ИСТИНА

Горно-складчатое сооружение Большого Кавказ (БК) принято рассматривать, как асимметричный антиклинорий с полого-моноклинальным слабо деформированным крылом северного склона и интенсивно дислоцированным южным крылом, сформированным пакетом пластин и складчато-надвиговых чешуй южной вергентности [1, 6]. В центральной части БК крылья антиклинория разделяет выступ неопротерозой-палеозойского гранитно-метаморфического ядра – фундамента краевой части эпигерцинской Скифской плиты. Начало формирования современного орогена БК обычно связывают с альпийскими складчато-надвиговыми деформациями, которые были концентрированно проявлены в эоцен – олигоценовое (в эоцен – миоценовое) время в мезозойских и кайнозойских комплексах южного склона БК [1, 6]. Ставшие доступными в последнее время сведения о строении и генезисе кайнозойских толщ (предгорных?) прогибов западного Предкавказья показывают, что основной их объем представлен окраинно-континентальными образованиями шельфа Восточно-Европейского континента, а орогенные молассы (продукты разрушения БК) в их составе появляются только, начиная с рубежа плиоцена – квартера [2, 4, 5, 7]. Из этого следует, что формирование горного сооружения (орогена) БК происходило стремительно (на протяжении последних 2.6 млн лет) и было оторвано во времени от главной эпохи альпийской складчатости на десятки миллионов лет. Соответственно, возникает ряд вопросов: 1) в каких геодинамических условиях происходило формирование «анорогенных» структурных ансамблей альпийского этапа; 2) какие механизмы обеспечили быструю экспозицию кристаллического ядра БК на новейшем этапе? Предварительные решения этих вопросов рассмотрим на примере области сочленения Центрального и Западного сегментов БК. В пределах этой области в результате складчато-надвиговых и, что особенно важно, сдвиговых движений совмещены различные комплексы пород, слагающие обособленные структурно-формационные (СФ) зоны (рис. 1). В результате смена и чередование различных СФ зон БК происходят не только в поперечном, но и продольном (кавказском, ЗСЗ, СЗ) направлениях. Комплексы палеозойского ядра Центрального сегмента БК испытывают периклинальное погружение к СЗ под толщи мезозоя Западного сегмента БК. В области погружения палеозойское ядро распадается на серию мелких выступов, разобщенных разрывами с существенной горизонтально-сдвиговой составляющей перемещений (рис. 1). Различные СФ зоны южного склона БК, чередуясь в поперечном направлении, в плане имеют клинообразные соотношения и сменяют друг друга вдоль простирания. Складчатые вулканогенные и вулканогенно-осадочные комплексы нижней – средней юры Абхазо-Рачинской и Краснополянской СФ зон по простиранию к ЗСЗ переходят в юрско-меловые преимущественно песчано-сланцевые и флишоидные комплексы Новороссийско-Лазаревской СФ зоны. Верхнеюрские карбонатно-рифовые комплексы зоны Ахцу в виде планарного клина проникают в пределы аллохтонной Чвежипсинской СФ зоны, разделяя ее на северную (преимущественно карбонатно-терригенные флишоидные толщи мела) и южную (преобладает терригенный флиш палеоцен – эоцена) части. При этом северный сегмент Чвежипсинской СФ зоны относительно южного ее сегмента испытывает планарное смещение вправо с видимой амплитудой до 40(?) км (рис. 1). Такой сложный тектонический коллаж СФ зон возник в результате покровных, складчато-надвиговых, сдвиговых и комбинированных перемещений. При этом если амплитуды горизонтальных перемещений вдоль покровов и надвигов редко превышают 10 км, то предполагаемые сдвиговые смещения в несколько раз больше. На рассматриваемой территории крупнейшие разрывные нарушения представлены Пшекиш-Тырныаузской шовной зоной, разделяющей СФ зоны Передового и Главного хребтов, Главным Кавказским разломом, ограничивающим с юга палеозойское ядро БК, а также разрывами южного склона БК, которые в разрезе выглядят как взбросы и надвиги преимущественно южной вергентности (рис. 1, разрез). Зоны Главного Кавказского и Пшекиш-Тырныаузского нарушений на рассматриваемой территории испытывают виргацию (рис. 1). Отдельные их ответвления существенно отклонены (возможно, в результате вращения) по часовой стрелке от магистральных швов кавказского (ЗСЗ) простирания и имеют секущие соотношения с продольными нарушениями и СФ зонами БК. Вдоль таких разрывов на основании сопоставления корреляционных геолого-структурных точек (маркеров) отмечены значительные правосдвиговые смещения: Навагинский сдвиг – 20 км, Тугупсинский сдвиг – 23 км, Хамышкинский – более 80 км. Эти сдвиги были активны на разных этапах развития БК. Пшекиш-Тырныаузская зона нарушений, включая разрывы, образующие веер ее виргации, была активна в конце герцинского и киммерийского (конец средней юры) этапов. Развитие этой системы разрывов происходило в условиях правосдвиговой транспрессии, сопровождалось формированием крупных присдвиговых Z-образных аксоноклиналей и сдвиговых дуплексов растяжения, в ядрах которых на предкелловейскую эрозионную поверхность были выведены комплексы герцинского фундамента, в частности, в пределах Даховского и Блыбского выступов [3]. В главную стадию альпийского этапа (эоцен-олигоцен) произошло смещение тектонической активности разрывов в область южного склона БК, а также реактивация зоны Главного Кавказского разлома. В качестве последнего мы понимаем широкую (до 10 км) зону, охватывающую южную краевую часть зоны Главного хребта (палеозойского ядра БК) и обрамляющие ее юрские толщи Гойтхской и других СФ зон. В строении этой зоны обособлены две крупные положительные структуры цветка, ограниченные дивергентными системами надвигов и сдвиго-взбросов киммерийского и альпийского этапов развития (рис. 1, разрез). В осевых частях структур цветка на поверхность выведены древние комплексы пород, включая кристаллический фундамента (Чугушский выступ) БК. Цветковая структура Гойтхской СФ зоны в корневой части пережата и запрокинута к югу. В ее строении участвуют дивергентные складчато-надвиговые структуры, осложненные интенсивно развитым кливажем. Результаты тектонофизических исследований согласуются с цветковой морфологией Главной Кавказской зоны нарушений и указывают на ее правосдвиговую транспрессионную природу (сочетание надвиговых и взбросо-сдвиговых режимов деформаций) (рис. 1, стереограммы). Аналогичная цветково-транспрессионная структура обособлена в пределах Краснополянской зоны нарушений, в западной части которой в виде узкого клина на поверхность выжаты юрские толщи Абхазо-Рачинской зоны (рис. 1). К южному бору этой зоны приурочена корневая часть Чвежипсинской аллохтонной СФ зоны. В строении северного сегмента Чвежипсинской СФ зоны, сложенного преимущественно меловыми толщами, установлены многочисленные транспрессионные сдвиго-взбросы и оперяющие их южновергентные козырьковые надвиги. Южный сегмент Чвежипсинской СФ зоны представлен гравитационным Воронцовским покровом, который сложен палеоцен-эоценовыми толщами и надвинут на олигоценовые образования Абхазской параавтохтонной СФ зоны. Формирование покрова происходило в конседиментационных морских условиях и сопровождалось формированием фронтальных олистостром, которые образуют отдельные горизонты, расслаивающие олигоценовый карбонатно-терригенный флиш Абхазской СФ зоны. В центральной части Воронцовского покрова проявлен взброс-сбросовый (гравитационно-шарьяжный) режим деформаций, а в его южной фронтальной части – надвиговый режим (рис. 1, стереограммы). Палеоцен-эоценовые толщи Воронцовского покрова изначально перекрывали меловые толщи северного сегмента Чвежипсинской СФ зоны. В процессе формирования подводного поднятия, связанного с развитием положительной структуры цветка Краснополянской зоны, покров испытал гравитационное сползание к югу по склону этого поднятия в олигоценовый флишевый бассейн Абхазской СФ зоны. В дальнейшем в результате комбинированных, но преимущественно правосдвиговых перемещений вдоль Монастырской зоны нарушений северный и южный сегменты Чвежипсинской СФ зоны были разобщены. Таким образом, альпийские транспрессионные деформации в пределах южного склона БК, имевшие место в эоцене – олигоцене, привели к формированию цветковых структур выжимания, сопряженных с ними взбросо-сдвиговых и надвиговых структур, а также подводных поднятий и гравитационных покровов. Резкое преобладание горизонтально-сдвиговых перемещений над вертикальной их составляющей не способствовало орогенному воздыманию БК. Процессы орогенеза на БК стартовали значительно позже главной стадии альпийских деформаций – на рубеже неогена и квартера. Они были выражены интенсивным воздыманием приосевой части орогена и прилегающих областей его северного склона, испытавших относительную структурную консолидацию в конце киммерийского этапа развития. Орогенез сопровождался коллапсом горного поднятия. Одной из форм коллапса было развитие тектоно-гравитационных детачментов и соскальзываение толщ альпийского чехла вниз по северному склону БК (рис. 1). Это привело к тектонической эрозии чехла и экспозиции пород доальпийского основания на поверхность [2]. Исследование выполнено за счет гранта РНФ № 24-27-00252