Туапсинский краевой прогиб

6.2.2. Туапсинский краевой прогиб

Послесарматские-мэотис-четвертичные образования, выделяемые в ранге неоавтохтонного СВК, относятся к верхней терригенной молассе (ГС+ПР N₁-Q). Они трансгрессивно перекрывают как структурно-вещественные комплексы Закавказской плиты, так и комплексы горноскладчатой системы. Олигоцен-нижнемиоценовая моласса и неоген-четвертичный неавтохтонный СВК смяты в серию пологих линейных антиклинальных и корытообразных синклинальных складок с южной вергентностью осевых плоскостей и падением зеркала складчатости на юго-запад под углом 5-10^о. Длина антиклиналей достигает 25-50 км, при ширине до 6 км и амплитуде до 2 км. По данным ГСШ-200 морской акватории /197/, а также данным ОГТ /139/, они интерпретируются как бескорневые складки нагнетания, затрагивающие лишь верхние части разреза олигоцен-нижнемиоценовой молассы. Южные крылья антиклинальных складок повсеместно осложнены взбросо-надвигами с северным падением сместителя, а на отдельных участках и мало амплитудными сопряжёнными с ними взбросами южного падения.

Складки нагнетания, развиваются со среднего миоцена до голоцена включительно. Они выражены в рельефе дна акватории. На северных крыльях линейных пологих антиклиналей, приподнятых по взбросо-надвигам, на поверхность морского дна выходят среднемиоцен-плиоценовые породы. Мульды синклинальных складок выполнены плиоцен-нижнеплейстоценовыми образованиями и часто осложнены дополнительными складками.
6.2.3. Разрывные нарушения

По степени насыщенности разрывными нарушениями, их ориентировке и морфологии площадь листа L-37-XXXIII распадается на три части. На северо-востоке территории к северу от Гогопсинского разлома ведущими типами нарушений являются надвиги срыва и крутопадающие разломы северо-западной ориентировки. К числу первых относятся пологие надвиги Хадыженской и Абино-Гунайской зон, к числу вторых – Гогопсинской, Тхамахинский и Псекупский сдвиги правостороннего морфологического типа. Надвиги срыва парагенетически связаны со сдвиговыми перемещениями по крутопадающим нарушениям. На поверхности они установлены в основании Хадыженского, а также в основании Абино-Гунайского аллохтонных комплексов. В основании Хадыженского аллохтона шов надвига, падающий на северо-восток под углами 20-30^о, представлен зоной брекчирования (3-5 м) нижнемеловых глин, содержащих обломки верхнемеловых пород. По этому надвигу приведены в соприкосновение кампан-палеоценовые отложения Хадыженского аллохтона и аптские отложения (убинская свита) Абино-Гунайского автохтона.

В основании Абино-Гунайского аллохтонного комплекса надвиг срыва зафиксирован в левых притоках р. Безепс, где он представлен несколькими выдержанными по падению и простиранию, тектоническими швами, сопровождающимися зонами милонитизации мощностью от 3-5 м до 10-15 метров (обн. 6). Аллохтонный характер СВК подтверждается структурным несогласием, описанным выше.

Тхамахинский разлом, является северо-западным продолжением Тугупсинского правостороннего взбросо-сдвига, выделяемого на соседнем к востоку листе. В рамках описываемого листа амплитуда перемещений по Тхамахинскому разлому не устанавливается. На отдельных участках разлом сопровождается зонами меланжа до 200-250 метров мощности, по простиранию переходящих в тектонические брекчии, а, нередко, и в “сухие” швы.

Гогопсинский разлом протягивается через всю площадь соседнего к востоку листа, где располагается в осевой зоне спрединга (или рифтинга), контролирующей юрский бимодальный вулканизм. В пределах описываемого листа Гогопсинский разлом представлен небольшим отрезком у восточной рамки, где трассируется мощной (до 250 м) зоной меланжа, состоящей из тектонизированного глинистого матрикса с обилием зеркал скольжения, в массе которого заключены обломки пород различного состава и возраста (от юры до верхнего мела) Падение плоскости сместителя в обнажениях не устанавливается. Далее к северо-западу Гогопсинский разлом ветвится, распадаясь на три тектонических шва. Правосдвиговый морфологический тип Гогопсинского разлома, также как и Тхамахинского, определяется на соседнем к востоку листе /281/, где горизонтальная амплитуда смещений по этим разломам падает по направлению с юго-востока на северо-запад от 15 до 8-10 км.

К югу от Гогопсинского разлома до фронта аллохтонных масс Абино-Гунайского и Новороссийско-Лазаревского СВК ведущими нарушениями являются основной тектонический шов покровов и система надвигов, создающая чешуйчатый стиль тектоники аллохтонных масс, а также предположительно сопряжённые с надвигами крутопадающие сдвиги северо-западной и субширотной ориентировки.

Основные тектонические швы Абино-Гунайского, Новороссийско-Лазаревского и Чвежипсинского аллохтонов нигде не обнаружены. Основу строения Чвежипсинского покрова составляет пологая синформа, которая через флексурный изгиб переходит в также пологую антиформу. Последние устанавливаются предположительно по отрывочным данным ОГТ и при интерпретации гравиметрического поля. На соседнем к юго-востоку листе /96/ основной тектонический шов Чвежипсинского аллохтона (Воронцовский шарьяж) в пределах суши представлен мощной (до 250-300 м) зоной передробленных пород палеогена. Плоскость надвига падает на север под углами 15-30^о, иногда выполаживаясь до горизонтальной и даже приобретает южное падение. Амплитуда перемещения по Воронцовскому шарьяжу в рамках листа приблизительно оценивается в 25-30 км, что основывается на предположении о приуроченности корневой зоны Чвежипсинского аллохтона к Семигорскому разлому.

Строение Краснополянского шарьяжа геофизическими методами не устанавливается и показано предположительно по аналогии со строением Воронцовского покрова. Амплитуда перемещения по шарьяжу аллохтонных масс Новороссийско-Лазаревского и Абино-Гунайского СВК достигает 35-45 км.

Надвиги более высоких порядков доступны изучению в отдельных обнажениях и подтверждаются данными бурения структурных и параметрических скважин (скв. 37, 39, 42, 44). На поверхности швы надвигов сопровождаются зонами меланжа с тектонизированным, как правило, глинистым нижнемеловым матриксом, цементирующим обломки нижне- и верхнемеловых пород. Мощность зон меланжа колеблется от 2-3 до 20-30 метров и более. Тектонические швы имеют пологое (10-30^о) падение и волнистую форму. Один из таких надвигов зафиксирован в обн. 43. В тех случаях, когда они сопряжены с крутопадающими нарушениями, происходит резкий изгиб поверхности надвигов, за счёт чего они приобретают более крутое (50-60^о) северо-восточное падение. На глубоких горизонтах внутреннее строение пологих тектонических швов зафиксировано лишь в отдельных скважинах, а наличие надвигов устанавливается по микрофаунистически обоснованному сдвоению разреза меловых пород. В некоторых скважинах присутствие надвигов подкрепляется каротажными данными.

Из крутопадающих нарушений ведущими являются (с севера на юг) Планческий, Безепский, Верхне-Абинский, Семигорский, Цемесский, Джанхотский, Береговой, Джубгинский разломы. Первые три из них имеют в среднем запад-северо-западную ориентировку. На востоке они сливаются с Гогопсинским разломом, подчёркивая его правосдвиговую морфологию. Эти разломы, а также Семигорский, в плане имеют ломаную конфигурацию, связанную с сочетанием в них нарушений двух морфогенетических типов. По сути все перечисленные разломы состоят из отрезков разных тектонических нарушений. Однако, всеми предыдущими исследователями этого района, их положение на местности финансировалось именно так, как показано на описываемой геологической карте. Авторы в значительной мере уточнив морфологию нарушений и показав их сложное строение, составили общепринятые названия нарушений именно за теми швами, которые показаны на карте предшественников, как единые нарушения. Отрезки северо-западной ориентировки выступают как правосторонние взбросо-сдвиги. В этом отношении они принадлежат Гогопсинско-Тхамахинской системе разломов. Отрезки субширотной ориентировки принадлежат сдвигам левостороннего типа. Эти нарушения секут разломы Гогопсинско-Тхамахинской ориентировки. Наиболее ярко описанная структура разломов Безепского, Верхне-Абинского и Семигорского устанавливается в рамках последнего, где удаётся наблюдать смещение структур по субширотным сдвигам с амплитудой до 20-30 км.

Планческий, Безепский, Верхне-Абинский и Семигорский разломы проходят в ядерных частях антиклинальных складок, срезая их своды. Все разломы трассируются зонами дробления, брекчирования, рассланцевания и гидротермальной минерализации (обн. 1). Как правило, такие зоны мощностью до первых десятков метров цементируются прожилками кальцита, диккита, реже кварца. На участках, где разломы имеют субширотное простирание, мощность зон дробления резко увеличивается, образуются зоны растяжения или дуплексы растяжения, подчёркивающие правосдвиговый характер перемещений по этим разломам. К таким участкам разломов приурочена наиболее интенсивная гидротермальная проработка и проявление ртутной минерализации. Севернее площади листа к широтно ориентированным отрезкам Безепского, Планческого и Тхамахинского разломов приурочены несколько месторождений ртути. По морфологии разломы представляют собой правосторонние взбросо-сдвиги, однако амплитуда перемещений по ним в рамках площади листа не устанавливается.

Цемесский, Джанхотской, Береговой и Джубгинский разломы располагаются на фронте Новороссийско-Лазаревского аллохтона, имеют субширотную ориентировку, в целом сопряжены с субширотными отрезками Семигорского разлома и принадлежат к числу левых сдвигов. Левосдвиговые перемещения по этим разломам устанавливаются прямыми полевыми наблюдениями складчатости высоких порядков вблизи тектонических швов и массовым замерам трещиноватости.

Характерной особенностью круто падающих нарушений (Верхне-Абинского, Семигорского, Джанхотского, Берегового, Джубгинского и ряда более мелких) является невыдержанное в приповерхностной части падение поверхностей сместителей разломов. Участки с крутым северным падением по простиранию сменяются участками с крутыми южными падениями. Пропеллерообразный характер строения указанных тектонических нарушений вызван тангенциальным сжатием северо-восточного, северо-западного и субмеридионального направления /281/, неравномерно проявившимся на различных участках.

В пределах Туапсинского прогиба разрывные нарушения редки. Все они выступают в виде взбросо-надвигов, сопряжённых с антиклинальными складками. На отдельных участках такие взбросо-надвиги с северным падением сместителя осложняются взбросами с южным падением и амплитудой до нескольких десятков метров.

Корни Новороссийско-Лазаревского тектонического покрова не поддаются расшифровке. По аналогии с более восточными районами, они по-видимому располагаются в тылу аллохтонных масс этого покрова, соответствующих в нашем случае Верхне-Абинскому разлому.

В общем виде структура горноскладчатого сооружения и Туапсинского прогиба подчинена фронтальному сжатию, которое сопровождалось на первом этапе формированием аллохтонных масс и надвигов срыва, которые в последующем были осложнены системой сопряжённых диагональных сдвигов, а на заключительном этапе – серией антикавказских зон сжатия антикавказского простирания.

Важное место в структуре аккреционной призмы занимают диагональные зоны дислокаций северо-восточного (40-50^о) простирания, парагенетически связанные не с фронтальной, а с субширотной ориентировкой напряжений сжатия. Наиболее яркой из них является Дефановская зона, проявившаяся в структуре Новороссийско-Лазаревского аллохтона. В каждой из пластин последнего она выглядит по разному. На фронте аллохтона – это зоны асимметричной складчатости антикавказской ориентировки и западной вергентности, в тылу – зона надвигов с падением сбрасывателей на северо-запад. К числу таких зон могут быть также отнесены Пшадская зона складчатости, расположенная западнее Дефановской в тылу Новороссийско-Лазаревского аллохтона и Небугский разлом, выявленный на основании аномальной ориентировки изолиний магнитного поля, фрагмент которого фиксируется на юго-востоке листа в акватории Чёрного моря.

Пшадо-Убинская субмеридиональная зона трещиноватости является наиболее молодой дизъюктивной структурой площади. Её положение хорошо фиксируется на космических снимках мелкого масштаба, а также устанавливается непосредственно в обнажениях, по широкому развитию субвертикальных, в большинстве своем минерализованных, трещин, наиболее широко проявленных севернее Верхне-Абинского взбросо-сдвига. Характер смещений по таким трещинам не всегда ясен. Хорошо фиксируются лишь сбросовые тектонические подвижки, с амплитудой в первые сантиметры. Пшадо-Убинская зона трещиноватости играет важную роль в распределении и локализации гидротермального оруденения. В её пределах на площади листа расположено Пшадо-Папайское потенциальное рудное поле с золото-ртутной минерализацией, а к северу от описываемой территории к данной зоне приурочено большинство известных месторождений киновари (Сахалинское, Дальнее, Белокаменное, Медвежьегорское). В акватории Чёрного моря южное продолжение Пшадо-Убинской зоны, проведено в палеоцен-эоценовых отложениях до подошвы апшеронских образований. Однако косвенным подтверждением её наличия в акватории является субмеридиональное положение Вуланского каньона, выполненного ранне- среднечетвертичными образованиями. По материалам ОГТ и НСАП линия конкретного разлома в акватории не устанавливается.

Современные тектонические деформации, указывающие на продолжающийся и в настоящее время процесс коллизии зафиксированы по ступенчатому воздыманию уровней одновозрастных морских террас побережья /119, 120/, происходящему на отрезке от мыса Идокопас на западе до восточной рамки листа. Амплитуда перемещений по таким нарушениям составляет от 3-5 до 25 м. Согласно общепринятой схеме районирования новейших структур, площадь листа располагается в пределах Туапсиснкого субмеридионального тектонического блока, занимающего промежуточное положение между наиболее приподнятым Сочинским на востоке и опущенным Новороссийским на западе блоками. Границы указанных блоков располагаются соответственно за восточной и западной рамками территории листа. В современной структуре /119/ все перечисленные тектонические блоки принадлежат Большекавказскому мегасводу, представляющему собой продольные складчато-блоковые структуры, которые объединены в брахисводы, осложнённые грабенами. Наибольшее распространение грабенообразные структуры растяжения, ширина которых достигает 10-15 км, получили на северном крыле Большекавказского мегасвода. Кроме того, последними работами Института Физики Земли РАН /148/, на площади листа установлено наличие взбросо-сбросовых подвижек амплитудой от первых сантиметров до 1,5 метров вдоль основных разломов общекавказской ориентировки, по которым происходит смещение не только элювиально-делювиальных склоновых образований, но и современных почв, абсолютный возраст которых определён в пределах 990100 лет и 52080 лет. Помимо одноактных сейсмогенных подвижек, этими же исследователями установленны медленные геологические движения, которые за последние 100-300 лет измеряются средними скоростями 1,5-2,0 мм/год, причём геологическая и сейсмическая активность изученных нарушений на южном склоне Северо-Западного Кавказа несравненно выше, чем на северном склоне.