснительная записка к тектонической карте Черноморско-Каспийского региона. ‒ М-б 1 : 2 500 000. ‒ Под ред. В.Е. Хаина, В.И. Попкова ‒ Краснодар: КубГУ, 2009. 213 с.

  41. Фролова Т.И., Бурикова И.А. Магматические фоpмации совpеменных геотектонических обстановок.– Под ред. И.В. Бариновой ‒ М.: МГУ, 1997. 320 с.

  42. Хаин В.Е. Тектоника континентов и океанов. – М.: Научный мир, 2001. С. 95‒166.

  43. Щукин Ю.К., Астахов А.К., Белов А.А. и др. Геолого-геофизические условия в очаговой зоне Спитакского землетрясения (к 10-летию трагедии) // Геофизика. № 5. 1998. С. 54‒66.

  44. Уломов В.И., Данилова Т.И., Медведева Н.С., Полякова Т.П., Шумилина Л.С. К оценке сейсмической опасности на Северном Кавказе // Физика Земли. 2007. № 7. С. 31‒45.

  45. Юдин В.В. Геодинамика Черноморско-Каспийского региона. ‒ Киев: УкрГГРИ, 2008. 117 с.

  46. Яновская Т.Б., Гобаренко В.С., Егорова Т.П. Строение подкоровой литосферы Черноморского бассейна по сейсмологическим данным // Физика Земли. 2016. № 1. С. 15‒30.

  47. Al-Lazki A.I., Sandvol E., Seber D., Barazangi M., Turkelli N., Mohamad R. Pn-tomographic imaging of mantle lid velocity and anisotropy at the junction of the Arabian, Eurasian, and African plates // Geophys. J. Int. 2004. Vol. 158. P. 1024‒1040.

  48. Angus D.A. Wilson D.C., Sandvol E., Ni1 J.F. Lithospheric Structure of the Arabian and Eurasian Collision Zone in Eastern Turkey from S–wave Receiver Functions // Geophys. J. Int. 2006. Vol. 166. P. 1335–1346.

  49. Cloetingh S., Burov E.B. Lithospheric folding and sedimentary basin evolution: a review and analysis of formation mechanisms // Basin Res. 2011. Vol. 23. P. 257–290.

  50. Downes H. The nature of the lower continental crust of Europe: petrological and geochemical evidence from xenoliths // // Phys. Earth Planet. Interior. 1993. Vol. 79. P. 195‒218.

  51. European Lithosphere Dynamics. ‒ Ed.by D.G. Gee, R.A. Stephenson, (Geol. Soc. Mem. London, UK, Bath: Geol. Soc. London, 2006. No. 32), 662 pp.

  52. Gobarenko V., Yegorova T., Stephenson R. Local tomography model of the northeast Black Sea: Intraplate crustal underthrusting. ‒ in: Tectonic Evolution of the Eastern Black Sea and Caucasus, ‒ Ed. by M. Sosson, R.A. Stephenson, S.A. Adamia ‒ (Geol. Soc. London Spec. Publ. London. 2017. Vol. 428), P. 221–239. https://doi.org/10.1144/SP428.2

  53. Gök R., Mellors R.J., Sandvol E., Pasyanos M., Hauk T., Takedatsu R., Yetirmishli G., Teoman U., Turkelli N., Godoladze T., Javakishvirli Z. Lithospheric velocity structure of the Anatolian plateau‒Caucasus-Caspian region // J. Geoph. Res. Ser.: Solid Earth. 2011. Vol. 116. B05303. P. 1‒14. https://doi.org/10.1029/2009JB000837

  54. Janik T., Grad M., Guterch A., and CELEBRATION 2000 Working Group, Seismic structure of the lithosphere between the East European Craton and the Carpathians from the net of CELEBRATION 2000 profiles in SE Poland // Geol. Quaternary. 2009. Vol. 53. No. 1. P. 141‒158.

  55. Koulakov I., Zabelina I., Amanatashvili I., Meskhia I. Nature of orogenesis and volcanism in the Caucasus region based on results of regional tomography // Solid Earth. 2012. Vol. 3. No. 3. P. 327–337.

  56. Kuznetsov N.B., Belousova E.A., Griffin W.L., O’Reilly S.Y., Romanyuk T.V., Rud’ko S.V. Pre-Mesozoic Crimea as a continuation of the Dobrogea platform: Insights from detrital zircons in Upper Jurassic conglomerates, Mountainous Crimea // Int. J. Earth Sci. 2019. Vol. 8. Is.7. P. 2407–2428. https://doi.org/10.1007/s00531-019-01770-2

  57. Neprochnov Yu.P., Kosminskaya I.P., Malovitsky Ya.P. Structure of the crust and upper mantle of the Black and Caspian Seas // Tectonophysics. 1970. Vol. 10. P. 517‒538. https://doi.org/10.1016/0040-1951(70)90042-9.

  58. Nikishin A.M., Okay A.I., Tuysuz O., Demirer A., Wannier M., Amelin N., Petrov E. The Black Sea basins structure and history: New model based on new deep penetration regional seismic data. P. 2. Tectonic history and peleogeography // Marin. Petrol. Geol. 2015. Vol. 59. P. 656‒670. https://doi.org/0.1016/j.marpetgeo.2014.08.018

  59. Rebetsky Yu.L. The current state of crustal stresses in the Caucasus according to the unified catalogue of earthquake mechanisms // Geodynam. Tectonophys. 2020. Vol. 11. Is. 1. P. 17–29. https://doi.org/10.5800/GT-2020-11-1-0459

  60. Saintot A., Stephenson R.A., Stovba S., Brunet M.-F., Yegorova T., Starostenko V. The evolution of the southern margin of Eastern Europe (Eastern European and Scythian platforms) from the latest Precambrian-Early Palaeozoic to the Early Cretaceous. ‒ in: European Lithosphere Dynamics, ‒ Ed by D.G. Gee, R.A. Stephenson, (Geol. Soc. London Mem. 2006. No 32), P. 481–505.

  61. Salah M.K., Sabin S. 3D crustal velocity and Vp/Vs structure beneath Southeast Anatolia and their geodynamic implications // Geophys. J. 2019. Vol. 41. No. 2. P. 122‒140. https://doi.org/10.24028/gzh.0203-3100.v4112.2019. 164460

  62. Scott C.L., Shillington D.J., Minshull T.A., Edwards R.A., Brown P.J., White N.J. Wide-angle seismic data reveal extensive overpressures in Eastern Black Sea // Geophys. J. Int. 2009. Vol. 178. P. 1145‒1163. https://doi.org/10.1111/j.1365-246X.2009.04215.x

  63. Shillington D.J., Minshull T.A., Edwards R.A., White N. Crustal structure of the Mid Black Sea High from wide-angle seismic data. — in: Petroleum Geology of the Black Sea, ‒ Ed.by M.D. Simmons, G.C. Tari, A.I. Okay, (Geol. Soc. London. Spec. Publ. 2017. Vol. 464), P. 19‒32. https://doi.org/0.1144/SP464.6

  64. Shillington D.J., Scott C.L., Minshull T.A., Edwards R.A., Brown P.J., White N. Abrupt transition from magma-starved to magma-rich rifting in the eastern Black Sea // Geology. 2009. Vol. 37. Is. 1. P. 7‒10. https://doi.org/10.1130/G25302A.1

  65. Sosson M., Stephenson R., Sheremet Y. et al. The eastern Black Sea-Caucasus region during the Cretaceous: New evidence to constrain its tectonic evolution // Comptes Rendus Geosience. 2016. Vol. 348. P. 23‒32.

  66. Stampeli G.M., Kozur H.W. Europe from the Variscan to the Alpine cycles. ‒ in: European Lithosphere Dynamics, ‒ Ed by D.G. Gee, R.A. Stephenson, (Geol. Soc. Mem. London. 2006. No 32), P. 57‒82.

  67. Starostenko V. Buryanov V., Makarenko I. et al. Topography of the crust-mantle boundary beneath the Black Sea Basin // Tectonophysics. 2004. Vol. 381. P. 211–233.

  68. Starostenko V., Janik T., Yegorova T., et al. Seismic model of the crust and upper mantle in the Scythian Platform: the DOBRE-5 profile across the north western Black Sea and the Crimean Peninsula // Geophys. J. Int. 2015. Vol. 201. P. 406‒428. https://doi.org/10.1093/gji/ggv018

  69. Yegorova T., Gobarenko V., Yanovskaya T. Lithosphere structure of the Black Sea from 3-D gravity analysis and seismic tomography // Geoph. J. Int. 2013. Vol. 193. P. 287‒303. https://doi.org/10.1093/gji/ggs098

  70. Zabelina I., Koulakov I., Amanatashvili I., Khrepy S., Nassir A. Seismic structure of the crust and uppermost mantle beneath Caucasus based on regional earthquake tomography // J. Asian Earth Sci. 2016. No. 119. P. 87–99.

  71. GEBCO. https://www.gebco.net/data_and_products/ printable_maps/documents/gebco_world_map_2014.pdf

Дополнительные материалы отсутствуют.