Сейсмотектоническая модель северо-западного Кавказа: геолого-геофизический аспект

Полный текст

ВВЕДЕНИЕ

Северо-Западный сегмент Большого Кавказа принадлежит к Крымско-Кавказской сейсмической зоне Средиземноморского пояса. На территории Таманского и Керченского полуостровов и Северо-Западного Кавказа произошли крупные исторические сейсмические события [Никонов, 2000]: катастрофическое Понтикапейское землетрясение 63 г. до н. э. (М = 6.4–7.2), землетрясение 800 г. до н. э. (М = 6.5), Керченское землетрясение 275 г. (М = 6.4), Нижнекубанское землетрясение 1879 г. (М = 6.0). В инструментальный период магнитуда наиболее сильных землетрясений этого региона (12.07.1966 г., 12.04.1970 г., 07.11.1970 г., 09.11.2002 г., 13.03.2005 г., 10.12.2012 г.) не превышала 6.0.

В моделях формирования сейсмичности Северо-Западного Кавказа с позиции тектоники плит предполагается субдукция, псевдосубдукция либо поддвиг Восточно-Черноморской микроплиты (Черноморской по [Вардапетян, 1979], Восточно-Черноморско-Закавказской по [Хаин, 2009]) с земной корой океанического либо субокеанического типа, при этом ее северная граница определяется системой надвигов континентального склона впадины Черного моря [Шемпелев, 2004; Казьмин и др., 2004; Хаин, 2009; Гобаренко и др., 2016], а предложенные кинематические схемы Восточно-Черноморской микроплиты различаются, прежде всего, направлением ее движения. Так, согласно работе [Паталаха и др., 2003] Восточно-Черноморская микроплита движется на северо-запад, а по работе [Казьмин и др., 2004] смещается к северу и вращается по часовой стрелке. Общее северное и даже северо-восточное перемещение Восточно-Черноморской и Западно-Черноморской микроплит предполагается в работе [Ентин и др., 2010].

В связи с оценкой сейсмической опасности Черноморского побережья Российской Федерации проблема формирования сейсмичности Северо-Западного Кавказа в рамках современной кинематики Восточно-Черноморской микроплиты является актуальной, а к наиболее дискуссионному, на наш взгляд, следует отнести вопрос ее границы со Скифской плитой. Исследование данной проблемы выполнено на основе разработанной тектонической схемы консолидированного слоя земной коры Северо-Западного Кавказа.

СТРОЕНИЕ КОНСОЛИДИРОВАННОЙ КОРЫ СЕВЕРО-ЗАПАДНОГО КАВКАЗА

Схема тектонического строения консолидированной коры в контурах площади, включающей северо-восточную часть акватории Черного моря, Северо-Западный Кавказ и Скифскую плиту (рис. 1), разработана по результатам анализа структуры гравитационного и магнитного полей, а также сейсмических работ по Адыгейскому профилю МОВЗ. Восточно-Черноморская микроплита и Скифская плита, различающиеся по тектоническому и глубинному строению, определенным образом находят отражение в геофизических полях, что было учтено при составлении тектонической схемы строения земной коры и выявлении их глубинной границы.

Магнитное поле юго-восточной части Скифской плиты и Северо-Западного Кавказа осложнено субширотной Керченско-Кубанской региональной положительной аномалией (рис. 2), которая соответствует южному крутому борту Индоло-Кубанского прогиба, частично захватывая смежные с ним складчатые структуры Крыма и Большого Кавказа. Простирание Керченско-Кубанской магнитной аномалии практически ортогонально по отношению к положительным высокоинтенсивным региональным магнитным аномалиям Украинского щита и субпараллельно Восточно-Черноморской магнитной аномалии впадины Черного моря. Ее размеры по нулевой изолинии составляют: ширина до 70 км, длина около 200 км. Интенсивность аномалии в эпицентре до 250 нТл.

Керченско-Кубанская региональная магнитная аномалия по работе [Шемпелев, 2004] может быть связана с объектами, образовавшимися в процессе альпийского тектогенеза, а по работе [Плошко, 1977] – с офиолитовой зоной. Природа Керченско-Кубанской магнитной аномалии, по нашему мнению, обусловлена суммарным эффектом нескольких факторов: тектоническим, метаморфогенным и флюидодинамическим. Тектонический фактор – приуроченность к крутому интенсивно дислоцированному южному борту Индоло-Кубанского прогиба. Тектонические процессы способствовали метаморфизму осадочных толщ, что приводило к увеличению магнитной восприимчивости пород [Крутиховская и др., 1984]. Вместе с тем, Индоло-Кубанский прогиб – это нефтегазоносный район Северо-Кавказской провинции, поэтому не исключена ведущая роль углеводородных флюидов в увеличении магнитной восприимчивости пород, так, согласно работе [Кравченко и др., 2003], магнитная восприимчивость насыщенных нефтью осадочных пород при нагревании до 350° увеличивается в 20–170 раз.

Рис. 1. Обзорная схема Черноморско-Каспийского региона: прямоугольник – район исследования. Буквами обозначены тектонические структуры разного порядка: ВЕП – Восточно-Европейская платформа; ИКП – Индоло-Кубанский прогиб; ТКП – Терско-Каспийский прогиб.

Рис. 2. Карта магнитного поля Азово Черноморского региона по WMM2015, T_a при h = 0, система координат – меркаторская: 1–3 – изолинии магнитного поля, нТл: 1 – нулевая, 2 – отрицательная, 3 – положительная. Буквами обозначены региональные положительные магнитные аномалии: К-К – Керченско-Кубанская, В Ч – Восточно-Черноморская, З-Ч – Западно-Черноморская. Прямоугольник – район исследования.

Гравитационное поле Северо-Западного Кавказа в региональном плане представлено флангами Черноморской и Скифской аномальных областей [Стогний, Стогний, 2017а]. Скифская аномальная область в тектоническом отношении соответствует Скифской плите, включая предгорный Индоло-Кубанский прогиб, отражающийся Индолокубанским минимумом амплитудой более 30 мГал (рис. 3), к южной гравитационной ступени которого приурочена Керченско-Кубанская магнитная аномалия.

Черноморская аномальная область в низкочастотной составляющей – это крупный (300 × 600 км) гравитационный максимум амплитудой до 200 мГал. В плане она охватывает территорию Восточно-Черноморской впадины, Горного Крыма и Северо-Западного сегмента Большого Кавказа. Северо-восточный фланг аномальной области осложнен Новороссийским и Сочинским локальными максимумами (рис. 3).

Зона сопряжения Черноморской и Скифской гравитационных аномальных областей отождествляется с Западнокавказким разломом (рис. 4) – границей Восточно-Черноморской микроплиты и Скифской плиты [Стогний, Стогний, 2017а]. В материалах ММЗ по Туапсинскому профилю [Рогожин и др., 2015] Западнокавказский разлом проявляется зоной перехода вертикальной низкоскоростной области (Южное крыло и Осевая зона Большого Кавказа) в узкую высокоскоростную зону Северного крыла, а в тектоническом плане ему отвечает Тхамахинский разлом. Западнокавказскому межплитному разлому в соответствии со схемой «Основные дизъюнктивные системы Западного Кавказа» в работе [Расцветаев и др., 2010] на отрезке Крымск – Горячий Ключ соответствует Ахтырская региональная дизъюнктивная система, а на отрезке верховье рек Белая и Лаба – Хамышкинская и Заканская дизъюнктивные системы.

В контурах Новороссийского и Сочинского гравитационных максимумов выделены Анапский и Сочинский высокоплотные блоки консолидированной коры северо-восточного фланга Восточно-Черноморской микроплиты [Стогний, Стогний, 2016]. Анапский блок размером 50 × 60 км с севера ограничен Причерноморским разломом, а с запада и востока – Таманским и Новороссийским разломами. Северная его часть в плане отвечает суше, а южная – акватории Черного моря. Сочинский блок размером 40 × 50 км ограничен с юга Причерноморским разломом (рис. 4).

Рис. 3. Карта гравитационного поля Азово Черноморского региона по работе [Гравиметрическая …, 1990] и схема его районирования [Стогний, Стогний, 2017а]: 1 – гравитационные максимумы: Нв – Новороссийский, Сч – Сочинский; 2 – гравитационные минимумы: Ин – Индолокубанский. Изолинии поля силы тяжести в мГал.

Рис. 4. Тектоническая схема консолидированной коры Северо-Западного Кавказа по результатам анализа гравитационного поля: 1 – разломы (А – Азово Каспийский, В – Восточно-Черноморский, З – Западно-Кавказ¬ский, К – Крымский, Н – Новороссийский, П – Причерноморский, С – Северо-Западный; Т – Таманский); 2 – сейсмо-генерирующие блоки Восточно-Черноморской микроплиты; 3 – сейсмоактивные районы (1 – Анапский, 2 – Сочинский); 4 – контур положительной Керченско-Кубанской магнитной аномалии; 5 – линия Адыгейского профиля МОВЗ (Дагомыс–Абадзехская–Гиагинская). Эпицентры землетрясений: исторических – серый цвет, инст-рументальных – черный цвет.

Глубинное строение Северо-Западного сегмента Большого Кавказа охарактеризовано по профилям МОВЗ, МТЗ и ММЗ. По разрезу Туапсинского профиля МОВЗ и МТЗ [Шемпелев и др., 2002] консолидированная кора Северо-Западного Кавказа представлена в виде блока коро-мантийной смеси, ограниченного с севера вертикальным разломом, а с юга – наклонным, разделяющим плиты с континентальной и океанической корой.

Два варианта интерпретации сейсмических материалов по Адыгейскому профилю рассмотрены в работах [Патина и др., 2017; Шемпелев и др., 2017]. Авторы работы [Шемпелев и др., 2017] пришли к заключению об образовании структуры Большого Кавказа за счет пологого надвигания Скифской плиты на южную микроплиту с океаническим типом коры в зоне Главного Кавказского надвига, в результате чего увеличена мощность «базальтового» слоя южной (Восточно-Черноморской) микроплиты до 20 км под центральной частью орогена, при этом мощность земной коры по разрезу изменяется от 17 км в районе Дагомыса до 53 км в области Передового хребта. Иная модель глубинного строения земной коры по Адыгейскому профилю заложена в работе [Патина и др., 2017]: в области Главного Кавказского надвига мощность земной коры южного лежачего крыла увеличивается в долготном направлении от 36 км в районе Дагомыса до 53 км под Передовым хребтом, а мощность земной коры северного висячего крыла Скифской плиты по профилю изменяется от 34 км в зоне Передового хребта до 40 км под Восточно-Кубанской впадиной. Следует отметить также предложенную в работе [Дотдуев, 1986] модель формирования северного крыла Центрального сегмента Большого Кавказа за счет надвинутой пластины земной коры Скифской плиты и выводы, изложенные в работе [Буш, 2014]: региональные надвиги орогена Большого Кавказа и Скифской плиты имеют южное падение (складчатый фундамент Большого Кавказа надвинут на раннепалеозойский фундамент Скифской плиты, последний в свою очередь надвинут на кристаллический фундамент Восточно-Европейской платформы).

На рис. 5 представлен наш вариант интерпретации опубликованных в работе [Шемпелев и др., 2017] сейсмических материалов по Адыгейскому профилю (Дагомыс–Абадзехская–Гиагинская). В основе предложенного геолого-геофизического разреза по Адыгейскому профилю заложены элементы глубинного строения Северо-Западного Кавказа, соответствующие тектонической схеме консолидированной коры (рис. 4): Восточно-Черноморская микроплита с земной корой континентального типа и Скифская плита разграничены Западно-Кавказским разломом, которому на поверхности в данном сечении соответствует Хамышкинская дизъюнктивная система [Расцветаев и др., 2010]. В предложенной модели контакта литосферных плит нет элементов надвига либо поддвига, Западнокавказский разлом, по-видимому, ближе к взбросовому типу кинематики.

Рис. 5. Геолого-геофизический разрез по Адыгейскому профилю МОВЗ (Дагомыс–Абадзехская–Гиагинская): 1 – функция приемника станции МОВЗ с обменной границей по [Шемпелев и др., 2017]; 2 – низкоскоростные аномалии по данным МОВЗ и их номера; 3 – осадочный слой земной коры; 4 – консолидированная кора континентального типа; 5 – верхняя мантия; 6 – граница слоев земной коры; 7 – тектонические нарушения согласно рис. 4: З – Западно-Кавказский межплитный разлом, С – Северо-Западный разлом; 8 – направление тектонических движений слоев земной коры Скифской плиты.

В верхней части разреза области взаимодействия Восточно-Черноморской микроплиты и Скифской плиты (до глубины 10–15 км) можно выделить общие протяженные сейсмические границы, имеющие плавный подъем в области орогена Большого Кавказа. Глубже, до границы Мохоровичича, характер сейсмических границ плит существенно различается. При приближении к зоне Западнокавказского межплитного разлома сейсмические границы Восточно-Черноморской микроплиты погружаются, а Скифской плиты наоборот «взбрасываются» вверх с амплитудой до 10 км.

По профилю МОВЗ И МТЗ Ейск–Ставрополь–Каспийское море в нижнем слое земной коры Скифской плиты на глубине 40–48 км выделены две границы Мохоровичича (М и М₁), которые ограничивают высокоскоростной переходный слой [Егоркин и др., 2007]. Границы М и М₁ на глубинах 40 и 47 км также можно выделить на северном (130–150 км) отрезке Адыгейского профиля (рис. 5). Положение данных границ изменяется на отрезке 70–130 км профиля: граница М поднимается вверх до уровня 25 км, а граница М₁ опускается вниз до глубины 55 км. За границу М Восточно-Черноморской плиты принята сейсмическая граница в интервале глубин 35–45 км, при этом увеличение мощности земной коры связано с переходом акватория Черного моря–ороген Большого Кавказа.

На геолого-геофизическом разрезе Адыгейского профиля вынесены контуры трех (1, 2, 3) низкоскоростных аномалий (рис. 5). К аномалиям 1 и 2 общего северо-восточного падения приурочены Северозападный и Западнокавказский разломы. Низкоскоростная аномалия 3 глубиной до 40 км при ширине по профилю около 30 км в плане отвечает области сопряжения складчатого сооружения Большого Кавказа и Восточно-Кубанской впадины.

Рассмотренная модель взаимодействия Восточно-Черноморской микроплиты и Скифской плиты с учетом предложенной схемы тектоники консолидированной коры Северо-Западного Кавказа и его глубинного разреза по Адыгейскому профилю исключает субдукцию (псевдосубдукцию) либо поддвиг Восточно-Черноморской микроплиты. Условия взаимодействия соответствуют в большей степени обстановке коллизии (рис. 6), что также подчеркивает характер ориентировки осей максимального сжатия тектонических полей напряжений регионального ранга, приведенных в работе [Расцветаев и др., 2010] для Западного Кавказа. Процесс тектонической расслоенности земной коры Скифской плиты в области Западнокавказского межплитного разлома сопровождался взбрасыванием и скучиванием слоев с одновременным изостатическим прогибанием границы Мохоровичича и увеличением мощности земной коры Северо-Западного Кавказа до 55–60 км.

Рис. 6. Схема тектонических напряжений Северо-Западного Кавказа: 1 – разломы; 2 – сейсмогенерирующие блоки (Ан – Анапский, Сч – Сочинский) Восточно-Черноморской микроплиты; 3 – региональные тектонические напряжения по работе [Расцветаев и др., 2010]; 4 – основной тренд тектонических напряжений, создаваемый процессом взаимодействия Восточно-Черноморской микроплиты и Скифской плиты.

СЕЙСМОТЕКТОНИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ СЕВЕРО-ЗАПАДНОГО КАВКАЗА

Глобальный уровень формирования сейсмогенерирующих напряжений Большого Кавказа определяется его положением в пределах Средиземноморского пояса. Региональный уровень характеризуют процессы возникновения очагов землетрясений в пределах геоблоков земной коры, а локальный уровень определяют блоки I и II порядка, которые во многом формируют как условия накопления энергии очага, так и ее рассеивания. Анализ регионального и локального уровней сейсмичности Северо-Западного Кавказа проведен на основе разработанной схемы тектонического строения консолидированной коры и положения границы Восточно-Черноморской микроплиты и Скифской плиты (рис. 4).

К основным локальным сейсмогенерирующим структурам Северо-Западного сегмента Большого Кавказа следует отнести Анапский и Сочинский блоки северо-восточного фланга Восточно-Черноморской микроплиты, имеющие более высокую избыточную плотность по сравнению с вмещающими их структурами, а также Западнокавказский межплитный разлом. Анапский блок, судя по рисунку структуры гравитационного поля (рис. 2), «вдавливается» в фундамент Скифской плиты. Сочинский блок, ограниченный с севера Северозападным разломом, а с юга Причерноморским, испытывает, по-видимому, лишь реверсные движения (чередование фаз сжатия и растяжения), что приводит к миграции очагов землетрясений с магнитудой 2.0–4.0.

Дифференциальные движения Анапского и Сочинского блоков консолидированной коры формируют, главным образом, современную сейсмичность Северо-Западного Кавказа. Зависимость величины максимальной магнитуды землетрясений Большого Кавказа от площади сейсмогенерируюшего блока консолидированной коры показана в работе [Стогний, Стогний, 2017], так, землетрясения с M > 6.0 локализованы в блоках площадью 100–300 тыс. кв. км. Площадь Анапского и Сочинского сейсмогенерирующих блоков не превышает 4 тыс. кв. км, что ограничивает предельные размеры очага и максимальную (6.0) магнитуду землетрясений.

Период наибольшей активизации Западнокавказского межплитного разлома можно отнести к 1879 г. (Нижнекубанское землетрясение-1), в ХХI веке в его зоне произошли землетрясения 09.11.2002 г. и 10.12.2012 г. с М = 4.6–4.7. Крымский межплитный разлом на отрезке Керченского и Таманского полуостровов был наиболее сейсмоактивным в историческое время. Эпицентры исторических землетрясений (рис. 4) приурочены к южному борту Индоло-Кубанского прогиба, а их очаги расположены в области резкого уменьшения мощности земной коры от 45–55 (Керченский полуостров и Северо-Западный Кавказ) до 40–35 км (Индоло-Кубанский прогиб). Практически все эпицентры крупных исторических сейсмических событий Керченского и Таманского полуостровов находятся в контурах Керченско-Таманской региональной магнитной аномалии (рис. 4).

Для Крымско-Кавказской сейсмической зоны характерны коровые землетрясения, а распределение верхнемантийных землетрясений как по площади, так и по глубине очага крайне неравномерно. В ее пределах можно выделить три наиболее хорошо изученных района проявления верхнемантийных землетрясений с магнитудой М ≤ 4: Керченско-Таманский, Терско-Сунженский и юго-западная часть Среднего Каспия. По работе [Гобаренко и др., 2016] гипоцентры слабых (М  4) землетрясений с глубиной 50–90 км Керченско-Таманского района формируют сейсмофокальную зону, погружающуюся в северном направлении под углом примерно 30°, в связи с чем предполагается субдукция Восточно-Черноморской микроплиты под Скифскую плиту. Эпицентры землетрясений с глубиной очага более 50 км сконцентрированы главным образом в пределах Фанагорийского блока на небольшой площади (20 × 30 км), а севернее они имеют рассеянный характер. Локальный характер проявления очагов землетрясений на глубинах более 50–80 км в большей степени отвечает сейсмогеодинамической модели реологической неоднородности верхней мантии, а не процессу субдукции Восточно-Черноморской микроплиты.

Территорию Керченского и Таманского полуостровов авторы публикации [Акопян и др., 2017] отнесли к потенциально опасной зоне проявления землетрясений с М ≥ 5 в ближайшие 10 лет по модели деформационных волн от Рачинских землетрясений 1991 г. По нашему мнению Таманский и Новороссийский разломы (рис. 4) будут являться буфером для деформационных волн от Рачинских землетрясений 1991 г. и наиболее вероятным местом предполагаемых землетрясений может стать Анапский сейсмогенерирующий блок.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Анализ регионального и локального уровней сейсмичности Северо-Западного Кавказа проведен на основе разработанной по результатам интерпретации геолого-геофизических материалов схемы тектонического строения консолидированной коры и положения границы Восточно-Черноморской микроплиты и Скифской плиты, представленной Крымским и Западнокавказским разломами. Земная кора Скифской плиты в области взаимодействия плит тектонически расслоена, что привело к «взбрасыванию» ее слоев с последующим изостатическим прогибанием границы Мохо до 55–60 км под орогеном Большого Кавказа. За границу М Восточно-Черноморской микроплиты с корой континентального типа принята сейсмическая граница в интервале глубин 35–45 км.

Современную сейсмичность Северо-Западного Кавказа формируют главным образом реверсные напряжения, создаваемые сейсмогенерирующими Анапским и Сочинским блоками северо-восточного фланга Восточно-Черноморской микроплиты, и тектонические напряжения в зоне Западнокавказского межплитного разлома. Площадь Анапского и Сочинского блоков не превышает 4 тыс. кв. км, что ограничивает предельные размеры очага и максимальную (6.0) магнитуду землетрясений. Западнокавказский межплитный разлом наиболее сейсмоактивным является в своей западной части.

Об авторах

Г. А. Стогний

Автор, ответственный за переписку.
Email: stogny_vv@mail.ru
Россия, Краснодар

В. В. Стогний

Email: stogny_vv@mail.ru
Россия, Краснодар

Список литературы

Дополнительные файлы

Доп. файлы

Действие

1. JATS XML

Скачать

2. Рис. 1. Обзорная схема Черноморско-Каспийского региона: прямоугольник – район исследования. Буквами обозначены тектонические структуры разного порядка: ВЕП – Восточно-Европейская платформа; ИКП – Индоло-Кубанский прогиб; ТКП – Терско-Каспийский прогиб.

Скачать (181KB)

Метаданные

3. Рис. 2. Карта магнитного поля Азово Черноморского региона по WMM2015, Ta при h  0, система координат – меркаторская: 1–3 – изолинии магнитного поля, нТл: 1 – нулевая, 2 – отрицательная, 3 – положительная. Буквами обозначены региональные положительные магнитные аномалии: К-К – Керченско-Кубанская, В Ч – Восточно-Черноморская, З-Ч – Западно-Черноморская. Прямоугольник – район исследования.

Скачать (285KB)

Метаданные

4. Рис. 3. Карта гравитационного поля Азово Черноморского региона по работе [Гравиметрическая …, 1990] и схема его районирования [Стогний, Стогний, 2017а]: 1 – гравитационные максимумы: Нв – Новороссийский, Сч – Сочинский; 2 – гравитационные минимумы: Ин – Индолокубанский. Изолинии поля силы тяжести в мГал.

Скачать (272KB)

Метаданные

5. Рис. 4. Тектоническая схема консолидированной коры Северо-Западного Кавказа по результатам анализа гравитационного поля: 1 – разломы (А – Азово Каспийский, В – Восточно-Черноморский, З – Западно-Кавказ¬ский, К – Крымский, Н – Новороссийский, П – Причерноморский, С – Северо-Западный; Т – Таманский); 2 – сейсмо-генерирующие блоки Восточно-Черноморской микроплиты; 3 – сейсмоактивные районы (1 – Анапский, 2 – Сочинский); 4 – контур положительной Керченско-Кубанской магнитной аномалии; 5 – линия Адыгейского профиля МОВЗ (Дагомыс–Абадзехская–Гиагинская). Эпицентры землетрясений: исторических – серый цвет, инст-рументальных – черный цвет.

Скачать (227KB)

Метаданные

6. Рис. 5. Геолого-геофизический разрез по Адыгейскому профилю МОВЗ (Дагомыс–Абадзехская–Гиагинская): 1 – функция приемника станции МОВЗ с обменной границей по [Шемпелев и др., 2017]; 2 – низкоскоростные аномалии по данным МОВЗ и их номера; 3 – осадочный слой земной коры; 4 – консолидированная кора континентального типа; 5 – верхняя мантия; 6 – граница слоев земной коры; 7 – тектонические нарушения согласно рис. 4: З – Западно-Кавказский межплитный разлом, С – Северо-Западный разлом; 8 – направление тектонических движений слоев земной коры Скифской плиты.

Скачать (244KB)

Метаданные

7. Рис. 6. Схема тектонических напряжений Северо-Западного Кавказа: 1 – разломы; 2 – сейсмогенерирующие блоки (Ан – Анапский, Сч – Сочинский) Восточно-Черноморской микроплиты; 3 – региональные тектонические напряжения по работе [Расцветаев и др., 2010]; 4 – основной тренд тектонических напряжений, создаваемый процессом взаимодействия Восточно-Черноморской микроплиты и Скифской плиты.

Скачать (191KB)

Метаданные