CC BY
32
УДК 551.24(234.9+235.15) А.Л. Мейснер
ОСНОВНЫЕ РАЗЛОМЫ ВАЛА ШАТСКОГО И ИХ ВЛИЯНИЕ НА ФОМИРОВАНИЕ СТРУКТУРЫ ВОСТОЧНО-ЧЕРНОМОРСКОГО РЕГИОНА
Выделен разлом вдоль юго-западного края вала Шатского. Он продолжается на сушу, где пересекает Горный Крым. Интерпретация и анализ морских сейсморазведочных и магнитометрических данных, а также геологических материалов по суше дают основания считать, что разлом образовался в рифтовую стадию формирования Восточно-Черноморской впадины. В море разлом в настоящее время служит каналом миграции углеводородных флюидов. С Западного Кавказа в море прослежен другой разлом, который разделяет вал Шатского на две структурные части.
Ключевые слова: вал Шатского, Восточно-Черноморская впадина, Туапсинский прогиб, Закавказская плита, сейсморазведка, магниторазведка, магнитные аномалии, сейсмические аномалии, магматические интрузии, разлом.
The fault was traced along south-west edge of the Shatsky ridge. This fault has continuation onshore, where it crosses Mountain Crimea. Interpretation and analysis of marine seismic and magnetic data in combination with analysis of onshore geological data give us the reason to suppose that the fault had been forming during the rift stage of Eastern Black Sea basin generation process. Another fault runs through the Shatsky ridge and divides it on two parts. This two parts are characterized by different structure features. Obviously two systems of faults are pathways for a fluid migration.
Key words: Shatsky ridge, Eastern Black Sea basin, Tuapse through, Back Caucasus plate, exploration seismology, magnetic exploration, magnetic anomalies, seismic anomalies, magmatic intrusions, fault.
Введение. Вал Шатского — погребенное поднятие мезозойских и палеоцен-эоценовых пород, одна из трех крупнейших структур (две другие крупные структуры — Восточно-Черноморская кайнозойская впадина и Туапсинский олигоцен-миоценовый прогиб) Восточно-Черноморского региона. Эти структуры погребены под верхнемиоцен-четвертичным осадочным выполнением неотектонической впадины Черного моря. Вал Шатского прослеживается на протяжении 530 км в восточной части глубоководной впадины Черного моря от структур Закавказской плиты на суше в Абхазии до олигоцен-миоценового прогиба Сорокина, на севере сочленяющегося с Горным Крымом. Северо-восточный склон вала полого погружается под мощные олигоцен-миоценовые глины Туап-синского прогиба, который протягивается вдоль Западного Кавказа. Юго-западный склон вала Шатского, обращенный к палеоген-среднемиоценовой Восточно-Черноморской впадине, крутой и имеет более сложное строение. В научной литературе мало данных об этом склоне, относящемся к пограничной зоне между валом Шатского и Восточно-Черноморской впадиной; последняя вместе с Западно-Черноморской впадиной первоначально была синеклизой, они предшествовали образованию единой Черноморской тектонической впадины. М.В. Муратов в 1972 г. писал следующее: «Следует отметить, что в пределах земной коры глубоководной котловины Черного моря пока еще не выявлены глубинные разломы или какие-либо неоднородности, или элементы структуры, которые могли бы быть обнаружены при геофизических исследованиях и дать материал для решения вопроса о происхождении ее центральной части в связи с разломами» [Муратов, 1972]. Эта цитата актуальна и
в настоящее время, так как в ряде последующих работ, касающихся тектоники и геодинамических реконструкций, эти элементы структуры подробно не описывались.
Современные геологические и геофизические материалы позволяют дать более отчетливое представление о сочленении вала Шатского и Восточно-Черноморской впадины. Это сочленение представляет интерес в качестве одного из элементов геологической структуры Черного моря, связанного с разломами, которые влияли на образование и дальнейшее формирование Черноморской тектонической впадины. Кроме того, выделен поперечный разлом, который разделил вал Шатского на две части, различающиеся по внутренней структуре.
Обоснование выделения разлома в зоне сочленения вала Шатского и Восточно-Черноморской впадины. Во второй половине 60-х гг. ХХ в. выделена Алуштинско-Батумская магнитная аномалия, протягивающаяся от Горного Крыма до берегов Грузии, было высказано мнение, что полоса магнитных максимумов связана с внедрением по разломам магматических образований основного и ультраосновного состава [Маловиц-кий и др., 1972]. Однако привязки предполагаемых разломов к конкретным структурным формам тектонической впадины Черного моря в опубликованной литературе нет. Алуштинско-Батумская магнитная аномалия подходит к Горному Крыму между городами Ялта и Алушта [Шрейдер и др., 1997]. На суше в этом районе были выделены поперечные по отношению к Горному Крыму разломы. По поперечным разломам в Горном Крыму внедрялись интрузии габброидов первомайско-аюдагского комплекса, возраст которых оценивается как байосский [Латышев, Панов, 2008; Шнюков и др., 1997].
На южном краю этой зоны байосских интрузий, связанных с поперечными разломами Горного Крыма, находится интрузия Аюдаг, выступающая в море и представленная изверженными породами габбро-диоритового ряда. Магнитные свойства интрузии слабые. Средние значения магнитной восприимчивости составляют (20—30) 10-6 CGSM. Лишь в отдельных образцах, представленных порфировидными габбро-диоритами, отмечены повышенные значения магнитной восприимчивости (до 1170 10-6 CGSM). Значения остаточной намагниченности составляют до 100 10-6 CGSM, но в некоторых образцах определены повышенные значения (до 9768 10-6 CGSM) [Лебедев и др., 1967]. Слабые магнитные свойства интрузии соответствуют ее положению относительно Алуштин-ско-Батумской магнитной аномалии. Интрузия примыкает к этой полосе положительных аномалий. Следует ожидать, что интенсивные положительные магнитные аномалии в море связаны с магматическими телами, которые имеют более сильные магнитные свойства.
Это предположение, возможно, подтверждается данными о магнитных свойствах магматических пород в Грузии. Продолжение разломной зоны в море маркируется, как указывали Я.П. Маловицкий с соавторами, полосой магнитных аномалий, достигаю-
щей берегов Абхазии и Грузии [Маловицкий и др., 1972]. В Абхазии и Грузии на юго-восточном окончании этой зоны магнитных аномалий, так же как и в Горном Крыму, встречаются байосские магматические породы, здесь также выявлены положительные магнитные аномалии. Опубликованных материалов о магнитных свойствах байосских магматических пород в северо-западной части Закавказской плиты чрезвычайно мало. Тем не менее данные о магнитных свойствах магматических пород Закавказской плиты в районе Дзирульского выступа свидетельствуют, что здесь эти свойства выражены ярче, чем аналогичные магнитные свойства пород Аюдагской интрузии. Здесь магнитная восприимчивость байосских порфи-ритов составляет (1350—1880) 10-6 CGSM, остаточная намагниченность — до 17 800 10-6 CGSM [Асанидзе, Печерский, 1979].
Анализ данных сейсморазведки в восточной акватории Черного моря, широко опубликованных в России и за ее пределами [Афанасенков и др., 2007; Горшков и др., 1993; Туголесов и др., 1985; Monograph..., 1988], а также данные магнитометрической съемки показывают, что полоса положительных магнитных аномалий в море в основном пространственно совпадает с валом Шатского (рис. 1). Контурам
Рис. 1. Тектоническая схема северо-восточной части Черноморского региона (составлена с использованием некоторых данных из [Андреев, 2005; Шрейдер и др, 1997; Deep-water..., 2007; Geological..., 2002]): 1 — границы тектонических элементов; 2 — границы свода вала Шатского; 3 — разломы; 4 — грязевые вулканы; 5 — магнитные аномалии (в нТл); 6 — линия геологического разреза; 7 — эпигерцинская Скифская плита; 8 — киммерийские и альпийские горно-складчатые сооружения; 9 — эпигерцинская Закавказско-Понтическая плита;
10 — пострифтовые кайнозойские впадины. I — Горный Крым; II — Керченско-Таманский олигоцен-миоценовый прогиб; III — Западный Кавказ; IV — олигоцен-миоценовый прогиб Сорокина; V — поднятие Палласа; VI — Туапсинский олигоцен-миоценовый прогиб; VII — Западно-Черноморская впадина; VIII — поднятие Андрусова; IX — поднятие Тетяева; X — Восточно-Черноморская впадина; XI — вал Шатского; XP — Гудаутский свод; XI6 — ступень
вала Шатского
интенсивных магнитных аномалий на своде вала Шат-ского соответствуют участки куполовидных поднятий в нижней части изученного разреза вала (рис. 2). Там, где интенсивность магнитных аномалий меньше, мощность слоистых отложений, перекрывающих куполовидные поднятия, больше. Слоистые отложения над куполами по существующей стратиграфической привязке горизонтов имеют палеоцен-эоценовый, меловой и позднеюрский возраст [Афанасенков и др., 2007; Горшков и др., 1993; Туголесов и др., 1985]. Таким образом, есть основания считать, что купола на сейс-моразведочных разрезах сложены среднеюрскими магматическими породами.
В Горном Крыму, на Закавказской плите и на Кавказе присутствуют также альб-сеноманские магматические образования, но масштабы альб-сеноманского магматизма в Горном Крыму и в северо-западной части Закавказской плиты были значительно меньше, чем проявления среднеюрского магматизма, поэтому мало оснований полагать, что магматические породы этого возраста образуют купола, проявляющиеся в сейсмической записи по профилям, пересекающим вал.
Присутствием одновозрастных магматических образований сходство разрезов Горного Крыма и западной части Закавказской плиты не ограничивается. Как известно, в Горном Крыму — после формирования мощных отложений терригенного таврического флиша — откладывались отложения платформенного
типа. Здесь так же, как и в Абхазии, распространены батские терригенные породы с пластами угля, верхнеюрские известняки с рифовыми фациями, меловые и палеоцен-эоценовые преимущественно карбонатные породы, в том числе среднеэоценовые нуммулитовые известняки, так же характерные для мелководного шельфа, как верхнеюрские рифовые известняки. На вале Шатского мощность верхнемеловых и особенно палеоцен-эоценовых отложений, по имеющимся оценкам, небольшая и соответствует мощности одновоз-растных отложений в Крыму и в западной части Закавказья. На сейсмической записи, сделанной для вала Шатского, видны признаки верхнеюрских рифов [Афанасенков и др., 2007; Горшков и др., 1993]. Кроме того, вал Шатского состоит из отдельных изометрич-ных сводов, что характерно и для структуры Закавказской плиты.
Итак, вал Шатского по пространственному положению, структурным и фациальным признакам является связующим звеном между Крымом и северо-западной частью Закавказской плиты, обладающими похожими структурными и литолого-фациальными характеристиками разрезов средней и верхней юры, мела и палеоцена—эоцена. Со средней юры до олигоцена это была область мелководного накопления, в отличие от Южного склона Западного Кавказа, где в это время накапливались мощные флишевые отложения глубоководного генезиса.
Рис. 2. Интерпретация сейсмического разреза через вал Шатского, край вала соответствует пику кривой аномального магнитного поля: 1 — разломы; 2 — сейсмическая аномалия типа «яркое пятно»; 3 — песчаники, алевролиты; 4 — глины; 5 — глины песчанистые;
6 — мергели; 7 — известняки, доломиты; 8 — туфы; 9 — габбро
Наибольшие значения Алуштинско-Батумской зоны магнитных аномалий приурочены к юго-западной границе между относительно плоским сводом и крутым склоном вала Шатского. Здесь магнитные аномалии имеют значения 200—500 нТл [Шрейдер и др., 1997].
По данным сейсморазведки, амплитуда флексур-ного перегиба составляет 3—5 км (рис. 2). Так как к этому флексурному перегибу относятся наиболее интенсивные магнитные аномалии, то флексура, несомненно, связана с разломом, по которому внедрялись, как это закартировано на суше, байосские интрузии. Как видно на сейсмических разрезах, в нижней части флексуры имеется ступень. Следовательно, по разлому произошел сброс части вала с образованием ступени — переходной структуры от вала Шатского к Восточно-Черноморской впадине. В пределах ступени, как правило, выделяются два куполовидных поднятия, образованных, вероятно, магматическими телами. Интенсивность магнитных аномалий здесь значительно ниже, чем над сводом вала. Это можно объяснить тем, что магматические породы залегают на ступени значительно глубже, чем на валу, и перекрыты мощной толщей немагнитных отложений. На отдельных сейсморазведочных разрезах восточнее центральной части вала видно, что эти куполовидные поднятия расположены на различной глубине одно относительно другого. Следовательно, кроме опускания по основному разлому происходили опускания по более мелким разрывам, что привело к усложнению структуры на отдельных участках склона вала. На восточном окончании вала основную ступень выделить невозможно, так как здесь встречаются два-три сброса, осложняющих склон вала.
Разломы являются долгоживущими. В Черноморской впадине разломы на валу Шатского на неотектоническом этапе развития действовали как каналы миграции углеводородных (УВ) флюидов. О присутствии УВ газов на сейсмических разрезах в этом районе Черного моря свидетельствуют динамические аномалии типа bright spot, которые, как известно, образуются за счет резкого изменения акустической жесткости на границе между осадками с фоновым газосодержанием и залегающими ниже слоями с повышенным газосодержанием, а также кинематические аномалии, которые образуются в результате меньшей скорости прохождения упругой волны в осадках с повышенным газосодержанием, за счет этого в сейсмической записи возникает эффект ложных прогибаний [Туголесов и др., 1985].
Наиболее отчетливо эти сейсмические аномалии проявляются в разрезе плиоцен-четветичных отложений над погребенной границей свода вала Шатского и его юго-западного склона. Кроме того, получены прямые доказательства существования миграционных потоков углеводородных флюидов на вале Шат-ского. В 2004 г. ГНЦ «Южморгеология» открыл ряд грязевых вулканов в северо-западной части вала
Шатского [Андреев, 2005]. В 2005 г. в рейсе по программе TTR на грязевом вулкане Долговского были обнаружены карбонатные корки и микробиальные маты, что свидетельствует о современном интенсивном метановыделении [Deep-water..., 2007]. Открытые грязевые вулканы приурочены в основном к этой же разломной зоне на границе свода вала Шатского и его юго-западного склона (рис. 1).
Продолжение Туапсинского поперечного разлома с Западного Кавказа в море. В полосе наиболее интенсивных магнитных положительных аномалий Алуш-тинско-Батумской зоны есть некоторый изгиб в сторону Кавказа на траверсе г. Туапсе (рис. 1). Можно предположить, что этот изгиб связан с поперечной Туапсинской флексурой, которая была выделена в структуре Западного Кавказа В.Е. Хаиным с коллегами [Хаин, Ломизе, 1961]. Эта флексурная зона, по данным сейсморазведки, прослеживается на вале Шатского и выражена в нем флексурой нижнего сейсморазведочного отражающего горизонта, соответствующего верхней части юрских отложений. Кроме того, северная граница вала здесь резко изгибается к югу. Поперечная флексура разделяет вал на две части с различными свойствами разреза. Северозападная часть характеризуется более сложной структурой разреза, что связано с поднятиями, которые образованы среднеюрскими интрузиями, небольшими разломами. В юго-восточной части разрез более спокойный, с выдержанными горизонтами мезозойских и нижнепалеогеновых пород. А.П. Афанасенков с соавторами относят юго-восточную часть разреза к позднеюрской карбонатной платформе [Афанасенков и др., 2007]. В связи с этим необходимо заметить, что здесь меловые и палеоцен-эоценовые породы также преимущественно карбонатные и залегают спокойно, поэтому к ним также можно применить термин «карбонатная платформа».
Обсуждение результатов. В ряде работ предполагается, что на месте современного Черного моря существовали докайнозойские континентальные блоки. М.В. Муратов предполагал продолжение Закавказской плиты в пределы современного Черного моря и назвал это продолжение Понтическим массивом, который, по его мнению, занимал основную площадь Черного моря [Муратов, 1972]. О мезозойских палео-микроконтинентах Дзирулия и Мизия в Черном море высказывались М.Е. Герасимов с соавторами [Герасимов и др., 2007]. На существование раннемезозойского террейна в Восточно-Черноморском регионе указывают А.П. Афанасенков, А.М. Никишин, А.Н. Обухов [Афанасенков и др., 2007]. Эти представления имеют фактическую основу, так как вал Шатского, расположенный в глубоководной впадине, по геофизическим данным даже в настоящее время находится на участке с корой континентального типа [Гринько и др., 2004]. Этот участок сохранился в то время, когда по соседству, в Восточно-Черноморской впадине, континентальная кора преобразовалась в переходную. В При-
черноморье известны грабены, которые относятся к палеорифтам, такие, например, как Мендайкейский и Баба-Дагский триасовые грабены в Добрудже (Румыния) или триасовый прогиб Горного Крыма.
В связи с этим необходимо выяснить, когда произошло заложение основных разломов, характеризующих стадию рифтинга, который в итоге привел к образованию тектонической впадины Черного моря. На материалах сейсморазведки МОГТ видно, что образование ступени в нижней части юго-западного склона вала Шатского произошло в доэоценовое время, так как на сейсмических разрезах эоценовые отложения, прослеженные из Восточно-Черноморской впадины, перекрывают эту ступень. Более точную датировку начала движений по этому разлому по материалам сейсморазведки установить не удается. Внедрение байосских интрузий по разлому на всем его протяжении от Крыма до Закавказья указывает, что этот разлом существовал уже в среднеюрское время. Можно также предположить, что в Восточно-Черноморской впадине, как и на суше, прилегающей к Черному морю, проявилась триасовая фаза рифто-генеза.
Л.С. Борисенко, например, считает, что поперечные разрывные структуры в Горном Крыму, наиболее ярким представителем которых является разлом Алуштинско-Симферопольской зоны, заложились не позднее триаса [Борисенко, 1998.]. Разлом долгоживу-щий, несомненно, особенно интенсивно он проявлялся в периоды активизации тектонических движений в регионе. После юрских движений его активность, вероятно, повышалась в апт-альбскую фазу рифтоге-неза. В Восточно-Черноморской впадине А.М. Никишин с соавторами предполагают также сеноман-сантонскую фазу рифтинга [Никишин и др., 2005]. Широкое распространение в Восточно-Черноморской впадине эоценовых отложений [Горшков и др., 1993] свидетельствует в пользу их пострифтового на-
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Андреев В.М. Грязевые вулканы и нефтепроявления в Туапсинском прогибе и на валу Шатского (Черное море) // Докл. РАН. 2005. Т. 402, № 4. С. 362—365.
Асанидзе Б.З., Печерский Д.М. Палеомагнитные исследования юрских пород Грузии и Северного Кавказа // Изв. АН СССР. Физика Земли. 1979. № 10. С. 77—92.
Афанасенков А.П., Никишин А.М., Обухов А.Н. Геологическое строение и углеводородный потенциал Восточно-Черноморского региона. М.: Научный мир, 2007.
Борисенко Л.С. О фактологической основе надвиговых моделей Крыма // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1998. Т. 73, вып. 6. С. 21—24.
Герасимов М.Е., Бондарчук Г.К., Скорик А.Н., Кольцов С.В. О высоких перспективах нефтегазоносности южного региона Украины на основе новой тектонической карты с позиций актуалистической геодинамики // Мат-лы VII Междунар. конф. «Геодинамика, тектоника и флюидоди-намика нефтегазоносных регионов Украины». Симферополь, 2007. С. 16—19.
копления. Разломная зона продолжала существовать, действуя как канал миграции углеводородных флюидов, но незначительно влияла на формирование структуры Восточно-Черноморской впадины. В этот период вал Шатского опускался в соответствии с темпом пострифтового опускания и расширения Черноморской тектонической впадины. В кайнозое опускание в пределах вала Шатского было более интенсивным в его северо-западной части. Здесь вал Шатского перекрыт верхнемиоценовыми слоями осадочного выполнения Черноморской впадины, а Гудаутский и Очамчирский своды, расположенные на юго-восточном окончании вала Шатского, еще частично находятся на современном шельфе, т.е. только в четвертичное время они начали вовлекаться в погружение Черноморской впадины.
Заключение. В результате анализа геолого-геофизических материалов вдоль юго-западного края вала Шатского прослежен разлом, имеющий продолжение на суше и северо-западным концом рассекающий поперек Горный Крым.
Сделан вывод, что разлом образовался не позднее среднеюрского времени и активен до настоящего времени. В мезозое разлом был составной частью рифта, предшествовавшего формированию Восточно-Черноморской впадины. На неотектоническом этапе разлом проявлялся в Черном море как современный канал миграции углеводородных флюидов.
В качестве самостоятельного структурного элемента выявлена ступень у подножия юго-западного склона вала Шатского. Структура мезозойских отложений вала Шатского контролируется продолжением в его пределы Туапсинского разлома антикавказского направления. Юго-восточнее разлома верхнеюрско-меловые отложения образуют карбонатную платформу. Северо-западная часть вала осложнена куполовидными поднятиями, которые образованы среднеюрскими магматическими породами.
Горшков А.С., Туголесов Д.А., Мейснер Л.Б. и др. Пояснительная записка к альбому структурных карт и карт мощностей кайнозойских отложений Черноморской впадины. Геленджик, 1993.
Гринько Б.Н., Ковачев С.А., Хортов А.В. Строение вала Шатского (Черное море) по результатам региональных сейсмических исследований МПВ // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2004. Т. 79, вып. 3. С. 3—7.
Латышев А.В., Панов Д.И. Юрские магматические тела Горнокрымской зоны в бассейне р. Бодрак (Юго-Западный Крым) // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 2008. № 2. С. 22—30.
Лебедев Т.С., Оровецкий Ю.П., Корниец Д.В. и др. Исследование физических свойств изверженных пород Горного Крыма и Закарпатья // Геофизические исследования строения земной коры Юго-Восточной Европы. Верхняя мантия. М.: Наука, 1967. С. 123—136.
Маловицкий Я.П., Углов Б.Д., Осипов Г.В. Некоторые черты глубинного строения Черноморской впадины по
данным гидромагнитной съемки // Морская геология и геофизика. Рига: Зинантне, 1972. С. 12—21.
Муратов М.В. История формирования глубоководной котловины Черного моря в сравнении с впадинами Средиземного // Геотектоника. 1972. № 5. С. 22—41.
Никишин А.М., Циглер П.А., Панов Д.И. и др. Поздне-палеозойская, мезозойская и кайнозойская тектоническая история и геодинамика южной части Восточной Европы // 400 миллионов лет геологической истории южной части Восточной Европы / Под ред. А.М. Никишина. М.: Геокарт, ГЕОС, 2005. С. 39—163.
Туголесов Д.А., Горшков А.С., Мейснер Л.Б. и др. Тектоника мезокайнозойских отложений Черноморской впадины. М.: Недра, 1985.
Шнюков Е.Ф., Щербаков И.Б., Шнюкова Е.Е. Палео-островная дуга севера Черного моря. Киев, 1997.
Геологический факультет МГУ им. М.В. Ломоносова, кафедра геологии и геохимии горючих ископаемых, аспирант, e-mail: almeis@mail.ru; ameisner@slb.com
Шрейдер А.А.. Казьмин В.Г., Лыгин В.С. Магнитные аномалии и проблема возраста котловин Черного моря // Геотектоника. 1997. № 1. С. 59—70.
Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Поперечные конседиментаци-онные разломы на границе Центрального и Западного Кавказа и распределение фаций мезозоя и кайнозоя // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1961. № 4.
Deep-water cold seeps, sedimentary environments and ecosystems of the Black and Tyrrhenian Seas and the Gulf of Cadiz: Preliminary results of investigations during the TTR-15 cruise of RV Professor Logachev. 2005 / Ed. A.M. Akhmetzha-nov et al. // UNESCO. IOC. Techn. ser. 2007. Vol. 72.
Geological processes in the Mediterranean and Black Sea and North East Atlantic / Ed. N.H. Kenyon et al. // UNESCO. IOC. Techn. ser. 2002. Vol. 62.
Monograph on the Black Sea / Ed. I.R. Finetty // Boll. di geofisica. 1988. Vol. 30.
Поступила в редакцию 06.02.2009
