Верхний неоплейстоцен – голоцен нерасчленённые

5.1.3. Среднеюрские интрузии

6.1. Листы L-37- XIX и L-37-XXV

Территория Российского сектора листов L-37-XIX, XXV находится в зоне сопряжения горноскладчатых систем Большого Кавказа и Горного Крыма. В альпийской структуре центральное место принадлежит Керченско-Таманскому прогибу северо-восточной (крымской) ориентировки. К юго-востоку от него располагается Анапский выступ той же ориентировки, к северу – Северо-Таманская зона поднятий и Западно-Кубанский краевой прогиб субширотной (кавказской) ориентировки.

По мнению ряда исследователей /137, 167/ сочленение горноскладчатых сооружений имеет кулисообразный характер, при этом Северо-Таманская зона поднятий /5, 23/ (или Пантикапейский выступ /188/) является восточным продолжением структуры Горного Крыма, а Анапский выступ и расположенная южнее барьерная антиклинальная зона /5/ - западным окончанием горноскладчатого сооружения Большого Кавказа.

Тектоническое строение данной территории во многих аспектах дискуссионно в связи с отсутствием надёжных данных о глубинном строении. Различные авторы, изучавшие область сочленения Кавказа и Крыма, высказывают противоположные точки зрения на геодинамическую природу основных тектонических структур и как следствие применяют различную терминологию в названии последних. Основная путаница терминов относится к Керченско-Таманскому прогибу. Одни исследователи называют прогиб периклинальным /116, 118/ другие /188/ поперечным, третьи /167/ просто прогибом.

Рассмотрение структуры территории листов L-37-XIX, XXIV вместе с прилегающими участками позволяет подойти к её расшифровке с тектонодинамических позиций. В общем виде современная структура рассматриваемой площади подчинена /144/ активному субмеридиональному и сопряжённому с ним диагональному (северо-западному) сжатию. Результатом основных (субмеридиональных) дислокаций является система структур, основу которой в Большекавказском пересечении составляют (с юга на север) вал Шатского, Туапсинский предгорный прогиб, горное сооружение Западного Кавказа и Западно-Кубанский краевой прогиб (рис. 6. 1). Вторичные диагональные дислокации характерны для Крымского пересечения, в рамках которого в направлении с юго-востока на северо-запад последовательно располагаются Анапский и Тетяева выступы, Керченско-Таманский и Сорокина прогибы, Горный Крым и Альминская впадина (рис. 6. 1). Сходство моделей поперечного строения Большекавказской и Крымской систем указывают на сходство тектонических полей напряжений и на вероятную принадлежность Керченско-Таманского прогиба к числу предгорных. Применительно к горноскладчатой системе Большого Кавказа этот прогиб выступает в роли периклинального. В связи с изложенным, в настоящей работе использован термин периклинальный прогиб, предложенный М.В. Муратовым /116/.

Глубинное строение рассматриваемой территории удовлетворительно может быть расшифровано с привлечением материалов по соседним площадям. Гравиметрическое и магнитное поля площади контрастны и характеризуются ярко выраженным рассогласованием. В северной большей половине территории отрицательное поле силы тяжести сопровождается положительным магнитным, тогда как в южной наблюдается обратная картина. В более восточных районах сочетание полей первого типа больше характерно для Скифской эпигерцинской плиты, а второго – для Закавказской. Конкретная зона сопряжения этих плит точнее не устанавливается и располагается, скорее всего, в пределах Цемесского разлома. В целом, аномальные зоны гравитационного и магнитного полей имеют субширотную (кавказскую) ориентировку, не согласующуюся со структурой осадочного чехла Керченско-Таманского прогиба и Анапского выступа, и вероятнее всего, отражающую структуру фундамента и земной коры в целом. Отрицательная гравиметрическая аномалия интенсивностью до - 65 мГал совпадает с осью Западно-Кубанского прогиба и связывается с большой мощностью рыхлых отложений в нём. В северном и южном направлениях интенсивность гравитационного поля нарастает, достигая 90 мГал в пределах Анапского выступа. По аналогии с Новороссийским гравитационным максимумом (до 140 мГал) положительная гравиметрическая аномалия отождествляется с постепенным выклиниванием условного “гранитного” слоя в южном направлении при одновременном сокращении мощности осадочного чехла. В магнитном поле имеют место субширотные отрицательная (до – 160 нТл) аномалия на южном фланге площади листов и положительная (до 160 нТл) аномалия в центральной и северной частях рассматриваемой территории. Ось положительной аномалии смещена на юг по сравнению с положением оси отрицательной гравитационной аномалии, и располагается в зоне сопряжения Западно-Кубанского прогиба и Северо-Таманской зоны поднятий. Природа аномалии не ясна. Эта аномалия непрерывно протягивается в восточном направлении вдоль южного борта Западно-Кубанского прогиба и связывается /93/ с зоной развития среднепалеозойских (?) осадочно-вулканогенных толщ в доюрском фундаменте. В качестве альтернативной точки зрения заслуживают внимания представления М.М. Семендуева /38/ о связи рассматриваемой аномалии с зоной базификации вдоль Ахтырского разлома. Природа отрицательной магнитной аномалий не расшифровывается.

Имеющиеся геолого-геофизические (сейсмические) данные позволяют рассматривать строение площади работ до глубины не более 7-8 км, а в возрастном интервале - не древнее нижнего мела. Причём, для отложений мела-эоцена эти данные отрывочны и неоднозначны. По аналогии с обнажёнными и хорошо изученными районами суши в вертикальном разрезе здесь можно предполагать наличие трёх структурных этажей, в том числе домезозойского, мезозой-эоценового и олигоцен-четвертичного.

Тектоническое строение глубоких горизонтов земной коры, состав и возраст пород фундамента не изучены и вызывают наибольшее количество споров и различных толкований. По имеющимся сейсмическим данным кровля домезозойского фундамента установлена только для Керченско-Таманского периклинального прогиба, где она по данным разных авторов залегает на глубинах 10-12 км /159/ или 9-11 км /167/. Ось прогиба имеет восток-северо-восточную ориентировку и располагается на южной окраине южной лопасти Таманского полуострова. Вслед за А.В. Чекуновым /176/, ряд исследователей /159, 188/ в пределах Керченско-Таманского района выделяют несколько глубинных разломов древнего (дорифейского) заложения. Детали строения гравитационного и магнитного полей (зоны градиента, изменение ориентировки изолиний и т. д.) в сочетании со структурой осадочного чехла позволяют протрассировать на площади листов L-37-XIX и XXV систему прямолинейных неоднородностей земной коры, рассматриваемых или как глубинные или региональные разломы, или как шовные зоны в фундаменте. Наиболее значительные из них оконтуривают Керченско-Таманский прогиб или осложняют его внутреннюю структуру, придавая ему ромбовидные очертания (рис. 6. 1).

Из числа разрывных нарушений субширотной ориентировки наиболее значительными являются Ахтырский, Парпачско-Таманский и Цемесский (со стороны Большого Кавказа). На территории Крыма западное продолжение последнего из разломов известно под названием Белогорской зоны взбросо-сдвиговых деформаций правостороннего типа /144/. Парпачско-Таманский субширотный разлом проводится Е.Ф. Шнюковым по Таманскому заливу. Данный исследователь считает, что восточным продолжением этого разлома является Ахтырский глубинный разлом. Однако эта точка зрения не находит подтверждения. Анализ структурных карт по подошве майкопских отложений (карты выполнены ГНЦ ГГП НПО «Южморгеология») по описываемой и смежной к востоку территории показывает, что Ахтырский разлом чётко фиксируется в восточных районах, имея южное крутое падение и взбросовую морфологию с амплитудой перемещений по подошве майкопских отложений более 4 км. На описываемой территории нарушения такого типа и амплитуды по новейшим материалам не зафиксировано.

К числу разломов антикавказской (северо-северо-восточной) ориентировки принадлежат Керченско-Ждановский и Анапский. По данным А.В. Чекунова /176/ тектонический блок, заключённый между Керченско-Ждановским и Анапским разломами сброшен относительно горных сооружений Крыма и Кавказа и смещён на север на 25-30 км.

Чекунов А.В. полагает, что перечисленные выше разломы выражены не только на глубоких горизонтах земной коры, но и в верхних структурных этажах чехла, проявляясь в изменении простирания стратоизогипс по подошве и кровле майкопских отложений, смене фациального состава отложений неогена, смещении осей крупных структур. Однако другие исследователи и в частности. Туголесов Д.А /167/ отмечают, что данные разломы не проявлены в подошве майкопских отложений. Новейшие структурные карты, построенные по подошве и кровле майкопских отложений и по кровле среднего сармата с одной стороны подтверждают точку зрения Чекунова А.В. о наличии Анапского разлома, затрагивающего олигоцен-среднесарматские отложения, а с другой стороны – мнение Туголесова Д.А. о Керченско-Ждановском разломе, который если и есть, то проявлен на нижних (домайкопских) структурных этажаж.

Сведения о строении и составе мезозой-эоценового структурного яруса отрывочны неоднозначны. Имеющиеся данные не позволяют расшифровать структуру домайкопских образований. Наиболее полный разрез домайкопских отложений изучен на Таманском полуострове в пределах Северо-Таманской зоны поднятий, где в скважине, пробуренной в ядре Фонталовской антиклинали под майкопскими отложениями залегает 300 метровая толща палеогена и 800 метровая толща верхнего мела, под которой на глубине 5010 метров вскрыты нижнемеловые (альбские) отложения. Более глубокие части разреза здесь не изучены.

В пределах Анапского выступа на временных разрезах МОГТ прослеживаются два сейсмоотражающих горизонта. Нижний горизонт представляет поверхность верхнемелового флишевого комплекса Новороссийско-Лазаревской зоны, а верхний соответствует кровле эоценовых (или подошве майкопских) отложений этой же зоны. По новейшим сейсмическим данным мощность палеоцен-эоценовых отложений, заключённых между этими горизонтами, колеблется от 0,8 до 3,2 км уменьшаясь на крыльях выступа. Полученные значения мощности палеогеновых отложений не согласуются с более ранними сведениями Туголесова Д.А. /167/, по данным которого мощность палеоцен-эоценовых отложений в этой части акватории Чёрного моря не превышает 2 км. На более глубоких горизонтах редкой сетью сейсмопрофилирования здесь выявлена рифогенная постройка площадью 160 км² при мощности до 600 метров предположительно верхнеюрско-нижнемелового возраста, которая отождествляется с аналогичными образованиями Закавказской плиты. Глубина залегания рифогенной структуры более 7000 метров. Характер взаимоотношения мел-палеогеновых отложений Новороссийско-Лазаревской зоны с отложениями Закавказской плиты сейсмическими данными в этом районе не установлен. По аналогии с более восточными районами /93/, здесь можно предполагать продолжение системы Воронцовского и Краснополянского шарьяжей, которые на тектонических схемах Шнюкова Е.Ф. и Туголесова Д.А. объединены под названием Большого надвига (рис. 6. 1).

Олигоцен-неогеновый структурный этаж повсеместно изучен сейсморазведочными работами, а на отдельных участках – скважинами. В общем виде отмечается усложнение складчатой структуры снизу вверх по разрезу за счёт проявления диапировой и криптодиапировой тектоники на неогеновом срезе. В структуре этого этажа получили наиболее яркое выражение все геоструктурные элементы: Анапский выступ, Керченско-Таманский прогиб, Северо-Таманская зона поднятий и Западно-Кубанский краевой прогиб.

Структура осадочного чехла Западно-Кубанского краевого прогиба и Северо-Таманской зоны поднятий согласуется со структурой фундамента, подчёркивая её унаследованный характер. Ориентировка линейных дислокаций осадочного чехла Керченско-Таманского прогиба и Анапского выступа не совпадают с ориентировкой геофизических полей фундамента, что указывает на наложенный характер указанных структур, возникновение и развитие которых связано с позднеальпийской коллизией.

Западным продолжением горноскладчатого сооружения Большого Кавказа в пределах площади работ является Анапский выступ, являющийся западным окончанием Новороссийско-Лазаревской складчатой зоны. Северная граница с Керченско-Таманским периклинальным прогибом проходит по Цемесскому разлому, предположительно взбросо-сдвиговой морфологии. Вертикальная амплитуда перемещений достигает 500 м. Горизонтальная амплитуда на площади листов не устанавливается. Тектоническое нарушение, хорошо проявленное в подошве майкопских отложений в вышележащих горизонтах осадочного чехла, не выражено. По аналогии с восточными районами суши Цемесский разлом имеет крутое (до 70^о) падение в южных румбах и фиксируется по резкой смене фаций палеогеновых и верхнемеловых (маастрихтских) отложений. К югу от него развиты флишевые отложения маастрихтского, датского и зеландского ярусов. К северу – отложения дания отсутствуют и на породы маастрихта, представленного мелководными известняково-мергельными фациями, с размывом ложатся песчано-глинистые, насыщенные горизонтами опок, отложения зеландия.

По вопросу конфигурации и параметров Анапского выступа среди кавказских геологов нет единства. До настоящего времени существовало два мнения о географическом положении границы Анапского выступа. Часть исследователей /167/ проводила эту границу за пределами Российского сектора Чёрного моря. Другая часть геологов /176, 188/ ограничивала Анапский выступ в пределах акватории описываемой площади. Представленные ГНЦ ГГП НПО «Южморгеология» материалы сейсморазведочных работ позволяют допускать замыкание Анапского выступа уже на площади ГК-200. У восточной рамки площади Анапский выступ представляет собой антиклинальное поднятие сундучного типа с широким плоским сводом, крутыми (до 50^о) и короткими крыльями. Размах крыльев антиклинального поднятия на площади листов составляет около 40 км, вертикальная амплитуда по подошве майкопа – до 2 км. В юго-западном направлении поверхность Анапского выступа осложняется двумя антиклинальными (4.1 и 4.3.) и расположенной между ними синклинальной (4.2.) складками, веерообразно расходящимися в юго-западном направлении. Зона перехода между Анапским выступом и Керченско-Таманским прогибом имеет север-северо-восточную ориентировку и характеризуется перепадом высот по подошве майкопа от –1 до –5 км. Эта ступень является приповерхностным выражением южного продолжения Анапского разлома. Северо-восточный отрезок Анапского разлома по Цемесскому разлому смещён в восточном направлении за территорию описываемых листов (рис. 6. 1). К юго-западу от Анапского разлома антиклинали 4.1 и 4.3 практически не выражены, а мощность майкопских отложений составляет 2000-2200 м. На Анапском выступе в сводовой части мощность майкопа минимальная и не превышает 50-200 м, а на территории суши (за пределами площади) майкоп вообще отсутствует. На крыльях выступа мощность этих отложений колеблется в пределах 1000-1200 м. Аналогичные тенденции в изменении мощностей наблюдаются и для надмайкопской части разреза.

Керченско-Таманский периклинальный прогиб выступает в роли тектонической структуры отделяющей горноскладчатое сооружение Большого Кавказа от Горного Крыма. По данным сейсмических исследований, выполненных ГНЦ ГГП НПО «Южморгеология» /59, 167/. Керченско-Таманский периклинальный прогиб по подошве майкопа протягивается на 130-140 км при ширине до 50 км и глубине до подошвы майкопа до 7 км, уходя за южную, западную и восточную рамки площади. В общем виде контуры Керченско-Таманского прогиба подчинены системе линейных зон дислокаций, являющихся поверхностным выражением глубинных или региональных разломов - Анапского и Керченско-Ждановского, последний расположен за пределами площади. В сочетании с субширотными разломами, предположительно сдвигового морфологического типа с правосторонним характером смещения, Керченско-Таманский прогиб расчленён на ряд ромбовидных сегментов, из которых на площади листов L-37-XIX и XXV наиболее полно представлен северный из них (рис. 6. 1).

Северная граница прогиба с Северо-Таманской зоной поднятий на дневной поверхности довольно условная и проводится по слабо выраженному флексурообразному изгибу южного крыла Фонталовской (2.3.) антиклинальной складки, а также по уменьшению мощности майкопских отложений в пределах Северо-Таманской зоны поднятий. В Керченско-Таманском прогибе мощность олигоцен-раннемиоценовых отложений, зафиксированная последними сейсмическими исследованиями, достигает 6 км, что не вполне согласуется с данными более ранних исследований (5-5,2 км. по данным Д.А.Туголесова /167/) (рис.6. 2). В кровле майкопских и среднесарматских отложений граница прогиба с зоной поднятий проходит по слабо выраженному тектоническому нарушению, которое, по-видимому, является приповерхностным продолжением Парпачско-Таманского разлома, проявленного в мел-палеогеновых отложениях. На наличие данного нарушения на более глубоких горизонтах земной коры указывает смена фациального состава меловых отложений, зафиксированная в скважинах 5 и 12.

Керченско-Таманский периклинальный прогиб имеет слабо выраженную ассиметрию с более крутым и коротким бортом у Анапского выступа и пологим у Северо-Таманской зоны поднятий. Для прогиба характерна северо-восточная ориентировка, которая хорошо проявлена на карте мощностей майкопских отложений (рис. 6. 2). Ось прогиба по подошве майкопа примерно совпадает с синклинальной складкой (3.11.), выраженной в кровле майкопа.

Структура Керченско-Таманского периклинального прогиба осложнена многочисленными линейными антиклинальными и синклинальными складками, хорошо выраженными в кровле майкопских отложений. Структурный рисунок, выявленный сейсмическими исследованиями, по отражающему горизонту в кровле майкопских отложений не согласуется со структурами подошвы. Количество складок в подошве майкопа значительно меньше, их амплитуда также меньше, чем в кровле. Осевые поверхности складок в кровле иногда смещены относительно осей складок развитых в подошве (рис. 6. 3). На временных сейсмических разрезах хорошо виден различный наклон крыльев складок в майкопских отложениях, связанный с явлениями диапиризма. Углы падения крыльев в кровле достигают 80-90^о, а в подстилающих эоцен-верхнемеловых отложениях они не превышают 30-40^о. Как правило, складки симметричные, реже ассиметричные. К числу последних принадлежат антиклинали Фонагорийская (3.2.) и горы Круглой (3.8.) с короткими южными и более пологими и длинными северными крыльями. Слабо выраженная южная вергентность складчатости указывает на мередиональную ориентировку тектонических напряжений, направленных с севера на юг. В юго-западном направлении к центру площади амплитуда складок затухает от 600 до 100-150 м, далее к западной рамки листов опять увеличиваясь до 250-300 метров. В целом, для рисунка складчатости характерен гребневидный облик антиклиналей и мульдообразное строение синклиналей. Ориентировка осевых плоскостей складок (3.1.-3.4.) в осевой части прогиба – широтная, в южной - юго-западная. Здесь она подчинена границе между прогибом и Анапским выступом.

Северо-Таманская зона поднятий расположена между Керченско-Таманским периклинальным и Западно-Кубанским краевым прогибами. По данным целого ряда исследователей /167, 188, 137, 159/ зона поднятий не ограничивается северными участками Таманского и Керченского полуостровов, а составляет единое целое с юго-западной частью Керченского полуострова. В этой области на дневную поверхность в ядрах антиклинальных складок выходят более древние (верхнемеловые и палеоценовые) отложения. В восточном направлении Северо-Таманская зона поднятий протягивается на площадь смежного листа L-37-XXVI и далее выделяется под названием Анастасиевско-Троицкой антиклинальной структуры /167/. Основу структуры осадочного чехла Северо-Таманской зоны поднятий составляют две антиклинальные складки – антиклиналь мыса Каменного (2.1.) и Фонталовская (2.3.), разделённые мульдообразной Запорожской синклиналью (2.2.) (рис.6.3). Наиболее отчётливо антиклинальные складки проявлены в районе северной лопасти Таманского полуострова. В западном направлении амплитуда складок резко уменьшается от 1600-1700 м до 100 м, и в приграничной с Украиной полосе они сливаются в единую, пологую антиклиналь коробчатого, брахиформного типа (рис.6.3). В целом, ориентировка осей складок широтная, с некоторой ундуляцией в центральной части площади. Положение осевых поверхностей складок в разновозрастных отложениях неодинаково. Для антиклинали мыса Каменного (2.1.) и Запорожской синклинали (2.2.) отмечаются небольшие (до первых сотен метров) смещения осей в южном направлении от более древних срезов к молодым. Положение осевых плоскостей Фонталовской антиклинали (2.3.) на различных возрастных уровнях вообще имеет разную конфигурацию.

Западно-Кубанский краевой прогиб характеризуется, как и в восточных районах, ассиметричным строением с пологим северным (6-8^о) и более крутым (до 35^о) и коротким южным бортом. Внутренняя структура прогиба на севере площади осложнена серией пологих складок. Центральная часть и южный борт прогиба имеют простое строение. Для прогиба характерна довольно выдержанная мощность майкопских отложений, колеблющаяся в пределах 4000±100 метров, тогда как мощность надмайкопских отложений колеблется от 1800 м на бортах прогиба до 2600 м в его осевой части. Граница Западно-Кубанского краевого прогиба и Северо-Таманской зоны поднятий проводится условно по флексурообразному перегибу северного крыла антиклинали мыса Каменного, наиболее проявленному в подошве майкопа.

Для всего описываемого региона структура поверхности сарматских отложений, в целом, соответствует структуре поверхности майкопских отложений. Сарматские отложения отсутствуют (размыты) лишь на юго-восточном склоне Анапского выступа. Здесь на кровлю майкопских глин с размывом и стратиграфическим несогласием налегают мэотические отложения. Предмэотическое несогласие проявляется регионально на всей площади. Мэотис-поздненеогеновые отложения полностью повторяют складчатый рисунок нижних горизонтов сармата и майкопа.

Наиболее характерной особенностью Таманского полуострова и прилегающих акваторий Чёрного и Азовского морей является полное соответствие современного, относительно расчленённого рельефа структуре неогенового комплекса, что свидетельствует о существенной роли молодых неотектонических движений. Этот факт, на который обратил внимание А.Н. Шарданов /184/ подтверждается последними работами ГНЦ ГГП НПО «Южморгеология». Четвертичные террасы на крыльях складок местами наклонены под углом 10-15^о, а на сейсмоакустических профилях хорошо видно, что некоторые складки проявляются даже в рельефе морского дна. Большинство антиклинальных складок площади в приповерхностной части имеют диапировый или криптодиапировый характер. В диапировых ядрах обнажаются перемятые глины майкопской серии, протыкающие отложения миоцена и плиоцена.

Довольно часто к сводам антиклинальных структур приурочены грязевые вулканы, нередко сопровождающиеся вдавленностями (своеобразными альдерами) на вершинах антиклиналей. По данным А.Н. Шарданова /184/ на Таманском полуострове и в прилегающих акваториях Чёрного и Азовского морей известно 27 грязевых вулканов. Корни большинства из них по сейсмическим данным расположены на глубинах 5-6 км. В пределах Северо-Таманской зоны поднятий они опускаются до отложений нижнего мела. В Керченско-Таманском и Западно-Кубанском прогибах корни вулканов располагаются внутри майкопских отложений. В акватории морей большинство грязевулканических сопок быстро разрушаются за счёт действия волн. На площади ГК-200 преобладают грязевые вулканы, функционирующие равномерно в течение длительного времени, что затрудняет их поиски в акватории. Вулканы взрывного действия крайне редки.

Структура осадочного чехла Западно-Кубанского краевого прогиба и Северо-Таманской зоны поднятий осложнена серией разрывных нарушений, количество и амплитуда которых уменьшается снизу вверх по разрезу. Со складчатыми структурами они образуют единый парагенез, обусловленный субмеридиональным сжатием и парагенетически связанного с ним субширотного растяжения.

Наиболее интенсивные дизъюнктивные деформации зафиксированы на нижнемайкопском уровне, где основное поле их развития приурочено к Анапскому выступу и зоне его сопряжения с Керченско-Таманским периклинальным прогибом. Разрывные нарушения на современном эрозионном срезе практически отсутствуют. В пределах Анапского выступа проявлены нарушения с небольшой (100-300 м) вертикальной амплитудой субширотной (преимущественно взброс) и северо-западной (сбросы) ориентировки. Последние являются более поздними. Из субширотных нарушений важнейшим является Цемесский и Парпачско-Таманский разломы, характеристика которых приведена выше.

В Керченско-Таманском прогибе ориентировка разрывных нарушений приобретает северо-восточное направление, полностью совпадающее с ориентировкой прогиба. Среди разрывов данного направления заслуживает внимания Кизилташский разлом, который проявлен на всех трёх возрастных срезах (в кровле среднего сармата фрагментарно). Морфологический тип Кизилташского разлома более всего соответствует простому взбросу. Его сместитель падает на северо-запад под углом 60^о-80^о. Рассматриваемый разлом является кенседиментационным. По подошве майкопских отложений амплитуда вертикальных перемещений по разлому колеблется от 1000 до 1800 метров, нарастая в юго-западном направлении. В кровле майкопских отложений она сокращается и составляет первые десятки -1000 метров, а в кровле среднего сармата падает до первых десятков метров и лишь на центральном отрезке достигает 600-800 метров. Разрывные нарушения субширотной ориентировки немногочисленны, имеют небольшую амплитуду и протяжённость до 10 км.

6.2. Лист L-37-XXXIII

Площадь листа охватывает фрагмент горноскладчатого сооружения Большого Кавказа и часть Туапсинского краевого прогиба, расположенного в акватории Чёрного моря. По классификации В.Е Хаина /180/ горноскладчатое сооружение Большого Кавказа, расположенная между Скифской и Закавказской плитами, отвечает орогенам межконтинентального типа с двусторонней, но преимущественно южной вергентностью. Горноскладчатое сооружение не ограничивается сухопутной частью. Её граница с Туапсинским прогибом проходит в акватории Чёрного моря, где по данным ГСШ-200 /197/ улавливается фронт аккреционой линзы, “нависающий” над Туапсинским краевым прогибом. Граница горноскладчатого сооружения с Западно-Кубанским краевым прогибом проходит севернее площади листа вдоль, так называемой, Ахтырской флексуры, осложнённой надвигами с северной вергентностью.

В общем виде структура горноскладчатого сооружения Большого Кавказа на рассматриваемой площади по аналогии с более восточными районами, в сочетании с данными глубокого бурения и геофизическими материалами имеет двухъярусное строение. Нижний ярус предположительно представлен активизированными и вовлечёнными в орогенное поднятие краевыми частями Скифской и Закавказской плит (автохтон). Верхний ярус ближе всего соответствует аккреционно-коллизионной призме, расположенной одновременно на Скифской и Закавказской плитах (аллохтон), что разделяется не всеми соавторами (см. примечания перед главой “Заключение”).

Туапсинский краевой прогиб заложился на северном крае Закавказской плиты, в целом характеризуется асимметричным строением, связанным с формированием горноскладчатого сооружения.

Сведения о глубинном строении территории листа опираются на недавно полученные материалы магнитно-теллурического зондирования (МТЗ) по профилю Туапсе – Армавир, а также на материалы региональной гравики и магнитки. Последние в общем виде отражают особенности строения автохтонной части разреза и в отдельных случаях структуры аккреционной призмы.

Данные МТЗ по профилю Туапсе – Армавир указывают на наличие мощной субвертикальной зоны разуплотнения между Закавказской и Скифской плитами. Разрешающая способность метода МТЗ позволяет оценивать глубину данной зоны до 100 км. На соседнем к востоку листе границы зоны разуплотнения совпадают с положением Бекишейского и Тугупсинского разломов, западным продолжением которых в рамках описываемой площади являются соответственно Семигорский и Тхамахинский. Наличие такой глубинной структуры связывается нами с обстановкой растяжения, что в целом увязывается с существующей точкой зрения о периодическом подновлении зоны спрединга /380, 24, 143/ или рифтинга /180, 192, 324/ между плитами и согласуется с особенностями распределения ртутного оруденения, имеющего глубинные (мантийные) корни /113, 121/.

В физических полях основные тектонические элементы площади выражены слабо. Рисунок гравиметрического поля подчёркивает общекавказскую направленность геологической структуры данной территории. В общем виде наблюдается повышение значений поля силы тяжести в направлении с северо-востока на юго-запад от – 30мГал до 70мГал. Отрицательное гравиметрическое поле соответствует зоне сопряжения орогена Большого Кавказа с Западно-Кубанским краевым прогибом. Здесь же имеет место резко выраженный градиент, связанный с Ахтырской флексурой проявленной к северо-западу от площади листа. В пределах положительного поля выделяется гравиметрическая аномалия интенсивностью 50-60 мГал, протягивающаяся вдоль береговой зоны Большого Кавказа. Анализ структуры гравиметрического поля с привлечением данных по сопредельным территориям и данных по акватории Чёрного моря позволяет сделать вывод о связи данной аномалии силы тяжести с особенностями строения Закавказской плиты и в первую очередь с подъёмом фундамента плиты на стыке горноскладчатого сооружения с Туапсинским прогибом. Гравиметрическая аномалия интенсивностью 50-60 мГал имеет ломаную конфигурацию южного ограничения, сопровождаемую хорошо выраженным градиентом субширотной и северо-западной ориентировки, последний обусловлен сочетанием тектонических ступеней или флексурных перегибов в чехле, а возможно и в фундаменте Закавказской плиты. Наиболее отчётливо аномалия и этот градиент проявлены на карте второй вертикальной производной от аномалий силы тяжести в редукции Буге, сглаженной в окне 6 км /229/. Аномалия по простиранию распадается на три кулисообразно расположенных сегмента субширотной ориентировки, по направлению согласующиеся с субширотными отрезками береговой линии. Градиент, ограничивающий субширотные отрезки аномалий ещё более подчеркивает эту конфигурацию. Таким образом, тектоническая природа общего рисунка гравиметрической аномалии выглядит достаточно обоснованной. Субширотные отрезки последних в структуре аккреционной призмы соответствуют субширотным разрывным нарушениям сдвигового типа с левосторонним характером перемещения блоков.

Магнитное поле площади выглядит более контрастным. В центре листа выделяется отрицательная магнитная аномалия до 120 нТл, протягивающаяся от северо-западного угла к восточной рамке площади. Природа аномалии не ясна. Предположительно она связана с неглубоким залеганием гранитно-метаморфических комплексов доюрского фундамента Закавказской плиты, что в целом согласуется с материалами гравиметрической съемки. Рассматриваемая отрицательная аномалия, при ширине до 10-15 км, с северо-запада и юго-востока ограничена градиентами магнитного поля, что позволяет допускать проявление в фундаменте сопряжённой системы разломов субмеридиональной и восток-северо-восточной ориентировки (Геленджикский и Небугский). В пределах данной аномалии сосредоточены эпицентры всех новейших землетрясений, зарегистрированных на площади листа. К северу отрицательное магнитное поле плавно сменяется положительным, которое связывается с ареалом развития вулканогенных толщ среднего палеозоя в фундаменте /24, 380/. У западной рамки листа в акватории Чёрного моря оконтуривается восточный край второй положительной магнитной аномалии, эпицентр которой располагается за пределами площади. Данные сейсморазведки (ОГТ и НСАП) до глубины 8-9 км не позволяют увязать положительное магнитное поле с какими-то геологическими объектами. Вероятнее всего оно связано с увеличением мощности вулканогенной толщи байоса Закавказской плиты. Восточное ограничение этой аномалии сопровождается градиентом магнитного поля субмеридиональной ориентировки, который в северном направлении соединяется уже с упоминавшимися выше и отождествляется нами с разрывным нарушением в автохтоне. Степень изученности территории региональными геофизическими методами позволяет более или менее надёжно представить геологическое строение листа лишь до глубины 10-12 км в акватории и до 4 км на площади суши, ограничиваясь возрастным интервалом стратиграфических подразделений до байоса включительно. Состав и строение более древних отложений по геофизическим данным известен только для небольших участков территории. В частности, глубина залегания кровли кристаллического фундамента установлена на суше только в юго-восточном углу. По данным МТЗ в этой части суши она составляет 10-12 км. По данным ОГТ (метод общей глубинной точки) на этой же глубине находится кровля фундамента и в пределах акватории в Туапсинском прогибе /167, 168/.

Рассматриваемый геоструктурный элемент на суше и в прибрежной части акватории Чёрного моря представлен несколькими складчатыми зонами, в том числе киммерийской Гойтхско-Ачишхинской зоной и альпийскими Абино-Гунайской, Новороссийско-Лазаревской и Чвежипсинской зонами. В современной структуре каждая из зон является составной частью крупных альпийских тектонических покровов.

В составе складчатых зон выделяются структурно-вещественные комплексы (СВК) характеризующиеся различными фациальными особенностями, определёнными геодинамическими условиями образования, различным характером тектонического строения. В составе Гойтхско-Ачишхинской зоны выделяются снизу вверх: среднеюрский (аален-раннебайосский) терригенный СВК задуговых бассейнов (ЗСJ₂), байосский груботерригенный конгломератовый коллизионный СВК (KJ₂) и верхнеюрско-нижнемеловой терригенный в нижней части карбонатно-терригенный пестроцветный задуговых бассейнов (ЗС J₃-K₁). В составе Абино-Гунайской зоны выделяется два СВК – нижний верхнеюрско-нижнемеловой терригенный в низах разреза обломочно-известняковый СВК задуговых бассейнов (ЗС J₃-K₁) и верхнемеловой-палеоценовый субфлишевый олистостромовый СВК также задуговых бассейнов (ЗС K₂-P₁).

В составе Новороссийско-Лазаревской зоны выделены три СВК задуговых бассейнов - верхнеюрско-нижнемеловой терригенный (ЗС J₃-K₁) верхнемеловой флишевый карбонатный (ЗС K₂) и палеоцен-эоценовый флишевый окремнённый терригенно-карбонатный (ЗС P_1-2), а также олигоцен-раннемиоценовый коллизионный (горноскладчатых систем) терригенный молассовый с олистостромами СВК (ГС P₃-N₁). Последние два комплекса выделяются и в составе Чвежипсинской складчатой зоны. Для позднемелового возраста в составе зоны выделен карбонатный в низах разреза на уровне сеномана вулканогенно-терригенный СВК задуговых бассейнов (ЗС К₂).

Гойтхско-Ачишхинская складчатая зона в эрозионно-тектоническом окне вскрывается в северо-восточном углу площади. На дневной поверхности эта складчатая зона с северо-востока тектонически перекрывается аллохтонными массами Абино-Гунайской зоны Тхамахинским, с юго-запада ограничена Гогопсинским и Планческим крутопадающими разломами. В современной структуре она представляет собой поднятие брахиформного типа, на флангах тектонически перекрытое аллохтонными массами Абино-Гунайской и Новороссийско-Лазаревской складчатых зон. В составе Гойтхско-Ачишхинской складчатой зоны выделяются: Гойтхский аллохтонный структурно-вещественный комплекс (СВК) киммерийского задугового бассейна (ЗС J₂), коллизионный киммерийский СВК (K J₂) и неоавтохтонный Поднавислинский СВК раннеальпийского задугового бассейна (ЗС J₃-K₁). Аллохтонный Гойтхский СВК на площади листа образует нижний киммерийский структурный ярус и представлен терригенной формацией с примесью вулканомиктового материала кислого состава. Аллохтонное залегание Гойтхского СВК устанавливается на соседнем к востоку листе /281/, где он тектонически перекрывает вулканогенно-терригенный (вулканиты основного состава) Псехако-Березовский СВК, образуя так называемый Индюкский тектонический покров. Киммерийский (байосский) возраст формирования данного покрова доказан на соседнем листе /281/ и устанавливается, наряду с другими факторами, появлением конгломератов с галькой кристаллических пород, а также горизонтов олистостром в отложениях байоса. Последние выступают в качестве коллизионного СВК (KJ₂). Нижний, киммерийский структурный ярус характеризуется широким проявлением гребневидных симметричных складок с крутым (до 80^о) погружением шарниров на запад. Наиболее крупная Перевальная антиклинальная складка имеет широтную ориентировку, а в восточной части, вблизи Тхамахинского разлома, юго-восточную. Блок пород Гойтхского СВК, зажатый между Планческим и Безепским разломами, построен ещё более сложно. Здесь отчётливо проявляется мелкая складчатость северо-западного простирания, обусловленная правосдвиговыми перемещениями по указанным разломам. В отдельных обнажениях хорошо просматриваются две системы складок наложенных одна на другую. Раннеальпийский неоавтохтонный Поднавислинский СВК сложен кимеридж-барремской пестроцветной терригенно-карбонатной и терригенной формациями, запечатывающими киммерийскую структуру Гойтхского СВК. В пределах этого структурного яруса на фоне мелких пологих куполовидных складок с горизонтальными, либо полого падающими (10-15^о) на северо-запад и юго-восток шарнирами, выделяется Хребтовая мульдообразная синклиналь общекавказской (северо-западной) ориентировки.

Абино-Гунайская складчатая зона, сложенная титон-палеоценовыми отложениями, в составе которой выделяются собственно Абино-Гунайский СВК и Хадыженский СВК.

Хадыженский СВК слагает тектоническую пластину в северо-восточном углу листа, сложен кампан-палеоценовыми субфлишевыми отложениями, сформировавшимися в условиях задугового бассейна (ЗС K₂-P₁) и содержащими в разрезе горизонты олистостром и отдельные олистолиты более древних пород. С подстилающими отложениями Абино-Гунайского СВК рассматриваемый комплекс имеет тектонические контакты и выделяется в качестве аллохтонного.

Абино-Гунайский СВК по Псекупскому крутопадающему разлому разделяется на автохтонный (к северу от разлома) и аллохтонный комплексы задугового бассейна (ЗС J₃-K₁). Автохтонный комплекс представлен полого падающей на север моноклиналью, осложнённой серией крутопадающих нарушений с сбросо-взбросовым характером перемещений. Аллохтонный комплекс рассматриваемого СВК в составе альпийской аккреционной призмы образует верхний крупный тектонический покров. Последний состоит из двух тектонических пластин, откартированых в верховьях левых притоков р. Шебш. Отдельные фрагменты нижней из них можно наблюдать вдоль северного крыла Безепского разлома, где она представлена северным (верхним) крылом лежачей антиклинальной складки, нижнее крыло которой срезано надвигом. Верхняя тектоническая пластина Абино-Гунайского аллохтона характеризуется наличием серии мелких чешуйчатых надвигов и относительно крупных, слабо ассиметричных пологих синклинальных складок (Афипская, Папайская, Верхне-Безепская, Шабановская и др.) с южной вергентностью осевых плоскостей (пологое южное и более крутое северное крылья). Наиболее протяжённая Верхне-Безепская синклиналь прослеживается на расстоянии 25 км, на северо-западе подрезаясь надвигом, смятым в пологую складку синформного типа. Южная граница Абино-Гунайского аллохтона с Новороссийско-Лазаревским СВК проходит по Верхне-Абинскому правостороннему взбросо-сдвигу. Горизонтальная амплитуда перемещений по разлому в пределах листа не устанавливается. С привлечением данных по соседнему к северу листу она может быть оценена в 8-10 км, что десятки раз превышает вертикальную составляющую.

Новороссийско-Лазаревская складчатая зона охватывает основную часть горноскладчатого сооружения Большого Кавказа, распространена в составе одноимённого тектонического покрова, состоящего из четырёх крупных тектонических пластин, на отдельных участках распадающихся на более мелкие чешуи. Южная граница Новороссийско-Лазаревского аллохтона проходит в акватории Чёрного моря. В составе Новороссийско-Лазаревского СВК выделяются: нижнемеловая терригенная (ЗС К₁), верхнемеловая флишевая карбонатная (ЗС К₂) и палеоцен-эоценовая флишевая терригенно-карбонатная (ЗС P₁-P₂) формации задугового бассейна и олигоцен-нижнемиоценовая терригенная молассовая с олистостромами (ГС P₃-N₁) формация горноскладчатых систем. Чешуйчато-надвиговое строение Новороссийско-Лазаревской складчатой зоны, наряду с полевыми наблюдениями пологих тектонических швов, срезающих южные, зачастую опрокинутые на север, крылья антиклинальных складок, подтверждается данными бурения структурных и параметрических скважин. На основании материалов бурения и палеонтологический датировок толщ обосновано устанавливается тектоническое сдвоение разреза меловых отложений, когда под древними отложениями залегают более молодые, в стратиграфически нормальном или опрокинутом залегании (скв. 1,3) /411/. В наиболее глубокой на площади листа скважине 39 (глубина 4178 м) /410/ палеонтологически доказанное повторение разреза нижнемеловых отложений происходит трижды. В Новороссийско-Лазаревской складчатой зоне (аллохтоне) степень дислоцированности пород заметно возрастает с севера на юг, а также от верхней тектонической пластины к нижним. В составе верхней пластины, расположенной в тылу Новороссийско-Лазаревского аллохтона, между Верхне-Абинским и Семигорским разломами выделяется крупная – Коцехурская синклинальная складка общекавказского простирания, протягивающаяся от северной рамки листа до русла р. Шапсуго на расстояние более 50 км, при ширине до 10 км. Южное крыло складки осложнено серией более мелких складок, за счёт которых синклиналь приобретает асимметричное строение. В юго-восточной части пластины откартированы сопряжённые антиклинальная Пшадская и синклинальная Бурханская складки северо-восточной ориентировки. Антикавказское направление осевых плоскостей этих складок обусловлено левосдвиговыми смещениями по Джанхотскому разлому. Строение нижних пластин Новороссийско-Лазаревского аллохтона более сложно. В целом они представлены фрагментами лежачих антиклинальных складок, нижние запрокинутые крылья которых, как правило, срезаны надвигами. Самая нижняя пластина Новороссийско-Лазаревской зоны, тектонически перекрывающая Чвежепсинский СВК, представлена асимметричной синклиналью, южное, слабо волнистое пологое крыло которой полого погружается на юг, а северное запрокинуто в этом же направлении и срезано швом надвига.

Чвежипсинская складчатая зона на площади листа не обнажена. Выделяется она по геофизическим данным и данным бурения в рамках одноимённого тектонического покрова, залегающего в основании аккреционной призмы. Толщи покрова перекрывают байос-нижнемиоценовые комплексы Закавказской плиты и также тектонически перекрыты аллохтонными массами Новороссийско-Лазаревской складчатой зоны. В пределах суши наличие верхнемелового карбонатного комплекса Чвежипсинской зоны установлено под нижнемеловым (аптским) терригенным комплексом Новороссийско-Лазаревской зоны в Новомихайловской скважине (56) /410/ на глубине 2437-3011 м. По аналогии с соседней территорией (лист K-37-IV) /96/, где Чвежипсинская зона хорошо изучена на суше и занимает такое же тектоническое положение, в её составе выделяются следующие формации: верхнемеловая карбонатная (известняково-мергельная), в нижней части вулканогенно-терригенная (ЗС К2) и палеоцен-эоценовая терригенно-карбонатная (ЗС P1-2) формации задугового бассейна. Более древние (нижнемеловые и верхнеюрские) отложения в составе Чвежипсинской складчатой зоны на площади листа не вскрыты и на разрезах к геологической карте они не приводятся. Внутреннее строение Чвежипсинской аллохтонной пластины ввиду её глубокого залегания расшифровке не поддаётся и на разрезах показано предположительно.