CC BY
130
УДК 551.7: 551.76 + 551.77 (234.9 / 235.1)
ЭТАПЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ КАВКАЗО-ИРАНСКОГО СЕГМЕНТА СРЕДИЗЕМНОМОРСКОГО ПОДВИЖНОГО ПОЯСА В МЕЗОЗОЕ И КАЙНОЗОЕ
Д.И. Панов
Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова Поступила в редакцию 23.01.13
В мезозое и кайнозое в Кавказо-Иранском сегменте (КИС) Средиземноморского пояса развивались Малокавказская и Периаравийская ветви океана Тетис, разделенные Иранским микроконтинентом. В киммерийскую эпоху (лейас — аален) вся территория КИС находилась в состоянии растяжения; обе окраины были пассивными. В среднеальпийскую эпоху (байос — эоцен) северная часть КИС находилась в состоянии сжатия, северные окраины океанических бассейнов становились активными и маркировались вулкано-плутоническими поясами, а южная — в состоянии растяжения, здесь сохранялись пассивные окраины. Последовательно закрывались океанические бассейны: северный — Малокавказский — в коньяке, южный — Периаравийский — в конце эоцена. В позднеальпийскую эпоху (олигоцен — квартер) вся территория КИС — горноскладчатая область на орогенной стадии развития. Только в зоне Внешнего Загроса до конца миоцена продолжалось развитие прогиба миогеосинклинального типа — реликта южной пассивной окраины.
Ключевые слова: геодинамика, Тетие, окраины, вулканизм, орогенез, мезозой, кайнозой, Кавказ, Иран.
Средиземноморский пояс издавна служил «геологической лабораторией», где несколько поколений исследователей изучали основные закономерности строения и развития подвижных (геосинклинальных) поясов. По вполне понятным причинам основными объектами изучения при этом были «классические» европейские складчатые области: Альпы, Карпаты, Динариды, Эллениды. Кавказо-Иранскому сегменту уделялось меньше внимания — а зря! В европейских складчатых областях, особенно в Альпах, вследствие интенсивного сжатия преобладает покровная тектоника. Крупные горизонтальные перемещения затрудняют определение первичного (до перемещения покровов) расположения тектонических зон. А это делает затруднительным (и не всегда объективным) изучение истории развития связанных с ними бассейнов. В гораздо более широком Кавказо-Иранском сегменте, испытавшем во много раз меньшее сжатие, покровная тектоника развита только локально. Она связана с конкретными тектоническими зонами, горизонтальные амплитуды перемещения покровов относительно невелики, а потому первичное расположение тектонических зон не искажено и не препятствует их историко-геологическому анализу.
Первые работы, посвященные истории развития Кавказо-Иранского сегмента (КИС) Средиземноморского пояса в мезо-кайнозое, принадлежат Е.Е. Ми-лановскому и В.Е. Хаину (1963, 1964). Основное достоинство этих работ в том, что они основаны на
историко-геологическом анализе строения (стратиграфия, магматизм, тектоника) конкретных тектонических зон. В более поздних работах В.Е. Хаина (1984, 2001) и В.Е. Хаина и др. (1973) развитие КИС проанализировано таким же образом, но уже с учетом новых геологических данных и в свете современных тектонических представлений.
В остальных работах по КИС рассматриваются не его строение и развитие в целом, а различные аспекты этой проблемы: размещение и развитие седимен-тационных бассейнов в юре — палеогене (Леонов и др., 1974; Leonov et al., 1974), перемещение террейнов и расположение зон субдукции и коллизии (Гамкрелидзе, 1977; Казьмин, Тихонова, 2005; Никишин и др., 2005; Nikishin et al., 2001), геохимическая характеристика вулканических проявлений и их связь с геодинамическими обстановками (Лордкипанидзе, 1980). Фазы проявления тектонической и магматической активности в мезо-кайнозойской истории КИС рассмотрены в работе Н.В. Короновского и др. (1997).
Цель нашей работы — проанализировать с истори-ко-геологических позиций имеющиеся сейчас данные о геологическом строении (стратиграфия, магматизм и тектоническая структура) основных тектонических зон Кавказо-Иранского сегмента, выделить главные этапы развития области в мезо-кайнозое, определить геодинамический режим ее развития на каждом этапе и особенности его проявления в разных зонах.
Современное тектоническое районирование Кавказо-Иранского сегмента Средиземноморского пояса
В современной структуре КИС с севера на юг выделяются (рис. 1):
1. Эпигерцинская Скифская молодая плита на территории Предкавказья. Ее складчатый фундамент образован палеозойскими (до нижнего карбона включительно) породами, орогенные и квазиплатформенные комплексы — верхним палеозоем (С —Р) и триасом, а платформенный недислоцированный чехол — мезо-кайнозойскими (J—Q) образованиями.
2. Индоло-Кубанский и Терско-Каспийский альпийские краевые прогибы, выполненные молассами олигоцена, неогена и квартера. Они наложены на южную окраину Скифской плиты, разделяются Ставропольским поднятием той же плиты и прилегают к северному склону сооружения Большого Кавказа.
3. Альпийское складчато-надвиговое сооружение Большого Кавказа, сложенное герцинскими, киммерийскими и альпийскими комплексами отложений.
4. Закавказский срединный массив, имеющий метаморфический фундамент, перекрытый слабодисло-цированным верхнепалеозойским и мезозойско-па-леогеновым чехлом.
Северная часть Закавказского массива в основном занята огромными Рионской и Куринской межгорными впадинами, выполненными олигоценом — квартером. Фундамент и чехол массива вскрываются здесь только в отдельных поднятиях (Дзирульское, Окрибо-Сачхерское).
В центральной части массива обособляются два синклинория: Аджаро-Триалетский и Талышский, сложенные карбонатными, флишевыми и вулканогенными образованиями верхнего мела и палеогена и развивавшиеся из рифтогенных прогибов.
Южная часть Закавказского срединного массива (Сомхето-Кафанская зона) почти целиком перекрыта Понтийско-Закавказским вулканоплутоническим поясом, вулканогенные и осадочные образования которого охватывают интервал от байоса до коньяка.
5. Малокавказская офиолитовая сутура — шов от закрывшейся северной (Малокавказской) ветви океана Тетис, которая развивалась как океанический бассейн с позднего триаса до середины позднего мела. Почти на всем протяжении эта сутура представляет собой узкую зону смятия и разлинзования, а комплексы отложений, накопившиеся в бассейне, перемещены в виде аллохтонных пластин и тектонических покровов к югу и северу от сутуры на несколько десятков километров. Офиолитовую сутуру перекрывает Севанский син-клинорий, сложенный карбонатными, флишевыми и вулканогенными образованиями сантона — эоцена. Поэтому вся зона зачастую обозначается как Севен-ская зона.
6. Иранский срединный массив (микроконтинент) обладает позднедокембрийским метаморфическим фундаментом гондванского происхождения и слабо-
га 1 га 4 ЕЗ ^ и ю
0 2 Ц 5 Н 8 0 11
ш з ш б шп 9 га 12
Рис. 1. Тектоническое районирование Кавказо-Иранского сегмента Средиземноморского пояса в мезозое и кайнозое: 1—3 — структуры обрамления: 1 — Восточно-Европейская платформа, 2 — Скифская эпигерцинская молодая плита, 3 — Африкано-Аравийская платформа; 4 — 12 — структуры Средиземноморского пояса: 4 — альпийские краевые прогибы (Индоло-Кубанский и Терско-Каспийский на севере, Месопотамский на юге), 5 — альпийские горно-складчатые сооружения Горного Крыма и Большого Кавказа, 6 — северная часть Закавказского срединного массива, в основном занятая Рионской и Куринской межгорными впадинами, 7 — Аджаро-Триалетская складчатая система в средней части массива, 8 — южная часть Закавказского массива, занятая Закавказским вулканоплутоническим поясом, 9 — офиолитовые сутуры — швы от закрывшихся ветвей океана Тетис: АМ — Ана-толийско-Малокавказской, ПА — Периаравийской, 10 — крупные офиолитовые аллохтоны, перемещенные из этих швов, 11 — Иранский срединный массив (микроконтинент), 12 — зона Внешнего Загроса — миогеосинклиналь на южной пассивной окраине океана
Тетис
дислоцированным чехлом эпиконтинентальных отложений. Нижняя часть чехла (венд — триас) сложена однообразными терригенно-карбонатными отложениями, а верхняя — более пестрая по составу и условиям залегания, с большим числом перерывов. В северозападной части массива обособляется Еревано-Орду-бадский синклинорий, аналогичный по своему строению Севанскому. Огромные пространства массива заняты межгорными впадинами, орогенными образованиями олигоцена — квартера.
7. Хамаданская зона (Санандадж-Сирджан), тектоническая природа которой до сих пор не выяснена. С северо-востока она отделена от собственно Иран-
ского массива разломной зоной («швом»), вдоль которой тянется полоса цветного (офиолитового) меланжа, а далее к юго-востоку — вулканоплутоническим поясом Урмия-Дохтар. С юго-запада она ограничена Главным загросским надвигом — зоной Внутреннего Загроса. Хамаданская зона сложена метаморфизован-ными (в герцинскую или киммерийскую эпоху) осадочными и вулканогенными палеозойскими и мезозойскими образованиями и рассматривается либо как южная интенсивно переработанная активная окраина Иранского массива, либо, наоборот, как сильно переработанная при кайнозойской коллизии окраина Африкано-Аравийского континента. В данной работе мы принимаем точку зрения Н.В. Короновского и др. (1997) о принадлежности Хамаданской зоны к южной окраине Иранского массива, считая убедительной их аргументацию в пользу этого. Что и зафиксировано на рис. 1.
8. Зона Внутреннего Загроса, обычно определяемая как Главный загросский надвиг, представляет собой серию тектонических чешуй, надвинутых к юго-западу, в составе которых участвуют мезозойские офиоли-ты. Но большая часть офиолитов «выдавлена» из зоны надвига и перемещена в виде крупных тектонических покровов к югу в область складчатой системы Внешнего Загроса (Ломизе, 1977). Зона Внутреннего Загро-са — это тектоническая сутура, «шов» от закрывшейся в палеогене южной (Периаравийской) ветви Тетиса.
9. Зона Внешнего Загроса — складчатая система, возникшая из типичного миогеосинклинального бассейна, сложенная мощной толщей осадочных отложений палеозоя, мезозоя и кайнозоя и испытавшая основные деформации только в конце миоцена. На протяжении мезозоя и палеогена этот бассейн располагался на южной пассивной окраине Тетиса вдоль края Гондваны, а позже — Африкано-Аравийского континента.
Этапы геологического развития Кавказо-Иранского
сегмента Средиземноморского пояса в мезо-кайнозое
Как справедливо отмечают Н.В. Короновский и др. (1997), общепринятой основой палеотектониче-ских реконструкций Средиземноморского пояса для мезо-кайнозоя является представление о существовании в это время океанического бассейна Тетис, широкого на юго-востоке, сужавшегося к западу и разделявшего континент Лавразия на севере и Гондвану, а позже континенты — фрагменты Гондваны — на юге. На протяжении всего этого времени южная окраина была пассивной, а северная — активной. Эволюция Тетиса заключалась в его последовательном сокращении с полным закрытием в кайнозое в результате коллизии Лавразии, Афро-Аравии и Индостана.
Анализ материалов по Кавказо-Иранскому сегменту Средиземноморского пояса показывает, что эта простая и в целом правильная схема нуждается в уточнении. Прежде всего, в КИС океан Тетис был представлен как минимум двумя самостоятельными ветвями,
которые закрывались не синхронно. Сами бассейны, их окраины и разделявшие их микроконтиненты развивались по-разному. И второе: в истории КИС Средиземноморского пояса выделялось несколько этапов, которые характеризовались различным геодинамическим режимом, по-разному проявившимся в разных частях пояса.
Прежде чем переходить к характеристике этапов, отметим, что в работе принята схема периодизации, сформулированная Ю.Г. Леоновым (2007): киммерийская (раннеальпийская) эпоха — ранняя юра и аален, среднеальпийская эпоха — с байоса до эоцена и позднеальпийская эпоха — олигоцен, неоген, квартер. Наша статья посвяшена в основном киммерийской и среднеальпийской эпохам и лишь отчасти захватывает позднеальпийскую, которая достаточно полно рассмотрена Н.В. Короновским и др. (1997).
Киммерийский этап (эпоха) — лейас-аален
Территории южной части Скифской плиты, Большого Кавказа и Закавказского срединного массива представляли собой обширную (до 500—600 км) пассивную окраину северной (Малокавказской) ветви Те-тиса (Панов, Ломизе, 2007). Вся эта территория находилась в состоянии растяжения, погружения и последовательно перекрывалась все более широкими морскими трансгрессиями с юга — из Тетиса. В условиях общего растяжения в 200—300 км к северу от края океана возник рифтогенный бассейн Большого Кавказа, отделявшийся от океана слабо погруженным Закавказским срединным массивом. Бассейн развивался на утоненной континентальной коре. На протяжении всего этапа происходило его расширение и углубление, а в эпохи наибольшего растяжения (поздний плинсбах и ранний аален) в его осевой части накапливались глубоководные глинистые осадки и проявлялся подводный вулканизм («подушечные» базальты) (рис. 2).
Расположенная севернее Скифская плита была приподнята, но также находилась в состоянии растяжения, о чем свидетельствует формирование сети грабено-образных прогибов, заполненных континентальными отложениями (Панов, Стафеев, 2000).
Закавказский срединный массив также оставался относительно приподнятым и лишь частично перекрывался маломощным чехлом мелководно-морских (а в основании и континентальных) отложений. Лишь по южному краю массива (в Сомхето-Кафанской зоне) появляются флишевые отложения, фиксирующие переход к континентальному склону.
Малокавказская офиолитовая сутура фиксирует положение осевой части северной (Малокавказской) ветви океанического бассейна Тетис. Бассейн интенсивно расширялся с позднего триаса (Книппер и др., 1997) до аалена, в нем происходили процессы спре-динга, накопление глубоководных кремнистых (радиоляриты), глинистых и карбонатных отложений, подводные извержения основного состава («подушеч-
ные» базальты) и формирование всех членов офиоли-товой ассоциации, включая серпентиниты, габбро и систему параллельных даек (рис. 2). Ширина бассейна была достаточно большой, на что указывает наличие широкой северной пассивной окраины. Никаких признаков сокращения бассейна, появления активных окраин с зонами субдукции на всем протяжении с позднего триаса до аалена — нет.
Иранский срединный массив (микроконтинент), перекрывавшийся в палеозое маломощным чехлом, в раннеюрское время представлял собой обширную приподнятую область суши, находившуюся в состоянии растяжения. В северо-западной части массива (Нахичеванский блок) в это время отмечаются наземные трещинные излияния базальтов траппового типа, сформировавшие неграмскую свиту (Ростовцев и др., 1985). На основной части массива в раннеюрское время формировались многочисленные грабенообразные прогибы, подобные таковым на Скифской плите, но более глубокие, заполненные континентальными угленосными отложениями мощностью до 3000 м (рис. 2).
Зоне Внутреннего Загроса соответствовала южная (Периаравийская) ветвь океанического бассейна Тетис, которая развивалась так же, как и северная (Малокавказская) ветвь. Бассейн также испытывал расширение и углубление, в его осевой части происходили процессы спрединга и формирование офиолитовой ассоциации горных пород
В зоне Внешнего Загроса, представлявшей южную пассивную окраину Тетиса, располагался типичный миогеосинклинальный бассейн, заложение, углубление и расширение которого происходило в юрское время. В основании разреза (с несогласием на триасе) располагается пачка песчано-глинистых угленосных отложений, которые выше сменяются шельфовыми органогенными известняками и мергелями нижней юры. В средней юре эти известняки чередуются с пачками аргиллитов и радиоляритов, а в поздней юре, когда бассейн достиг максимальной глубины, в разрезе чередуются пачки органогенных известняков и глубоководных радиоляритов (рис. 2).
Таким образом, вопреки существующим представлениям весь КИС Средиземноморского пояса на киммерийском этапе находился в состоянии растяжения и расширения. В обеих ветвях океана Тетис происходили процессы спрединга, и нет никаких признаков их сокращения. Обе окраины Тетиса были пассивными и находились в состоянии растяжения и погружения. В состоянии растяжения находилась и прилегающая с севера Скифская плита Предкавказья, и Иранский срединный массив (микроконтинент).
Завершение киммерийского этапа — рубеж аалена и байоса
На рубеже аалена и байоса северная окраина Малокавказской ветви Тетиса стала активной; там началась субдукция океанической коры под край Лавразийской континентальной плиты. Однако это была лишь крат-
ковременная (до 3 млн лет) начальная амагматическая фаза субдукции (Ломизе, Панов, 2001), при которой океаническая кора еще не могла легко погружаться под континент, а «упиралась» в край Лавразийской плиты, создавая интенсивные напряжения сжатия на всей 500-километровой ее теперь уже активной окраине. Это сжатие привело прежде всего к общему поднятию всей окраины и перерыву в осадконакоплении на рубеже аалена и байоса.
На территории Закавказского срединного массива, с неглубоким залеганием фундамента, сжатие привело к относительно небольшим деформациям нижнеюрских отложений чехла, которые грузинские геологи связывают с дзирульской фазой киммерийской эпохи складчатости (Цагарели, 1980).
Севернее интенсивное сжатие привело к закрытию лейас-ааленского бассейна Большого Кавказа и надвиганию коровой пластины его северного борта на отложения осевой части и южного борта бассейна по поверхности современного Главного надвига. При своем перемещении к югу надвиговая пластина северного борта расчленялась на ряд дигитаций, надвинутых друг на друга в том же направлении, с развитием интенсивной принадвиговой складчатости. Под Главным надвигом на месте осевой части и южного борта Большекавказского бассейна сформировалась при этом складчато-чешуйчатая структура аккреционного типа. Она состояла из ряда чешуй, надвинутых друг на друга и сложенных породами осевой части и южного борта бассейна и пластинами чехла Закавказского массива, сорванными с его фундамента. Предбайос-ский возраст складчато-надвигового сооружения осевой части Большого Кавказа доказывается наличием множества секущих диабаз-долеритовых даек байос-ского возраста. В целом это наиболее значительный результат проявления дзирульской фазы сжатия (рис. 2).
Еще севернее, на Скифской плите, напряжения сжатия реализовались в закрытии всех грабенообраз-ных прогибов, формировавшихся в лейасе — аалене. В самом южном и самом крупном из них — Пшекиш-Тырныаузском — закрытие сопровождалось складчатостью (та же дзирульская фаза) и перемещением малоамплитудных тектонических покровов (Панов, Ломизе, 2007).
Напряжения сжатия проявились и к югу от Малокавказского бассейна — на Иранском микроконтиненте. Здесь, как и на Скифской плите, произошло закрытие всех грабенообразных прогибов, развивавшихся в ранней юре, а заполняющие их отложения были интенсивно деформированы.
Никаких свидетельств проявления напряжений сжатия в южной части КИС — нет. Здесь продолжалось расширение Периаравийской ветви Тетиса на месте Внутреннего Загроса и погружение пассивной окраины — миогеосинклинального прогиба Внешнего Загроса.
Изложенный материал ясно показывает, что на рубеже аалена и байоса произошло резкое изменение геодинамического режима в северной части КИС Сре-
Геохронологическая шкала
Западно-Кубанский краевой прогиб
Большой Кавказ
-и - и - о - и -
о - о - о -о - о - "т: п~.
Северная часть Закавказского срединного массива
23
Рз
34
Р2
55
Р1
К2т
К2ср
К^ 4 80
К2сп
К2ст К,а1
100
К,а
пс
120
-140
и3о-кт
и2к
-160
180
р о° о0 о0 о0 ° о.° о ° о.° 0 °
-|-_о и--о и-Ъ и-Ъ и-1
о -о - о - о - о
о— о— о■ о р - о - о - о- о — о —о —о —о — о -о - о - о - о - р- Р- о- Р,-
16
24 32
к
млн лет
500
О/ '/Л/
// ''/О
///,
'// ////-
// /V,
о- о- о- о- о- о-Г> -„г> -„<-> -„п -„п -„п -„г - О - о - о - о - о - о
О - о - О -Р - О -р -,- Р- О- Р- Р- О- Р-
Р "V,0
-о-о-о-о-о-о
° т;0
,- р- о— о- о— о— о-ь - о - о - о - о - о - с Гг О - а - о - о - о - о о - о -о -о - о -о -
- О- С- О,- О- О- Р-
Р п° п°
о ° о"
К?-\7-\7—\7-
~1—-—-чТ""
2500 м
- о - о
с т;
- Р- ш
4
5
Южная часть Закавказского срединного массива (Сомхето-Кафанская зона)
Севанская зона
Иранский срединный массив
Внутренний Загрос
Внешний Загрос
ш ш
V
д
V V V
/ V V :Ч|
V V "V
V V V
/л
I? о-
+
ж
10 11 12
13
14
15
диземноморского пояса. С этого времени вся территория Кавказа (к северу от Малокавказской сутуры) и Предкавказья стала развиваться в режиме активной окраины и постоянно находилась в условиях сжатия. Поскольку это не затронуло южную часть КИС, причину перестройки геодинамического режима следует искать на севере. М.Г. Ломизе и Д.И. Панов (2001) предполагают, что такой причиной является начавшееся именно со средней юры надвигание северного континентального обрамления Тетиса к югу на океаническую литосферу, что и обусловило заложение зоны субдукции и превращение пассивной окраины в активную.
Ранний этап среднеальпийской эпохи — байос — турон
Малокавказская ветвь Тетиса продолжала свое развитие (Ломизе, Панов, 1992, 2001). Ширина океанического бассейна, несмотря на субдукцию на северной активной окраине, оставалась постоянной за счет процесса спрединга, продолжавшегося в его южной части. Об этом свидетельствуют продолжавшееся до конца апта накопление глубоководной эффузивно-радиоляритовой серии (рис. 2) и отсутствие признаков субдукции на южной окраине Малокавказского бассейна.
Значительное сокращение бассейна произошло только в предальбское время, что сопровождалось интенсивными деформациями океанической литосферы, включая явления тектонической дивертику-ляции (Ломизе, 1994). Сокращение ширины бассейна привело к надвиганию пластин уже образовавшихся офиолитов друг на друга и сдваиванию разреза. Эта фаза сжатия не является спецификой КИС; она свидетельствует о проявлении здесь австрийской фазы складчатости, сыгравшей значительную роль в развитии всей европейской части Средиземноморского пояса (Книппер, 1985).
Проявлением австрийской фазы не закончилось развитие Малокавказского бассейна. Поверх дислоцированных офиолитов здесь заложился глубокий флишевый прогиб, в котором накопилась мощная толща терригенного флиша альба—сеномана, венчающаяся олистостромой (турон—коньяк ?).
Северная окраина Малокавказского бассейна на протяжении всего этапа оставалась активной, с про-
явлением уже основной («магматической») фазы суб-дукции (Ломизе, Панов, 2001).
Над зоной субдукции возник Понтийско-Закавказ-ский окраинно-континентальный вулканоплутони-ческий пояс. Вначале, в байосе, проявления вулканизма были грандиозны: байосская «порфиритовая» серия достигает 3000 м мощности, а пояс занимал всю территорию Закавказского срединного массива и частично южного борта уже закрывшегося к тому времени Большекавказского бассейна. В дальнейшем, с бата до раннего сантона, проявления вулканизма были менее значительны, а весь пояс сосредоточился только в южной части Закавказского массива, в Сом-хето-Кафанской зоне — непосредственно над зоной субдукции (рис. 2). В конце бата произошло внедрение гранитоидных интрузий на всей территории Закавказского срединного массива и на южном склоне Большого Кавказа, что связано с фазой усиления суб-дукции. Вторая фаза внедрения интрузий — грано-диоритового состава фиксируется уже только в Сомхето-Кафанской зоне в конце раннего мела. Она сопровождается поднятием и перерывом в осадкона-коплении и может связываться с проявлением здесь австрийской фазы сжатия, и опять же с усилением процесса субдукции.
В северной части Закавказского массива возобновилось и продолжалось до конца эоцена накопление маломощных терригенно-карбонатных отложений чехла.
В байосе и бате севернее Закавказского вулкано-плутонического пояса на территории южного склона Большого Кавказа в условиях местного растяжения возник узкий, но глубокий тыловой прогиб, заполнявшийся мощными толщами глубоководных глинистых или терригенных флишевых образований (Ло-мизе, Панов, 1992). В конце бата этот прогиб испытал фазу сжатия (со складчато-надвиговыми дислокациями и внедрением гранитов) вследствие надвигания на него центральнокавказских поднятий — киммерийских складчато-надвиговых сооружений, а затем продолжил свое развитие до конца эоцена уже в виде флишевого прогиба Южного склона (рис. 2).
В байосе в момент активного формирования цент-ральнокавказских поднятий они также представляли собой местные зоны растяжения, где формировались рои послескладчатых — секущих диабазовых и доле-ритовых даек.
Рис. 2. Типы и мощности мезо-кайнозойских отложений в разных тектонических зонах Кавказо-Иранского сегмента: 1—3 — отложения позднекайнозойских межгорных впадин и краевых прогибов: 1 — континентальные обломочные молассы (в том числе угленосные), 2 — «лагунные»: терригенные, мергелистые, глинистые и т.п. молассы, 3 — морские глинистые молассы; 4—5 — чехлы эпигерцинской Скифской плиты и срединных массивов: 4 — карбонатно-терригенные мелководно-морские отложения, 5 — континентальные обломочные (в том числе угленосные) отложения; 6—7 — отложения миогеосинклинального прогиба на пассивной окраине: 6 — терригенно-карбонатные мелководные, 7 — относительно глубоководные (с радиоляритами); 8 — 9 — отложения тыловых, задуговых, пострифтовых бассейнов: 8 — терригенный и карбонатный флиш, 9 — глинистые и флишоидные образования тылового (задугового) бассейна; 10—11 — окраинно-континентальные вулканоплутонические пояса (а — Закавказский, б — Урмия-Дохтар): 10 — вулканогенные и осадочные комплексы, 11 — внедрение гранитоидов; 12—14 — отложения бассейнов Горного Крыма и Большого Кавказа: 12 — глинистые и флишевые относительно глубоководные образования, 13 — обломочные образования (мелководно-морские), 14 — горизонты «подушечных» базальтов; 15 — эффузивно-радиоляритовая серия (с глинистыми сланцами и пелагическими известняками) в бассейнах океанического типа; 16 — палеогеновые вулканиты на активной окраине; 17—19 — тектонические проявления: 17 — проявление интенсивной складчатости, 18 — надвигообразование, 19 — слабые тектонические деформации чехлов эпигерцинской плиты и срединных массивов
К северу от центральнокавказских поднятий располагались эпиконтинентальные бассейны Северного склона, которые по мере роста поднятий постепенно смещались далее к северу на территорию Скифской плиты. В них и формировался ее маломощный платформенный чехол.
Иранский микроконтинент на протяжении всего этапа оставался слабо погруженным. Как и Закавказский массив, он только частично покрывался маломощным терригенно-карбонатным чехлом.
В южной — Периаравийской — ветви Тетиса продолжалось развитие расширяющегося океанического бассейна. В офиолитах Южной Анатолии, принадлежащих этому бассейну, М.Г. Ломизе (1994) также отмечает явление тектонической дивертикуляции в предальбское время. Следовательно, и в этом бассейне проявилась австрийская фаза сжатия. Однако здесь она проявилась слабее и не привела к прекращению накопления глубоководной эффузивно-радиолярито-вой серии, которое продолжалось до турона включительно (рис. 2). На это же указывает и отсутствие признаков субдукции на бортах бассейна.
Сказанное в еще большей степени относится к зоне Внешнего Загроса. На протяжении всего этапа здесь продолжалось практически без изменений формирование миогеосинклинального прогиба на южной — пассивной окраине Тетиса.
Таким образом, только в среднеальпийскую эпоху КИС Средиземноморского пояса установилась та схема тектонической эволюции, которая обычно считается характерной для всего мезо-кайнозоя (Коро-новский и др., 1997). А именно: наличие северной — активной окраины и южной — пассивной.
Примерно в середине раннего этапа среднеальпий-ской эпохи (предальбское время) в обоих океанических бассейнах проявилась австрийская фаза сжатия. Но в северном — Малокавказском, уже имевшем северную активную окраину, она привела к закрытию обширного океанического бассейна и развитию в дальнейшем на его месте уже узкого флишевого бассейна. А в южном — Периаравийском бассейне она выразилась только в тектонической дивертикуляции офиолитов, а сам бассейн продолжал существовать, даже сохраняя свою ширину.
Следовательно, источник напряжений, вызвавших австрийскую фазу сжатия, следует искать на севере. Скорее всего, это продолжение перемещения к югу северного — Лавразийского континента, которое началось в начале байоса (см. выше), вызвав дзируль-скую фазу сжатия, и продолжалось на протяжении всего этапа, усилившись в предальбское время, что и вызвало австрийскую фазу. Никаких признаков источника напряжений сжатия с юга — нет, да, наверное, и быть не может. Как известно, до середины позднего мела фрагменты уже распадавшейся в это время Гондваны перемещались в субширотном направлении — к западу и востоку, а потому и не могли вызвать сокращение ширины Тетиса с юга.
Завершение раннего этапа среднеальпийской эпохи — коньяк
На рубеже раннего и позднего коньяка произошло столкновение Закавказского срединного массива и Иранского микроконтинента, которое привело к полному закрытию Малокавказского бассейна и образованию на его месте офиолитовой сутуры. Сформировавшиеся в нем офиолиты и осадочные толщи были выжаты к югу и северу на 60—80 км в виде аллохтон-ных пластин и тектонических покровов поверх отложений чехла срединного массива и микроконтинента. Полное закрытие Малокавказского бассейна и соответственно прекращение субдукции на его активной окраине обусловило и завершение развития Понтийско-Закавказского вулканического пояса. Последняя крупная вспышка субдукуционного вулканизма отмечается здесь в туронское—раннесантонское время.
В середине позднего мела (после турона, но до маастрихта) произошло (впервые !) резкое сокращение ширины южного — Периаравийского океана. Это привело к обдукции сформировавшихся в нем офиоли-тов, которые в виде многочисленных тектонических покровов переместились к югу поверх осадочных толщ миогеосинклинального прогиба на пассивной окраине (Внешний Загрос). Однако ввиду того, что до турона океан не сокращался и был достаточно широк, сжатие в середине позднего мела не привело к закрытию бассейна с океанической литосферой. Бассейн лишь стал асимметричным: его северная окраина (с Иранским микроконтинентом) стала активной, там происходила субдукция остатков океанической коры, а над зоной субдукции начал свое формирование вулканоплутонический пояс Урмия-Дохтар.
Таким образом, можно констатировать, что в середине позднего мела обе ветви океанического бассейна Тетис испытали резкое сокращение. Оно было очень значительным, о чем свидетельствует обдукция офи-олитов и их перемещение на смежные территории в виде тектонических покровов. По времени эти явления соответствуют субгерцинской тектонической фазе, по Г. Штилле. Поскольку они проявились практически в равной степени в обеих ветвях Тетиса, источник напряжений сжатия должен быть не только на севере, но и на юге. Действительно, именно в середине позднего мела начали развиваться Центрально-Индийская и Юго-Западная зоны спрединга в Индийском океане. Африкано-Аравийская плита отделилась от Антарктиды, Индостанская — от Мадагаскара, и обе они начали интенсивное перемещение к северу. Это и привело к быстрому сокращению ширины Тетиса, причем именно с юга.
Характерно, что субгерцинская фаза сжатия совсем не затронула области с континентальной корой: обе окраины и Иранский микроконтинент. Проявления субгерцинской складчатости не отмечены даже во флишевом прогибе южного склона Большого Кавказа и в более поздних, возникших с альба, рифто-
генных прогибах: Аджаро-Триалетском, Талышском и Еревано-Ордубадском. По-видимому, это связано с тем, что к середине позднего мела в КИС еще существовали две ветви океанического бассейна Тетис (с тонкой корой) и напряжения субгерцинской фазы сжатия могли реализоваться только в них, не затрагивая площади с более мощной и жесткой континентальной корой.
Поздний этап среднеальпийской эпохи — сантон — эоцен
Наиболее активными тектоническими структурами на данном этапе были многочисленные флишевые прогибы (рис. 2). Самый северный из них, самый ранний по времени заложения и «самый флишевый» — прогиб Южного склона Большого Кавказа. Он унаследовал положение тыловых байосско-батских прогибов (см. выше), возникших в зоне Южного склона под надвигом коровой пластины Северного склона. Флишевый прогиб заполнялся толщами терригенного и карбонатного флиша верхней юры, мела, палеоцена и эоцена. В процессе своего развития в условиях надвигания северной пластины он последовательно сокращался и смещался к югу, «накатываясь» на срединный массив. При этом он испытывал интенсивные склад-чато-надвиговые деформации, которые в его южной части сопровождались образованием тектонических покровов, надвинутых на Закавказский срединный массив.
Следующие к югу Аджаро-Триалетский и Талыш-ский прогибы являются флишевыми лишь отчасти. Как уже отмечалось, это рифтогенные прогибы, возникшие в альбе на теле Закавказского срединного массива. На протяжении рассматриваемого этапа они заполнялись карбонатными отложениями верхнего мела, туфогенно-терригенно-карбонатным флишем палеоцена — нижнего эоцена и вулканитами среднего эоцена.
Следующий к югу — Севанский прогиб, формировавшийся над Малокавказской офиолитовой суту-рой, вдоль которой продолжались (и продолжаются сейчас, чему свидетельство — Ленинаканское землетрясение) активные тектонические движения. В основании разреза (рис. 2) здесь залегают грубообломочные породы верхнего коньяка — сантона, выше — мощные толщи слоистых, пелитоморфных, возможно, глубоководных известняков кампана — маастрихта, а палеоген полностью аналогичен таковому в Аджаро-Триалетах.
Еревано-Ордубадский прогиб, располагался уже в пределах Нахичеванского массива (северная часть Иранского срединного массива). Формирование этого прогиба началось с позднего мела, который представлен мощной толщей известняков, налегающей на фундамент массива или на его маломощный юрский чехол. Палеоцен-эоценовые отложения и здесь такого же типа, как в Аджаро-Триалетах.
Таким образом, для всех прогибов, активно развивавшихся на срединных массивах (Закавказском и Иранском), характерен принципиально один и тот же тип разреза. Поскольку Аджаро-Триалетский прогиб явно рифтогенный, скорее всего и другие имеют тот же характер.
Остальная часть территории Закавказского и Иранского срединных массивов была приподнята, а местами перекрывалась маломощным, главным образом карбонатным чехлом (рис. 2). Особенность Иранского массива — проявление на обширных площадях вулканической деятельности в среднем эоцене. Вулканогенные толщи синхронны и сходны по своему строению с вулканитами, венчающими разрез рассмотренных выше прогибов, и, скорее всего, парагенетически с ними связаны. Характеристике палеогенового вулканизма и его месту в геологической истории КИС Средиземноморского пояса посвящена работа Н.В. Ко-роновского (1979).
В самой северной части рассматриваемой территории в эпиконтинентальных бассейнах на территории северного склона Большого Кавказа и Предкавказья продолжалось формирование платформенного чехла Скифской молодой плиты.
В целом вся территория от Предкавказья на севере до южного края Иранского массива на юге во второй половине позднего мела и первой половине палеогена представляла собой сильно разросшуюся к югу (за счет аккреции Иранского массива) активную лавразийскую окраину еще сохранившегося и завершавшего свое развитие Периаравийского океана (южной ветви Тети-са). Как уже отмечалось, в субгерцинскую фазу сжатия не произошло полного закрытия бассейна с океанической литосферой. В это время северная окраина бассейна впервые стала активной, с зоной субдукции, куда и погружалась океаническая кора. Над зоной субдукции именно с позднего мела началось формирование вулканоплутонического пояса Урмия-Дохтар (рис. 2). Это типичный окраинно-континентальный пояс, который начиная с позднего мела маркировал южный край Лавразийского континента. Развитие вулканического пояса продолжалось, по крайней мере, до конца эоцена, а следовательно, до конца эоцена продолжался процесс субдукции на активной окраине сокращающегося Периаравийского океанического бассейна. В этом сокращающемся бассейне накапливалась уже не эффузивно-радиоляритовая серия, а мощная толща терригенно-карбонатного флиша маастрихта — эоцена. Этот флишевый прогиб аналогичен по своей историко-геологической позиции альб-сеноманскому флишевому прогибу Малокавказского бассейна (рис. 2).
Южная окраина Периаравийского бассейна в зоне Внешнего Загроса оставалась пассивной; там продолжалось формирование миогеосинклинального прогиба.
Таким образом, и на позднем этапе среднеальпий-ской эпохи сохранялась сложившаяся к началу ее геодинамическая схема: северная окраина Тетиса актив-
ная, южная — пассивная. Только от Тетиса осталась лишь его сокращающаяся южная — Периаравийская ветвь.
Завершение среднеальпийской эпохи — конец эоцена
Конец эоцена — важнейшая фаза сжатия, проявившаяся по всей ширине КИС Средиземноморского пояса. Для всего Средиземноморского пояса это основная фаза альпийской складчатости (пиренейская фаза, по «канону» Г. Штиле).
В зоне Внутреннего Загроса в это время происходит полное закрытие южной — Периаравийской ветви Тетиса, на месте которой остается только тектонический шов — Главный надвиг Загроса. Сформировавшиеся в нем офиолиты вместе с перекрывавшими их флишевыми толщами были выжаты к югу на территорию пассивной окраины, образовав там вторую генерацию тектонических покровов. Закрытие Пери-аравийского бассейна привело к завершению и основного периода развития вулканического пояса Урмия-Дохтар. Однако вулканическая деятельность, хотя и в ослабленной форме, продолжалась там до миоцена. Это свидетельствует о продолжении (в более слабой форме) процесса субдукции в зоне Главного надвига уже в континентальных условиях. Видимо, после закрытия Периаравийского бассейна вслед за океанической корой, погрузившейся в зону субдук-ции, туда же стала погружаться и континентальная кора южной пассивной окраины (область Внешнего Загроса).
Это обстоятельство, возможно, является одной из причин отсутствия проявлений альпийской (пиренейской) фазы сжатия в конце эоцена на самой пассивной окраине — в миогеосинклинальном прогибе зоны Внешнего Загроса. Другая возможная причина — мощность жесткой континентальной коры — погруженного фундамента Африкано-Аравийской платформы, на котором развивалась пассивная окраина.
В противоположность этому на всей территории северной активной окраины альпийская (пиренейская) фаза сжатия в конце эоцена проявилась повсеместно, хотя и в различной форме.
К концу эоцена произошло закрытие всех флише-вых бассейнов, которые подверглись интенсивным складчато-надвиговым деформациям и превратились во воздымающиеся складчатые сооружения, надвинутые на смежные срединные массивы. Особенно активно это проявилось в зоне Южного склона Большого Кавказа, где в южной части постоянно смещавшегося к югу флишевого прогиба к концу эоцена сформировалась серия тектонических покровов, перекрывших значительную часть Закавказского срединного массива.
На территории срединных массивов альпийская (пиренейская) фаза сжатия выражена в деформациях их чехлов: слабых — в центральных частях массивов, все более значительных — вблизи формирующихся складчато-надвиговых сооружений. В южной части Закавказского и северной части Нахичеванского мас-
сивов, вблизи Малокавказской офиолитовой сутуры, где отложения чехлов довольно сильно дислоцированы, в складчатых структурах участвуют и офиолито-вые покровы, выдавленные из сутуры к северу и югу.
Тектонические деформации альпийской (пиренейской) фазы проявились и на Большом Кавказе к северу от флишевого прогиба. В центральнокавказ-ских поднятиях они плохо диагностируются из-за развития киммерийской (дзирульской) складчатости. А на северном склоне их типичными примерами являются коробчатая складчатость Дагестана, крутые продольные взбросонадвиги в Осетии и Ингушетии и другие структуры.
Альпийская (пиренейская) фаза сжатия (складчатости), проявившаяся как основная на всем протяжении Средиземноморского пояса от Гибралтара до Гималаев, связана, как и предыдущая, со структурной перестройкой в бассейне Индийского океана. В конце эоцена отмерли все еще существовавшие древние оси спрединга и резко усилилось развитие современных: Центрально-Индийской и Юго-Западной. Резко ускорившееся при этом перемещение к северу Афри-кано-Аравийского и Индостанского фрагментов Гонд-ваны привело к закрытию Тетиса как океанического бассейна. Это сопровождалось сжатием, интенсивным проявлением складчато-надвиговых деформаций, включая перемещение тектонических покровов, и привело к формированию Средиземноморского складчатого пояса, вступившего с олигоцена в орогенный этап своего развития.
Позднеальпийская эпоха — олигоцен — квартер
Вся территория активной окраины от Хамаданской зоны на юге до Большого Кавказа на севере представляла собою складчатую область, вступившую в ороген-ный этап развития. На Большом Кавказе, в большинстве тектонических зон Малого Кавказа, в Эльбурсе, Хамаданской зоне и др. происходило сводовое поднятие складчато-надвиговых систем и формирование горных сооружений. Горные сооружения образовали и древние вулкано-плутонические пояса: Понтийско-Закавказский и Урмия-Дохтар. Вдоль северного края Большого Кавказа развивались Индоло-Кубанский и Терско-Каспийский краевые прогибы. В северной части Закавказского срединного массива, между Большим и Малым Кавказом формировались Рионская и Куринская межгорные впадины. Приараксинская межгорная впадина отделила северную часть Иранского массива — Нахичеванский массив — от его основной части. На основной части Иранского массива также формировались обширные межгорные впадины. Обстоятельная характеристика этих структурных элементов и их развития имеется в работах Н.В. Короновского, Е.Е. Милановского, В.Е. Хаина и др.
С юга активная окраина ограничивалась зоной суб-дукции (зона Главного надвига Загроса), по которой вплоть до конца миоцена происходило, видимо, до-
статочно вялое погружение континентальной коры южной пассивной окраины к северу. В.Е. Хаин (2007) называл такой процесс псевдосубдукцией. Соответственно до конца миоцена на пассивной окраине продолжалось, без существенных изменений, развитие миогеосинклинального бассейна, заполнявшегося мелководно-морскими карбонатными отложениями (рис. 2).
Только на рубеже миоцена и плиоцена в миогео-синклинальном бассейне отмечается фаза сжатия, довольно простая, но типичная линейная складчатость и формирование складчатой области Внешнего Загроса, вступившей (только с плиоцена!) в ороген-ный этап своего развития. Соответственно только с плиоцена начинается развитие Месопотамского краевого прогиба на границе с Аравийской платформой.
Фаза сжатия в конце миоцена, соответствующая по времени аттической фазе складчатости (по «канону» Г. Штиле), отчетливо проявилась только в зоне Внешнего Загроса, т.е. на самом юге КИС. Логично связывать ее с происходившим именно в это время раскрытием Аденского залива и Красного моря, в результате чего Аравия, частично отделившись от Африки, испытала заметное перемещение к северу.
В отличие от предшествующей пиренейской фазы альпийских деформаций, тоже связанной с перемещением фрагментов Гондваны к северу, аттическая фаза сжатия проявилась именно (и только!) во Внешнем Загросе. Причин тому может быть две. Во-первых, к концу миоцена на территории активной окраины уже не было бассейнов геосинклинального типа (например, флишевых прогибов), и она представляла собой теперь единую континентальную окраину Евразии, могущую служить жестким «упором». И второе, к концу миоцена прекратилась субдукция континентальной коры Внешнего Загроса к северу, на что указывает отмирание надсубдукционного вулканического пояса Урмия-Дохтар. Теперь континентальная кора Внешнего Загроса не «ныряла» под континентальную же кору Евразии, а «упиралась» в ее жесткий край, что не могло не вызвать сильных напряжений сжатия.
Заключение
Главная особенность развития Кавказо-Иранского сегмента Средиземноморского пояса в мезозое и палеогене — наличие двух ветвей (Малокавказской и Периаравийской) океанического бассейна Тетис, разделенных Иранским микроконтинентом.
В своем развитии в мезозое и кайнозое КИС прошел четыре этапа, первые три из которых завершились фазами сжатия и интенсивных тектонических деформаций. Каждому этапу был свойствен свой геодинамический режим и особенности развития структурных элементов.
На первом этапе — в киммерийскую эпоху (ранняя юра и аален) вся территория КИС находилась в со-
стоянии растяжения. В обеих ветвях Тетиса проходил спрединг, расширение океанической коры, обе окраины были пассивными. Этап завершился фазой сокращения и сжатия в начале байоса, которая проявилась только в северной части КИС. Северная окраина Малокавказского бассейна стала активной, что сопровождалось тектоническими деформациями дзирульской фазы.
В среднеальпийскую эпоху (байос — эоцен) установилась новая схема геодинамического режима КИС: северная часть находилась в состоянии сжатия и имела активную окраину, южная часть — в состоянии растяжения, с пассивной окраиной. На протяжении среднеальпийской эпохи обособляются два этапа.
На раннем этапе (байос — турон) среднеальпий-ской эпохи Малокавказский бассейн имел северную активную окраину, которая маркировалась Понтий-ско-Закавказским вулканоплутоническим поясом. Южный — Периаравийский бассейн имел южную пассивную окраину и продолжал расширяться. Этап завершился фазой сжатия в коньякское время, закрытием Малокавказского бассейна, что сопровождалось тектоническими деформациями субгерцин-ской фазы и присоединением (аккрецией) Иранского микроконтинента к территории Лавразии. В южном — Периаравийском бассейне субгерцинская фаза сжатия проявилась только в его сокращении и интенсивных тектонических деформациях — формировании первой генерации тектонических покровов.
На позднем этапе (сантон — эоцен) среднеальпий-ской эпохи продолжалось развитие только южного — Периаравийского бассейна. Он находился в состоянии сокращения, его северная окраина была активной. Там происходила субдукция его коры под Лавразий-ский континент, край которого маркировался теперь вулканическим поясом Урмия-Дохтар. Этап завершился крупнейшей фазой сжатия в конце эоцена, которая привела к закрытию Периаравийского бассейна, выжиманию из него второй генерации тектонических покровов и проявлению других тектонических деформаций альпийской (пиренейской) фазы на всей территории активной окраины. Здесь возникла обширная складчатая область, вступившая в орогенный этап развития.
Совершенно иная тектоническая обстановка характерна для позднеальпийской эпохи. Основная часть КИС — к северу от Главного надвига Загроса, где до конца миоцена продолжался процесс субдукции (псевдосубдукции, по В.Е. Хаину), представляла собой воздымающуюся горно-складчатую область альпийского возраста, находившуюся на орогенном этапе развития. В зоне Внешнего Загроса до конца миоцена продолжалось развитие миогеосинклинального бассейна южной пассивной окраины. В конце миоцена и здесь имела место фаза сжатия, проявление складчатости (аттическая фаза) и формирование складчатой области Внешнего Загроса, которая вошла теперь в состав единого Средиземноморского складчатого пояса.
В развитии обеих ветвей океана Тетис очень четко обособляются ранний — основной и более короткий поздний (заключительный) этапы. В Малокавказском бассейне это соответственно с позднего триаса до апта и с альба до турона, в Периаравийском — с лейаса до турона и с маастрихта до эоцена (рис. 2). На раннем этапе в условиях расширения и углубления бассейна накапливались породы эффузивно-радиоляритовой серии: «подушечные» базальты, радиоляриты, меньше — глинистые сланцы и пелагические известняки. Вместе с комплексом параллельных диабазовых даек, телами габбро и ультрабазитов они и формировали офиолитовую ассоциацию. На позднем этапе в условиях сокращения, в более узких бассейнах вплоть до их закрытия происходило накопление формации терри-генного флиша. Переход к позднему этапу достаточно резок и сопровождался значительными тектоническими деформациями, включая тектоническую дивер-тикуляцию офиолитов в Малокавказском бассейне и формирование первой генерации тектонических покровов в Периаравийском.
Отмеченные выше особенности развития океанических бассейнов имеют не только местное, но и более общее значение. Подобные этапы фиксируются в развитии палеоокеанических бассейнов в других областях Средиземноморского пояса (например, в Альпах) и даже в развитии Южно-Анюйского океана в Верхоянье в позднеюрское—раннемеловое время (Зоненшайн и др., 1990).
Наиболее интенсивное за весь мезо-кайнозой накопление морских песчано-глинистых толщ происходило в киммерийскую эпоху в лейас-ааленском рифтогенном бассейне Большого Кавказа, располагавшемся на северной пассивной окраине и отделенном от океана Закавказским срединным массивом. Здесь концентрировался весь обломочный материал, сносившийся с обширной суши Скифской платформы. Аналогом этого бассейна можно считать Верхоянский бассейн, также отделенный от Южно-Анюй-ского океана полосой слабо погруженных срединных массивов. В этом бассейне скапливался весь обломочный материал, сносившийся с приподнятой Сибирской платформы, формируя песчано-глинистую верхоянскую серию (Р23 — М2) огромной мощности (Зоненшайн и др., 1990).
В среднеальпийскую эпоху накопление отложений большой мощности происходило сначала в байос-батских прогибах в тылу Закавказского вулканического пояса, а в позднем мезозое и палеогене — во всех флишевых прогибах. Эти прогибы формировались на северной активной окраине в условиях дифференциальных тектонических движений. Развитие
флишевых прогибов, особенно на позднем этапе (сан-тон — эоцен) среднеальпийской эпохи, характерно не только для КИС, но и для других областей Средиземноморского пояса (Альпы, Карпаты и др.).
Накопление минимальных мощностей отложений характерно для срединных массивов, что связано со слабой тектонической активностью этих блоков континентальной коры.
Не будем касаться закономерностей развития магматизма в КИС. Это подробно рассмотрено в работе Н.В. Короновского и др. (1997).
В отношении тектонических событий остановимся на двух важных выводах.
Первое: все отмеченные выше фазы сжатия и тектонических деформаций в КИС в мезо-кайнозое связаны исключительно с внешними факторами. Ранние фазы (дзирульская в начале байоса и австрийская перед альбом) связаны с перемещением к югу континента Лавразии. Более поздние (субгерцинская в коньяке, альпийская — пиренейская в конце эоцена и позднеальпийская — аттическая в конце миоцена) — с движением к северу фрагментов распадающейся Гондваны.
И второе, не менее важное. Не все фазы тектонических деформаций связаны с явлениями коллизии при закрытии бассейнов. Напряжения сжатия, обусловившие эти деформации, могли быть связаны и с другими явлениями. Как уже отмечалось, самая ранняя (начало байоса) — дзирульская фаза была связана с проявлением начальной — амагматической фазы субдукции на северной окраине Малокавказского бассейна. Следующая — австрийская фаза (перед альбом) была связана с усилением процессов субдукции при резком сокращении ширины обеих ветвей Тети-са. И только последующие фазы связаны с коллизией и закрытием бассейнов: субгерцинская (коньяк) — с закрытием Малокавказского океана, альпийская — пиренейская (конец эоцена) — с закрытием Периара-вийского океана, и позднеальпийская — аттическая (конец миоцена) — с замыканием миогеосинкли-нального прогиба Внешнего Загроса — реликта южной пассивной окраины. Это обстоятельство — возможность проявления фазы деформаций без (или до) коллизии, должно учитываться и при анализе других складчатых областей как в Средиземноморском поясе, так и вне его. Недавно этот вопрос уже затрагивал Ю.Г. Леонов (2007), а ранее В.Г. Казьмин и Н.Ф. Тихонова (2005).
Автор выражает искреннюю признательность И.В. Панченко, взявшему на себя труд компьютерного оформления графики к статье.
Гамкрелидзе И.П. Тектоническое развитие Анатолийско-Кавказско-Иранского сегмента Средиземноморского пояса // Геотектоника. 1977. № 3. С. 25—37.
Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Складчатые пояса Северо-Востока СССР, Таймыра и Арктики //
Тектоника литосферных плит территории СССР. Кн. 2. М.: Недра, 1990. С. 34—112
Казьмин В.Г., Тихонова Н.Ф. Раннемезозойские окраинные моря в Черноморско-Кавказском регионе: палеотектони-ческие реконструкции // Геотектоника. 2005. № 5. С. 20—35.
Книппер А.Л. Движения австрийской фазы в океанической коре Тетиса: характер проявления, последствия и возможные причины // Геотектоника. 1985. № 2. С. 3—15.
Книппер А.Л., Сатиан М.А., Брагин Н.Ю. Верхнетриасовые — нижнеюрские вулканогенно-осадочные отложения Старого Зодского перевала (Закавказье) // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1997. Т. 5, № 3. С. 58—65.
Короновский Н.В. Палеогеновый вулканизм в геологической истории Ближнего и Среднего Востока // Вестн. Моск ун-та. Сер. 4. Геол. 1979. № 2—3. С. 3—16, 30—42.
Короновский Н.В., Ломизе М.Г., Гущин А.И. и др. Главные события в тектонической эволюции Кавказского сегмента Средиземноморского складчатого пояса // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геол. 1997. № 4. С. 5—12.
Леонов Г.П., Логинова Г.А., Панов Д.И. Основные области и зоны осадконакопления в пределах Ближне-Средневос-точной части Альпийского пояса Евразии в юрское, меловое и палеогеновое время // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геол. 1974. № 2. С. 32—47.
Леонов Ю.Г. Киммерийская и позднеальпийская тектоника Большого Кавказа // Большой Кавказ в альпийскую эпоху. М.: ГЕОС, 2007. С. 317—340.
Ломизе М.Г. Размещение офиолитовых зон Среднего Востока // Геол. и полезн. ископаемые стран Азии, Африки и Латин. Америки. Межвуз. сб. Вып. 2. М.: УДН им. П. Лу-мумбы. 1977. С. 74—89.
Ломизе М.Г. Тектоническая дивертикуляция в офиоли-тах Малого Кавказа и Анатолии // Бюл. МОИП. Отд геол. 1994. Т. 69, вып. 2. С. 19—27.
Ломизе М.Г., Панов Д.И. Основные этапы тектономаг-матического развития // Юра Кавказа. Тр. МСК. 1992. Т. 22. С. 158—164.
Ломизе М.Г., Панов Д.И. Амагматическая начальная фаза субдукции на Крымско-Кавказской окраине Тетиса // Геотектоника. 2001. № 4. С. 78—92.
Лордкипанидзе М.Б. Альпийский вулканизм и геодинамика центрального сегмента Средиземноморского складчатого пояса // Тр. ГИН АН ГССР. Нов. сер. Вып. 69. Тбилиси: Мецниереба, 1980. 162 с.
Милановский Е.Е., Хаин В.Е. Геологическое строение Кавказа. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1963. 351 с.
Милановский Е.Е., Хаин В.Е. Альпийская складчатая область: Западный Эльбурс и впадины Центрального Ирана,
Большой Кавказ, Малый Кавказ // Тектоника Европы. М.: Недра, 1964. С. 242—261.
Никишин А.М., Циглер П.А., Панов Д.И. и др. Позднепа-леозойская, мезозойская и кайнозойская тектоническая история и геодинамика южной части Восточной Европы // 400 миллионов лет геологической истории южной части Восточной Европы. М.: Геокарт, ГЕОС, 2005. С. 39—163.
Панов Д.И., Ломизе М.Г. Ранняя и средняя юра Большого Кавказа // Большой Кавказ в альпийскую эпоху. М.: ГЕОС, 2007. С. 39—110.
Панов Д.И., Стафеев А.Н. Ранне- и среднеюрская история Скифской и Туранской плит // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геол. 2000. № 2. С. 19—27.
Ростовцев К.О., Прозоровская Е.Л., Вукс В.Я., Беленкова В.С. Юрские отложения южной части Закавказья // Тр. МСК. 1985. Т. 15. Л.: Наука, 1985. 234 с.
Хаин В.Е. Региональная геотектоника. Альпийский Средиземноморский пояс. М.: Наука, 1984. 344 с.
Хаин В.Е. Тектоника континентов и океанов. М.: Научный мир, 2001. 606 с.
Хаин В.Е. Мезозойско-кайнозойские аккреционные комплексы Большого Кавказа // Докл. АН. 2007. Т. 413, № 5. С. 661—665.
Хаин В.Е., Кац Я.Г., Сеславинский А.Г. Тектоническое районирование и основные черты современной структуры Альпийского пояса Ближнего и Среднего Востока. Ст. 1. Западный сегмент // Изв. вузов. Геол. и разведка. 1973. № 3. С. 3—17.
Цагарели А.Л. Фазы складчатости альпийского цикла на Кавказе //Тектоника. Геология альпид тетисного происхождения. М.: Наука, 1980. С. 187—192.
Leonov G.P., Loginova G.A., Panov D.I. Principal zones and regions of sedimentation within the Near-Middle East part of Alpine Belt of Europe and Asia in Jurassic, Cretaceous and Palaeogene times // Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, Memoria XIV: "Contributi stratigrafici e paleogeografici sul Mesozoico della Tetide". Milano, 1974. P. 251—289.
Nikishin A.M., Ziegler P.A., Panov D.I. et al. Mesozoic and Cainozoic evolution of the Scythian platform — Black Sea — Caucasus domain // "Peri — Tethyan Rift / Wrench Basins and Passive Margins." Peri-Tethys Memoir 6. Mem. Mus. Nath. Hist. nat. T. 186. Paris, 2001. P. 235—346.
PHASES OF GEOLOGICAL EVOLUTION OF CAUCASUS-IRANIAN SEGMENT OF MEDITERRANEAN FOLD BELT DURING MESOZOIC AND CENOZOIC
D.I. Panov
During the Mesozoic and Cenozoic there were two branches of the Tethys Ocean (Minor Caucasus and Peri-Arabian) in the Caucasus-Iranian segment (CIS) of the Mediterranean fold belt. These branches were divided by the Iranian microcontinent. During the Cimmerian epoch (Liasian — Aalenian) all the area of the CIS was in a state of expansion and both continental margins were passive. In Mid-Alpine epoch (Bajocian — Eocene) the northern part of the CIS was in a state of compression and the northern margins of the oceanic basins became active. They were marked by volcanic-plutonic belts. At the same time the southern part of the CIS was in a state of expansion and the continental margins were passive. The oceanic basins were closed sequentially: the northern one (Minor Caucasus) in the Coniacian, the southern one (Peri-Arabian) at the end of Eocene. During the late Alpine epoch (Oligocene — Quaternary) the area of the CIS represented by mountain folded region on the o0rogenic stage of development. Only in the Zagros a myogeosynclinal trough existed as a relict of the southern passive margin until the end of the Miocene.
Key words: geodynamics, Tethys, margins, volcanism, orogenesis, Mesozoic, Cenozoic, Caucasus, Iran.
Сведения об авторе: Панов Дмитрий Иванович — канд. геол.-минерал. наук, доц. каф. региональной геологии и истории Земли геологического ф-та МГУ имени М.В. Ломоносова. Тел.: 8 (495) 939-49-28.
