Книга I введение экономический анализ работ
жүктеу/скачать 2.44 Mb.
|
В современной структуре площади листа выделяются альпийские Абино-Гунайская, Новороссийско-Лазаревская и Чвежепсинская складчатые зоны и переработанная в альпийский этап киммерийская Гойтхско-Ачишхинская с отчётливым двухъярусным строением.Киммерийский структурный ярус Гойтхско-Ачишхинской зоны объединяет фрагменты тектонически совмещённых в киммерийский этап нижне-среднеюрского Псехако-Березовского и среднеюрского Гойтхского СВК. Геодинамические условия формирования этих комплексов остаются дискуссионными и на сегодняшний день до конца не выяснены. В данной работе принята концепция кавказских геологов /24, 143/. Для обоих комплексов не установлены подстилающие их в первоначальном разрезе отложения. Каждый из комплексов является аллохтонным, бескорневым и характеризуется сложноскладчатым строением покровных масс, осложнённым более молодыми крутопадающими разломами общекавказской ориентировки. Гойтхско-Ачишхинская складчатая зона характеризуется дивергентным строением. В качестве осевой части зоны проходит Гогопсинский разлом предположительно, глубинного заложения (контролирует ртутное гидротермальное оруденение). К северу от него доминируют складки с северной вергентностью, к югу – с южной. Не исключено, что южная вергентность связана с альпийским этапом тектогенеза. Псехако-Березовский СВК залегает в основании видимого разреза. Сложен он нижне-среднеюрскими, до аалена включительно, существенно глинистыми отложениями, содержащими в разрезе базальтоиды толеитового ряда, а также туфы и лавы среднего и кислого состава известково-щелочного ряда /24, 143/. Общая мощность видимой части разреза более 3100 м. Согласно представлениям кавказских геологов /380/ породы этого комплекса накопились в осевой части зоны задугового спрединга (ЗС J1-2) киммерийской островной дуги. Псехако-Березовский СВК наиболее широко распространён на юго-восточном фланге Гойтхско-Ачишхинской складчатой зоны, где слагает так называемый Чаталтапинский тектонический покров с юго-запада и северо-востока ограниченный Гогопсинским и Тугупсинским разломами. Отдельные выходы Псехако-Березовского СВК установлены в бассейнах р.р. Сеже, Гунайка и Псеушхо, в эрозионных окнах Индюкского тектонического покрова. В Чаталтапинском тектоническом покрове толщи рассматриваемого СВК слагают серию узких гребенчатых, опрокинутых на северо-восток складок, осложнённых мелкими складками более высоких порядков и разбитых многочисленными крутопадающими тектоническими нарушениями. На северо-восточном фланге тектонического покрова, слагающие его породы надвинуты на образования (лаурская свита и средний карбон) Чугушского выступа складчато-глыбового поднятия Главного хребта. Амплитуда перемещения покровных масс на соседнем к югу листе /96/ превышает 5 км. В эрозионных окнах Псехако-Березовский СВК представлен верхней своей частью. В каждом из них породы СВК залегают моноклинально, погружаются в северных румбах под углом 30-70о. Гойтхский СВК представлен среднеюрской вулканогенно-терригенной формацией общей мощностью более 5600 м, сформировавшейся на шельфе островной дуги (ШД J2) /24, 143, 96/. В пределах Гойтхско-Ачишхинской складчатой зоны он слагает верхнюю тектоническую пластину (Индюкский тектонический покров), перекрывающую комплекс пород Псехако-Березовского аллохтона. Основной тектонический шов покрова наблюдался по р. Хахопсе, Сеже и Псеушхо. В левом борту р. Хахопсе он представлен зоной брекчий мощностью до 2,5 м падающей на северо-северо-запад под углами 20-25о. В бассейне р. Сеже – это зона меланжа мощностью до 5 метров, имеющей азимутально-невыдержанные элементы залегания и содержащей в милонитизированном аргиллитовом матриксе обломки вулканитов кислого состава из верхней пластины. В правом притоке р. Псеушхо шов Индюкского тектонического покрова представлен мощной (до 20 м) зоной смятия и милонитизации. Здесь, помимо обломков представляющих породы обоих аллохтонных комплексов, отмечены обломки палеозойских гранитоидов и метаморфитов зоны Главного хребта. Гойтхский СВК характеризуется широким развитием (гребневидных) симметричных складок, сложно сочетающихся со складками с крутым погружением шарниров (до 70о) на запад, редко на восток под углами до 20-25о. По данным Л.М. Расцветаева, такой характер складчатости обусловлен латеральным перемещением тектонического материала в северо-западном направлении вдоль оси складчатой зоны, вызванным тангенциальным сжатием северо-восточного, северо-западного и субмеридионального направления. В общем виде на северном фланге Индюкского тектонического покрова складчатость отличается северной вергентностью. На южном фланге у Бекишейского разлома складки приобретают стулообразную, флексурообразную форму с явной южной вергентностью, что возможно обусловлено перестройкой плана деформаций в альпийский этап тектогенеза. Альпийский структурный ярус Гойтхско-Ачишхинской складчатой зоны сохранился от размыва у западной рамки планшета в бассейне реки Псекупс и небольшими останцами в верхнем течении р. Б. Псеушхо, и правобережье р. Пшиш. Здесь киммерийские образования складчатой зоны с угловым и азимутальным несогласием, с горизонтом известняковых конгломератов в основании перекрываются неоавтохтонным Поднависленским СВК. Он сложен терригенно-карбонатной, в средней части пестроцветной, титон-берриасской формацией задугового бассейна (ЗС J3-K1). О неоавтохтонном характере Поднависленского СВК помимо стратиграфического несогласия с отложениями Гойтхско-Ачишхинской зоны указывает и разный стиль пликативных дислокаций этих комплексов. Поднависленский СВК характеризуется пологой, куполовидной складчатостью. Абино-Гунайская складчатая зона располагается на северо-западном фланге складчато-глыбового сооружения Большого Кавказа. От остальных альпийских складчатых зон она отличается сложными и неоднозначными взаимоотношениями с Западно-Кубанским краевым прогибом, Северо-Кавказским краевым массивом и складчато-глыбовым поднятием Главного хребта и, наконец, с Гойтхско-Ачишхинской складчатой зоной. В юго-восточной части листа, в правобережье Пшехи (район пос.Тубы) Абино-Гунайский СВК выступает в качестве неоавтохтонного комплекса запечатавшего киммерийскую структуру осадочного чехла Чугушского выступа складчато-глыбового поднятия Главного хребта. Здесь площадь развития Абино-Гунайского СВК ограничена Тугупсинским и Навагинским разломами, имеет северо-западную (диагональную к общему простиранию горного сооружения) ориентировку. В основании разреза СВК располагается горизонт тектоно-гравитационной, предположительно фронтальной олистостромы байосского возраста, (обн. 64) знаменующей начало киммерийского коллизионного этапа развития территории. Разрез Абино-Гунайской зоны наращивается четырёхсотметровой грубо терригенной толщей келловея и далее верхнеюрско-берриасовской карбонатной толщей (до 600 м), являющейся продуктом разрушения Лагонакской рифовой постройки (ЗС J2-K1). Стратиграфически наращивают разрез нижнемеловые (берриас-альб) отложения грубо терригенного и глинистого состава (ЗСК1) до 2600 м мощности. Основываясь на разработках кавказских геологов /24, 96/ все перечисленные образования отнесены к формациям задугового бассейна (ЗС). Основным структурным элементом Абино-Гунайского СВК является крупная синклинальная структура северо-западной ориентировки, известная под названием Режетской мульды. Последняя имеет симметричное строение с падением пород на её крыльях под углом 10-30о. К юго-западу от режетской мульды реставрируется антиклинальное поднятие, являющееся северо-западным продолжением Чугушского выступа. В центральной и западной части общей площади развития пород Абино-Гунайского СВК толщи последнего тектонически перекрывают образования киммерийских тектонических покровов и даже неоавтохтонного альпийского Поднависленского СВК Гойтхско-Ачишхинской складчатой зоны. В направлении с востока на запад нижние горизонты тектонического покрова постепенно “срезаются” и в междуречье Пшиш – Гунайка, и на левобережье р. Чепси на титон-берриасских отложениях Поднависленского СВК тектонически залегают титон-берриасские отложения Абино-Гунайской складчатой зоны. Амплитуда перемещения покровных масс составляет не менее 10 км. Основной тектонический шов покрова наблюдался в правом борту р. Пшиш и по р. Сеже, где представлен зоной меланжа до 50 метровой мощности, падающей на северо-северо-запад под углами 10-20о, на других участках он не обнажается. В приустьевой части р. Гунайка, а также в правобережье р. Сосновка – правого притока р. Псекупс шов покрова осложнён субвертикальными кулисообразно расположенными разломами широтного простирания левосдвиговой морфологии. Такую же широтную ориентировку на этом участке приобретают и две синформы, сложенные аллохтонными массами Абино-Гунайского СВК и антиформа в пределах Гойтхско-Ачишхинской складчатой зоны. Южная синформа известна под названием Гунайской мульды, имеет ассиметричное строение с пологим (10-15о) южным и более крутым (до 70о) северным крылом, нарушенным надвигом. Размах южного крыла составляет более 8 км. Субширотное простирание указанных структур свидетельствует о приоритете субмеридионального сжатия на данном отрезке Абино-Гунайской складчатой зоны. От Северо-Кавказского краевого массива Абино-Гунайская складчатая зона отделена зоной разрывных нарушений Навагинского разлома, а от Западно-Кубанского краевого прогиба – системой разрывных нарушений листрического типа, объединённых в Хадыженскую зону надвигов или Хадыженский АК, сложенный кампан-среднеэоценовыми терригенно-карбонатными субфлишевыми олистостромовыми образованиями задугового бассейна (ЗС K2-P2). В пределах Хадыженской зоны надвигов в разрезе Абино-Гунайского СВК существенную роль играют сопряжённые с надвигами горизонты микститов сложного генезиса, представляющие в различной степени тектонизированные олистостромы, а также тектонические зоны меланжа. Зона меланжа в подошве Хадыженского АК на контакте с нижним мелом перебурена в бассейне р. Псекупс (скв. 14). Хадыженская зона надвигов развита на северном фланге Абино-Гунайской зоны, на отрезке от северо-западного угла листа до левобережья р. Пшеха и представлена серией (до четырёх) надвигов, сопряжённых с антиклиналями с южной вергентностью. Надвиги Хадыженского АК представлены зонами меланжа мощностью от 3 до 20 м, падающими на ССВ под углами 25-30о (обн. 44). Ими затронуты отложения от верхнего мела до эоцена включительно. На отдельных участках они запечатаны средне-позднеэоценовыми отложениями с горизонтами гравитационных олистостром. Отчётливо выраженная направленность надвигов и антиклинальных структур рассмотренной зоны в сочетании с условиями залегания Хадыженского АК указывают на перемещение покровных масс с севера на юг, в сторону осевой части альпийского задугового бассейна. По морфологии эти надвиги ближе соответствуют надвигам срыва. Время их проявления – эоцен. Новороссийско-Лазаревская складчатая зона занимает юго-западную часть листа, контактируя с Гойтхско-Ачишхинской зоной по Бекишейскому разлому. Складчатая зона сложена флишевыми терригенными и карбонатно-терригенными отложениями нижнемел-олигоценового возраста общей мощностью более 7000 м. По условиям образования породы зоны отнесены к отложениям флишевых прогибов, развивающихся в условиях задугового бассейна альпийской закавказской островной дуги. Имеющийся фактический материал позволяет предполагать, что Новороссийско-Лазаревская складчатая зона слагает тектонический покров, перекрывающий отложения Чвежепсинской складчатой зоны. На площади листа K-37-IV тектонический шов, разделяющий две складчатые зоны, представлен Краснополянским разломом, представляющим серию сближенных взбросов и надвигов, сопровождаемых зонами дробления мощностью от 100 до 400 м /96/. На этой же площади Краснополянский разлом перебурен скважиной, в которой под нижнемеловыми флишевыми отложениями Новороссийско-Лазаревской зоны вскрыты верхнемеловые нефлишевые отложения Чвежипсинской. Аналогичный тектонический контакт вскрыт на глубине 2500-2800 м. Новомихайловской скважиной, расположенной в 12 км к западу от рамки листа. Данные бурения хорошо увязываются с материалами магнитно-теллурического зондирования (МТЗ), согласно которым в основании Новороссийско-Лазаревской складчатой зоны к югу от Бекишейского разлома трассируется зона разуплотнения мощностью более 200 м, погружающаяся на юг с глубины 1000-1200 м до 2500-2700 м у береговой линии, что хорошо согласуется с глубиной залегания тектонического шва, перебуренного Новомихайловской скважиной. В акватории Чёрного моря зона Краснополянского разлома проводится условно по контакту палеоценовых и среднемиоценовых отложений, однако выражена геоморфологически, совпадая с бровкой шельфа. До настоящего времени корни покрова Новороссийско-Лазаревской зоны не установлены, однако, учитывая данные по соседним площадям (лист K-37-IV) /96/. а также ярко выраженную южную вергентность складчатости альпийского этапа, можно предполагать, что корни Новороссийско-Лазаревского СВК располагались в области Бекишейского разлома. В этом случае амплитуда перемещения аллохтонных масс составляет более 15 км. Внутренняя структура Новороссийско-Лазаревского АК характеризуется развитием интенсивной складчатости линейного типа, как правило, с тектонически срезанными южными крыльями антиклинальных складок, что придаёт складкам ассиметричное строение с более длинным пологим северным крылом и коротким крутым южным. По мере приближения к береговой линии Чёрного моря складки опрокидываются на юг с падением осей складок на северо-восток под углами 85-75о. Параллельно, либо под острым (20-30о) углом к осям складок в аллохтонном комплексе развиты многочисленные разрывные нарушения взбросового типа. В общем виде Новороссийско-Лазаревский аллохтон представляет собой крупную синформу. К юго-востоку от правобережья р. Туапсе до южной рамки листа, эта синформа осложнена узкой антиформой горстообразной формы, по которой на поверхность выведены отложения аптского яруса тектонически зажатые между породами сеномана, которые в магнитном поле выражаются локальными максимумами, связанными с туфами среднего и основного состава. В геофизических полях антиформа выражена положительной гравиметрической аномалией, по-видимому, связанной с приближением к поверхности вулканитов осадочного чехла Закавказской плиты (Краснополянской и Абхазо-Рачинской зон). На меридиане г.Туапсе общекавказская структура Новороссийско-Лазаревской зоны испытывает флексурообразный изгиб, меридиональной ориентировки, природа которого нуждается в дополнительном обосновании. Один из вариантов предполагает связь флексуры с правосдвиговыми дислокациями в пределах Черноморско-Лазаревской складчато-разрывной зоны. Изгиб испытывают как пликативные, так и дизьюктивные нарушения. В пределах флексуры Бекишейский разлом приобретает меридиональную ориентировку. В правобережье р. Туапсе он выражается системой взбросов или крутых надвигов (падение на восток под углами 60-40о), сопровождаемых зонами меланжа 500 метровой мощности. Меланж представлен интенсивно тектонизированным глинистым матриксом готерив-барремского возраста, цементирующим обломки средне-верхнеюрских и нижне-верхнемеловых пород. В верховьях р. Псекупс ориентировка Бекишейского разлома становится широтной и далее на север, контакт между Новороссийско-Лазаревской и Гойтхско-Ачишхинской зоной проходит по Безепскому надвигу, представленному серией пологих (углы 10-15о) тектонических швов, выполненных милонитизированными нижнемеловыми глинами, содержащими обломки нижне и верхнемеловых пород. На северо-западном фланге, южнее широтного отрезка Бекишейского разлома, Новороссийско-Лазаревская складчатая зона также приобретает широтную ориентировку, которая подчёркивается двумя крупными антиклинальными и сопряжённой с ними синклинальной складками с размахом крыльев до 1,5 км. Складки осложнены мелкими складками более высоких порядков явной южной вергентности (короткие южные и более длинные – северные крылья антиклиналей), а южные крылья антиклиналей ещё и разломами параллельными широтно-вытянутым осям складок. Широтная ориентировка этих структур в пределах Новороссийско-Лазаревской зоны согласуется с таким же направлением структур Абино-Гунайского аллохтона (Гунайская мульда). Чвежипсинская складчатая зона в пределах листа не обнажается. В самом юго-западном углу листа в акватории Чёрного моря, южнее предполагаемого Краснополянского разлома мел-эоценовые отложения слагающие разрез Чвежепсинской складчатой зоны перекрыты чехлом миоценовых отложений. Верхнемеловые карбонатные отложения Чвежепсинской зоны вскрыты под Новороссийско-Лазаревским аллохтоном в разрезах 2-х скважин. На соседнем к югу листе /96/ отложения Чвежипсинской складчатой зоны аллохтонно перекрывают среднеюрские вулканогенные толщи Гагрско-Джавского складчато-глыбового поднятия Закавказской плиты. жүктеу/скачать 2.44 Mb. Достарыңызбен бөлісу:
|