Книга I введение экономический анализ работ

7. И С Т О Р И Я Г Е О Л О Г И Ч Е С К ОГ О Р А З В И Т И Я

История геологического развития Таманского полуострова и прилегающих акваторий Чёрного и Азовского морей, может быть описана лишь с привлечением данных по смежным территориям России и Украины, причём раннемезозойский и более древние этапы развития, вызывающие наибольшие дискуссии у исследователей этого района, расшифровываются с наименьшей степенью надёжности, в связи со слабой изученностью глубоких горизонтов земной коры.

Площадь рассматриваемых листов сложена породами сформировавшимися на ранне- и позднеальпийском этапах развития. Осадконакопление на раннеальпийском этапе по аналогии с более восточными районами с учётом геофизических материалов было подчинено взаимодействию таких геодинамических элементов как Скифская и Закавказская плита с периклинальным замыканием Большекавказского бассейна, расположенного на стыке этих плит. На Скифской плите в раннемеловой-среднеэоценовый отрезок времени в условиях континетального шельфа и континентального склона накапливались существенно-глинистые толщи нижнего мела, карбонатные отложения верхнего мела и карбонатно-глинистые отложения палеоцена среднего эоцена /106, 109, 57, 17/. При этом, по крайней мере, палеоцен-эоценовый бассейн осадконакопления имел ориентировку Кавказского (северо-западного) направления. В это время наметилась граница между Азовским и Черноморским бассейнами седиментации, (Западно-Кубанским и Керченско-Таманским прогибами) в качестве которой выступало поднятие, территориально совпадающее с Северо-Таманской зоной поднятий. Мощность палеоцен-эоценовых образований на поднятии составила около 150-200 метров, тогда как к северу (Азово-Кубанская и Ергени-Азовская СФЗ) она возрастает до 1500 метром (континентальный шельф), а к югу (Кубанская СФЗ) – до 650 метров (предполагаемый континентальный склон). Отложения указанных возрастов отлагались в относительно мелководных условиях, на что указывают бентосные формы ископаемой фауны, распространённые по всему разрезу.

Характер развития западного замыкания Большекавказского бассейна и Закавказской плиты можно только предполагать. К числу образований Большекавказского бассейна, вероятно, принадлежат меловые и палеоцен-эоценовые отложения области, территориально совпадающей с современными контурами Анапского выступа. Здесь накапливались глубоководные флишевые терригенные (ранний мел) и карбонатно-терригенные (поздний мел – ранний эоцен) отложения (Новороссийско-Лазаревская СФЗ). Суммарная мощность этих отложений в данном районе не установлена. По данным сейсморазведки мощность только палеоцен-эоцена здесь возрастает до 4000 метров. На прилегающих с востока территориях суши она составляет 3-3,2 км, а суммарная мощность мел-раннеэоценовых отложений оценивается в 7-8,5 км.

Особенности развития предполагаемой на юге площади Закавказской плиты не поддаются расшифровке. По сейсмическим данным, здесь, в автохтоне предполагаемых флишевых толщ Большекавказского бассейна среди предположительно верхнеюрско-нижнемеловых отложений выявляется линза биогермных известняков, принадлежащих по всей вероятности осадочному чехлу Закавказской плиты. Мощность известняков до 600 метров.

Позднеальпийский этап развития площади связан с развитием таких важнейших элементов, как Керченско-Таманский и Западно-Кубанский прогибы. Последние, вместе с разделяющей их Северо-Таманской зоной поднятий развивались, в общем виде, по сценарию эпиконтинентальных прогибов. Здесь, также как и на прилегающей платформенной части, выделяются трансгрессивная (молассовая глинистая P₃-N₁), инундационная (глинистая N₁), регрессивная (терригенно-карбонатная и песчано-глинистая N₁-N₂) и эмерсивная (терригенная молассовая N₂-Q) стадии, тесно связанные с залеганием и развитием сопряжённых с прогибами горноскладчатых сооружений (коллизия). На фоне этого относительно идеального трансгрессивно-регрессивного цикла имели место трангрессивно-регрессивные циклы более высоких порядков, наиболее отчётливо проявившиеся на последних двух стадиях.

Анализ мощностей палеоцен-эоценовых и майкопских отложений (рис.6.2) вместе с новыми данными, полученными при подготовке к изданию листа L-37-XXXIV /93/, показывает, что заложение Западно-Кубанского краевого и Керченско-Таманского периклинального прогибов произошло, вероятнее всего, в конце эоценового времени. К позднему эоцену относится начало коллизионного этапа развития данного региона, вызванного сближением Аравийской и Евразийской плит /93/. Наиболее активно процесс коллизии проявился в олигоцен-раннемиоценовое время, когда на фоне общего воздымания горноскладчатых систем Большого Кавказа и Горного Крыма и заложения по их периферии краевых и предгорных прогибов, произошло закрытие Большекавказского бассейна, шарьирование на Закавказскую плиту флишевых толщ, формирование в покровных комплексах чешуйчатых надвигов и сопряжённой с ними складчатости, а в пределах прогибов - накопление мощной толщи (до 7 км) молассовых, существенно глинистых глубоководных осадков (трансгрессивный этап) с развитием конседиментационной складчатости. Одновременно с заложением прогибов обособился Анапский выступ (западное замыкание Большого Кавказа), в пределах которого мощность майкопских отложений сокращается до 100-2000 метров.

Тархан-сарматское время отвечает инундационному этапу общего трансгрессивно-регрессивного цикла. Оно характеризуется накоплением слабо карбонатных глин с пластами и горизонтами мергелей и известняков. Вверх по разрезу заметно увеличивается содержание груботерригенных пород – алевролитов и песчаников, что указывает на постепенное обмеление морского бассейна (по сравнению с олигоцен-раннемиоценовым временем). Мощность тархан-сарматских отложений крайне не выдержана и колеблется от 600 до 1500 метров, хотя крупных размывов и стратиграфических несогласий в этих отложениях не отмечается. Непостоянство мощностей, накопившихся в тархан-сарматское время отложений, объясняется накоплением осадков в условиях тангенциального сжатия и развития конседиментационной складчатости диапирового и в меньшей степени криптодиапирового типа.

В позднем сармате на фоне продолжающегося на смежной территории общего воздымания горноскладчатых систем, продолжающейся складчатости и сопряжённой с ними регрессией моря, большая часть территории была, на короткое время, выведена на поверхность, что привело к возникновению углового и стратиграфического несогласия между мэотической холоднодолинской свитой и позднесарматскими отложениями.

Мэотис-понтический отрезок истории района характеризовался мелководными морскими условиями с накоплением биогермных (мшанковых) известняков на сводах антиклиналей и глин с редкими прослоями песков в синклинальных мульдах.

Киммерий-раннеакчагыльское время ознаменовалось новой более продолжительной регрессией. Морской бассейн обмелел, что создало благоприятные условия для отложения оолитовых железных руд и формирования титан-циркониевых прибрежных россыпей. Наличие многочисленной бентосной фауны остракод по всему разрезу подтверждает мелководность мэотис-акчагыльского бассейна. Пик регрессии приходится на позднеакчагыльское время, характеризующееся повсеместным размывом и стратиграфическим несогласием с образованием базальных горизонтов.

Четвертичный этап развития района соответствует эмерсивной стадии развития Таманского полуострова, которая сопровождалась по данным В.М. Андреева /200/ несколькими регрессивно-трансгрессивными циклами высоких порядков, основные из которых относятся к началу раннего плейстоцена, середине раннего плейстоцена, среднему и верхнему плейстоцену. В начале раннего плейстоцена уровень моря, судя по врезу речных долин в пределах нынешнего Туапсинского прогиба опустился до 500 м. В результате последующей, затем раннеплейстоценовой трансгрессии, долины были заполнены тонкими глинистыми осадками. В середине раннего плейстоцена в акватории Чёрного моря образовался материковый склон. К этому времени приурочено и начало образования глубоководных конусов выноса палео-Дона и палео-Кубани /200/. Последние регрессивно-трансгрессивные циклы носили менее амплитудный характер и, начиная со среднего плейстоцена в описываемом районе преобладали лиманно-морские и дельтово-озёрные условия, близкие к современным.

Альпийская коллизия в пределах площади сопровождалась грязевым вулканизмом. Зафиксировано несколько всплесков грязевулканической деятельности, приведшей к формированию сопочных брекчий на различных возрастных срезах кайнозойских отложений. По данным А.Г. Штернова /189/ наиболее древние сопочные брекчии установлены в среднемайкопских отложениях, что позволяет датировать начало грязевулканической деятельности олигоценовым временем. Следующий наиболее крупный этап проявления грязевых вулканов относится к мэотическому времени (сопочные брекчии широко развиты в отложениях холоднодолинской свиты). Начиная с позднего акчагыла и до настоящего времени грязевулканическая деятельность проходила практически непрерывно. Генезис грязевых вулканов является предметом острых дискуссий. Ряд исследователей связывает грязевые вулканы с формированием газонефтяных месторождений. Эта точка зрения основывается на преобладании метана в составе газов грязевых вулканов. Другие исследователи /189/ придерживаются мнения. Абиха Г.В., который полагает, что грязевые вулканы генетически связаны с эндогенными процессами. Наличие в газах грязевых вулканов повышенных (до 7 х 10^-5 мг/л) содержаний паров ртути и аномальные содержания ряда элементов (мышьяка, ртути, хлора, йода, брома) в продуктах деятельности ныне действующих вулканов, позволяет с большей достоверностью считать, что корни грязевых вулканов связаны либо с глубинными тектоническими зонами земной коры, либо с внедрившимися в верхние слои коры магматическими телами, которые обусловили поступление в эруптивный аппарат грязевых вулканов эманаций и гидротерм, обогащённых “глубинными” химическими элементами. Отсутствие перечисленных химических элементов в сильно газирующих нефтяных грифонах, не связанных с проявлением грязевулканической деятельности, подтверждает эту точку зрения.

7.2. Лист L-37-XXXIII

Территория листа сложена, в основном породами, сформировавшимися в пределах Большекавказского бассейна киммерийской и раннеальпийской островодужной системы и Туапсинского краевого прогиба, заложившегося в альпийский коллизионный этап. История развития сопряжённых с Большекавказским бассейном Скифской плиты (за рамками планшета) и Закавказской островной дуги, участвующих в строении рассматриваемой площади, но перекрытых киммерийско-альпийской аккреционной призмой, может быть рассмотрена только с привлечением материалов по соседним с востока площадям /96. 281//

Геодинамика киммерийского и альпийского этапов развития западного сегмента Большого Кавказа в настоящее время дискутируется /73. 143. 89. 90. 324. 193/. В данной работе, в качестве базовой, принята геодинамическая модель Л.П. Зоненшайна и др. /73/. и Пруцкого Н.И и др. /143/, в соответствии с которой в рамках Западного Кавказа сближены и совмещены фрагменты элементов островодужной системы (Закавказской островной дуги и Большекавказского задугового бассейна) и южной активизированной окраины Скифской плиты. Эта модель разделяется не всеми исследователями. В качестве альтернативной авторами выдвигается модель, которая предполагает принадлежность киммерийского Большекавказского задугового бассейна к внутриконтинентальному рифту, а расположенная к югу Закавказская островная дуга рассматривается как результат встречного погружения зон субдукции, ограничивающих островную дугу с севера и юга. Накопление мальм-эоценовых флишевых и субфлишевых образований Новороссийско-Лазаревской и Абино-Гунайской СФЗ авторы склонны связывать с условиями пострифтового прогибания континентального склона и подножия пассивной континентальной окраины /113, 180/, в качестве которой выступает Скифская плита. Ниже история развития площади листа рассматривается с позиций первой из изложенных моделей, прошедшей апробацию в печати и опирающейся на данные палеомагнитного анализа.

Киммерийский этап. В пределах рассматриваемой площади в ядре горного сооружения обнажены только толщи верхней части разреза Гойтхского СВК. Накопление последних происходило на южной окраине Большекавказского задугового бассейна. Относительно стабильные и глубоководные условия формирования толщ средней юры (преимущественно аргиллиты) сопровождались в байосе эпизодической активизацией тектонического режима и накоплением, сопряжённых с последней, горизонтов конгломератов и олистостром, отождествляемых с началом киммерийской коллизии. В пределах расположенной к югу Закавказской плиты в киммерийский этап функционировала островная дуга с северной полярностью, в рамках которой на её фронте наряду с накоплением толщ терригенного состава в байосе произошло формирование вулканогенной толщи (порфиритовой серии). В собственно киммерийский коллизионный этап под воздействием схождения Скифской и Закавказской плит образования Гойтхского СВК вместе с толщами осевой части Большекавказского задугового бассейна (терригенные образования с базальтоидами толеитового состава Псехака-Березовского СВК, описанные на соседнем к востоку листе) были выжаты и шарьированы на южный, активизированный край Скифской плиты (Индюкский и Чаталтапинский тектонические покровы), затем дислоцированы и пенепленизированы.

В альпийский этап развития площади листа в результате деструкции и нового расхождения (спрединг) Скифской и Закавказской плит произошла реставрация Большекавказского задугового бассейна и Закавказской островной дуги /73/.

В Большекавказском задуговом басейне осадконакопление началось в Абино-Гунайской СФЗ, а с титона распространилось на Гойтхско-Ачишхинскую, Новороссийско-Лазаревскую и Чвежипсинскую СФЗ /281/. В осевой части бассейна (Новороссийско-Лазаревская СФЗ) накапливались сначала терригенные (J₃-K₁), затем флишевые карбонатные (K₂) и терригенно-карбонатные с горизонтами опок (P_1-2) отложения. Формирование близких по составу толщ Чвежипсинской СФЗ, в том числе существенно известняковых (местами рифогенных) (J₃-K₁), терригенно-карбонатных (K₂) и флишевых терригенно- карбонатных (P_1-2) отложений на южном борту задугового бассейна, восточнее площади листа сопровождалось излиянием лав и накоплением туфов умеренно щелочных базальтоидов (поздний мел, сеноман) /96, 281/. На территории листа в Новороссийско-Лазаревской СФЗ среди вулканитов преобладают дистальные фации (туффиты среднего состава), причём в западном направлении происходит постепенное уменьшение вулканогенной составляющей.

В Абино-Гунайской СФЗ, отвечающей северному борту Большекавказского задугового бассейна, келловей-нижнемеловой этап его развития сопровождался накоплением терригенных образований и продуктов разрушения рифовых построек, характерных для внешней зоны континентального шельфа Скифской плиты, откартированной в более восточных районах (Лагонакский аллохтон). В верхнем мелу и в палеоцене-эоцене здесь преобладало накопление карбонатного и терригенно-карбонатного субфлишевого комплекса осадков. При этом для палеоцен-эоценового этапа развития Большекавказского бассейна характерно появление горизонтов олистостром и конгломератов, свидетельствующих о проявлении тектонических подвижек в преддверии позднеальпийской коллизии.

В Гойтхской СФЗ, предположительно отвечающей внутрибассейновому поднятию, осадконакопление протекало в тектонически специфических условиях. Здесь на фоне накопления относительно однообразных карбонатно-терригенных толщ отмечается появление пестроцветов в титоне и стратиграфических перерывов на валанжинском, иногда на берриас-нижнеготеривском возрастных уровнях (Поднависленский СВК).

Вошедшая в состав листа часть Закавказской плиты в раннеальпийский этап принадлежала северной тыловой части островной дуги, фронт которой находился намного южнее. Здесь (по аналогии с восточными районами) в мелководных условиях остаточной островной дуги отлагались в верхней юре - нижнем мелу карбонатные породы (известняки местами рифовые), а в позднем мелу и палеоцен-эоцене – известково-мергельные отложения.

В среднем эоцене в результате начавшегося схождения Закавказской и Скифской плит появились первые признаки альпийской коллизии, когда на северном фланге задугового бассейна, была сформирована Хадыженская зона надвигов и парагенетически связанные с ней горизонты олистостром.

В олигоцене – раннем миоцене на фоне продолжавшегося схождения плит замкнулся Большекавказский задуговый бассейн, по обе стороны от нарождающегося поднятия складчато-глыбового сооружения Большого Кавказа - заложились Туапсинский и Западно-Кубанский (за пределами листа) краевые прогибы. В осевой части Туапсинского краевого прогиба накопилась мощная (до 4500 м) олигоцен-нижнемиоценовая толща (нижняя моласса). По мере приближения к горному сооружению мощность нижней молассы сократилась до 300 м, а в её разрезе существенную роль приобрели горизонты олистостром и грубообломочных пород, свидетельствующих о синхронной тектонической активности горной зоны, в том числе о начале формирования в ней тектонических покровов.

В последующее тархан-сарматское время, в условиях столкновения плит, терригенные комплексы Большекавказского задугового бассейна были шарьированы на Закавказкую плиту с образованием чешуйчато-надвиговых аллохтонов Абино-Гунайского, Новороссийско-Лазаревского и Чвежипсинского, с отчётливо выраженной южной вергентностью возникших складчатых зон. На северном склоне горного сооружения, в области принадлежащей Скифской плите (к северу от Гогопсинского разлома), широкое развитие получили надвиги срыва, сопряжённые со сдвиговыми перемещениями по Тхамахинскому и Гогопсинскому разломам. Северный предгорный фланг Туапсиснкого прогиба, перекрытый аллохтонными массами альпийской аккреционной призмы, был деформирован, что нашло отражение в появлении хаотического рисунка нижней молассы.

На неотектоническом этапе осадконакопление сохранилось только в Туапсинском краевом прогибе, ось которого сместилась в южном направлении на 10-15 км. Одновременно на фоне всё продолжавшегося поднятия и разрастания горно-складчатого сооружения Большого Кавказа в аллотонных и параавтохтонных комплексах последнего создан сложный парагенез коллизионных структур (взбросы, сдвиги, повторные надвиги, подвиги, поперечные складчато-разрывные зоны сжатия), а в прибортовой зоне Туапсинского прогиба – система складок нагнетания.

В заключительные этапы развития горного сооружения в обстановке неравномерного поднятия мегасвода Большого Кавказа /119/ в условиях растяжения произошло формирование на северном и южном крыльях последнего мегасвода продольных брахисводовых структур, осложнённых локальными грабенами /119/. В результате неотектонических движений подновились разрывные нарушения различного морфогенетического типа (взбросы, сбросы, сдвиги), в структуре чехла заложились сквозные субмеридиональные зоны растяжения, имеющие глубинные корни (Пшадо-Убинская зона трещиноватости). Тектонические деформации сопровождались интенсивной низкотемпературной гидротермальной деятельностью, приведшей к формированию ртутного и золото-ртутного оруденения. В этот этап окончательно сформировались мозаичная структура горно-складчатого сооружения Большого Кавказа (поперечные и продольные блоки, горсты, грабены, ступени, деформация Черноморских террас) /119, 120/ и морфоструктурные особенности Черноморской впадины.
7.3. L-37-XXXIV

Территория листа сложена в основном породами, сформировавшимися в киммерийский и альпийский этапы развития. Геологическая история более древних этапов (байкальского и герцинского) может быть рассмотрена лишь с привлечением материалов по соседним площадям /96/ и только для северо-кавказского краевого массива и складчато-глыбового поднятия Главного хребта. Условия образования протерозойской амфиболит-гнейсовой метаформации реки Чессу достоверно не расшифрованы. Можно лишь предполагать, что в современном виде она принадлежит останцам фундамента древней плиты (КО PR₂), метаморфизованного и гранитизированного в нижнем палеозое.

Нижне- среднепалеозойские отложения представлены комплексом колчеданоносных метаморфизованных образований (ОС Pz_1-2), сформированных в условиях островодужной системы (осторовная дуга и задуговый бассейн /380/). К началу визейского времени в результате сближения Восточно-Европейской и Африканско-Аравийской плит произошли коллаж догерцинских литосферных микроплит, шарьирование нижне-среднепалеозойских толщ островодужной системы на краевые части блоков комплекса кристаллического основания (микроплиты), интенсивная складчатость и внедрение гранитоидов белореченского интрузивного комплекса (К Pz₂). К этому времени относится и региональный метаморфизм островодужных комплексов до уровня зелёносланцевой и эпидот-амфиболитовой фаций и становление /380/ Скифской эпигерцинской плиты. Уже в это время заложились горст-антиклинорий Главного хребта и грабен-синклинорий Передового хребта. В среднем карбоне на месте грабен-синклинория Передового хребта, а также на южном крае Скифской плиты заложились прогибы, сопряжённые с общим орогеническим воздыманием в условиях активной окраины Андского типа. Накопление сероцветной угленосной молассы сопровождалось риолитовым вулканизмом в пределах прогибов и внедрением гранитоидов уллукамского интрузивного комплекса в горст-антиклинальных поднятиях горно-складчатых систем (ГСС₂ и ГС Pz₃).

Прогиб (МПС₃-Т) в пределах грабен синклинория Передового хребта и на южном склоне Скифской плиты существовал до триаса включительно, пережив несколько стадий развития /380/. В среднем – верхнем карбоне – стадию активной окраины андского типа, в ранней перми континентального рифтогенеза, а в поздней перми-триасе пассивной континентальной окраины.

Структурно-вещественные комплексы киммерийского и альпийского структурных этажей, в целом принадлежат активной континентальной окраине островодужного типа, в тылу которой располагался пассивный континент, в качестве которого выступала Скифская платформа. И киммерийский, и альпийский этапы активности заканчивались коллизией, сопровождавшейся сближением и скучиванием СВК островодужной системы и шарьированием их на краевые части Скифской платформы и Закавказской плиты.

Согласно приведённой выше модели в ранне-среднеюрское время к югу от Скифской платформы возникла островодужная система, в том числе Закавказская островная дуга и Большекавказский задуговый бассейн. В осевой части последнего (Псехако-Березовский СВК) накопилась мощная (более 3100 м) толща турбидитов плинсбах-ааленского возраста с базальтоидами субщелочного и толеитового ряда (ЗС J_1-2). На северном и южном бортах задугового бассейна в пределах вовлечённых в активное прогибание и растяжение окраин Скифской платформы и Закавказской плиты накопление терригенных толщ средней мощности (соответственно до 1,2 км и 5,3 км) сопровождалось: на активизированной окраине Скифской платформы излиянием в плинсбахе кислых лав в составе Псеашхинского СВК (ЗС J_1-2), а на предполагаемой окраине Закавказской плиты в условиях шельфа островодужной системы (ШД J₂) – накоплением в аалене туфов и лав Гойтхского СВК.

На Скифской платформе, в тылу островодужной системы в условиях внешнего и внутреннего шельфа были сформированы осадки Архыз-Гузерипльского СВК (ШВ J_1-2) и Лабино-Малкинской зоны (ВШ J_1-2) мощностью до 1,9 и 2,8 км соответственно. Проявившейся в это время магматизм Лаурского дайкового диабазового комплекса затронул как комплексы задугового бассейна, так и частично его северное плечо, внедрившись в кристаллический фундамент складчато-глыбового поднятия Главного хребта и в осадочный чехол (Архыз-Гузерипльский СВК). Пространственно и парагенетически с этим комплексом связано жильное полиметаллическое оруденение.

На фронте островодужной системы в пределах собственно Закавказской островной дуги (за пределами площади листа) наряду с терригенными образованиями ранних этапов произошли в байосе массовые выбросы лав и туфов так называемой порфиритовой серии (О J₂) (общая мощность более 2,7 км).

Относительно спокойное накопление толщ ранней-средней юры в байосе было нарушено тектоническими подвижками на флангах Большекавказского бассейна, вероятно связанных с началом повторного схождения Скифской и Закавказской плит. С проявлением этих подвижек связано появление на активизированной окраине Скифской платформы (Архыз-Гузерипльский СВК) преимущественно глинистой олистостромы (К J₂) в основании байоса, а на окраине Закавказской плиты – олистостромы полимиктового состава (К J₂) (средний байос). В собственно коллизионный этап под воздействием схождения указанных плит образования Псеашхинского, Псехако-Березовского и Гойтхского СВК были дислоцированы и шарьированы на южный активизированный край Скифской плиты и отчасти на северную окраину Закавказской плиты с образованием Лаурского, Чаталтапинского и Индюкского тектонических покровов. Дивергентное строение последних позволяет предполагать, что корневой зоной этих покровов является Гогопсинский разлом, по обе стороны от которого кристаллический фундамент располагается на различной глубине. С коллизией, вероятно, связано общее воздымание южной окраины Скифской платформы, с которым увязывается денудация байосских отложений, срыв образований Архыз-Гузерипльского СВК с кристаллического доюрского основания, а местами частичное его надвигание на отложения осадочного чехла.

В альпийский этап развития рассматриваемой площади в результате деструкции и нового расхождения Скифской и Закавказской плит произошла реставрация островодужной системы, в том числе Большекавказского задугового бассейна и Закавказской островной дуги.

В задуговом бассейне на ранних этапах его развития (келловей-киммеридж) началось осадконакопление в Абино-Гунайской СФЗ, а затем в титоне в прогибание были вовлечены Гойтхско-Ачишхинская и Новороссийско-Лазаревская СФЗ. При этом ось задугового бассейна сместилась в Новороссийско-Лазаревскую СФЗ, в пределах которой в разрезе флишевых толщ установлены вулканогенные образования (свита Паук, субщелочные базальтоиды).

В Абино-Гунайской СФЗ в келловей-нижнемеловое время произошло накопление терригенных субфлишевых образований и продуктов разрушения рифовых построек, объём которых резко возрастает в восточном направлении к Лагонакскому аллохтону. В верхнем мелу и палеоцен-эоцене приоритетным было формирование терригенно-карбонатного флиша. Общая мощность отложений более 7 км. В расположенной южнее Гойтхской СФЗ накопление осадков началось с титона и характеризовалось терригенно-карбонатным профилем с регрессивным характером напластования. Образования моложе баррема здесь не известны, что позволяет допускать существование здесь внутрибассейнового поднятия.

В Новороссийско-Лазаревской СФЗ, начиная с титона по нижний миоцен включительно, сформировалась непрерывная толща флишевых и терригенно-карбонатных отложений. В палеоцене существенную роль в разрезе приобретают кремнистые образования, скорее всего представляющие удалённую фацию вулканизма Закавказской островной дуги. На Скифской платформе в условиях континентального шельфа терригенно-карбонатные толщи имеют платформенный облик и регрессивный характер напластования. В южной части платформы предположительно в пределах Фиштинского палеоподнятия в юре-мелу существовал барьерный риф, разделяющий задуговый бассейн и континентальный шельф. По данным Н.И. Бойко /36/ к северо-востоку от барьерного рифа существовала лагуна с повышенной солёностью, что, по его мнению, способствовало формированию стратиформных полиметаллических руд в мезмайской свите (лагуна) и осадочных железных руд в рифогенной постройке. На вероятную связь биогермообразования и рудогенеза указывает выявленное при ГДП-200 рассеянное золотое оруденение.

Началом позднеальпийской коллизии в рассматриваемом районе следует считать не олигоцен, а средний эоцен, когда была сформирована Хадыженская зона надвигов, запечатанная поздним эоценом. В это время новое сближение Скифской платформы и Закавказской плиты, отвечающее условиям столкновения континентов, сопровождалось складчатостью и крупно амплитудными перемещениями горных масс по правым сдвигам Пшехско-Адлерской складчато-разрывной зоны (южный отрезок Гогопсинского, Тугупсинскому и Навагинскому) и сопряжённых с ними надвигов Хадыженской зоны и Лагонакского тектонического покрова. К этому же времени, вероятно, следует относить формирование Абино-Гунайского и Новороссийско-Лазаревского тектонических покровов с перемещением покровных масс в направлении с севера на юг, на что указывает южная вергентность складчатости, создание их сложной внутренней структуры, усложнение структуры киммерийской Гойтхско-Ачишхинской складчатой зоны, возникновение Кутаисско-Хадыженской, Арешкинско-Генеральской складчатых зон в Западно-Кубанском прогибе, заложение Черноморско-Лазаревской складчато-разрывной зоны. С альпийским коллизионным этапом связано формирование гидротермальных месторождений и проявлений ртути, основная масса которых располагается северо-западнее площади листа.

В майкопское время заложились Западно-Кубанский и Туапсинский (в акватории за пределами листа) краевые прогибы. Широкое развитие олистостром в низах разреза майкопской серии указывает на всё продолжавшееся сближение плит. Характер складчатых структур на склонах прогибов, а именно, сопряжённые надвиги и антиклинали, разрастание складчатости с севера на юг в сторону Туапсинского прогиба с одной стороны, появление на южном склоне Западно-Кубанского прогиба структур предположительно листрического типа с другой, свидетельствует об активном (сжатие) характере прогибания первого из прогибов и пассивном прогибании второго в условиях растяжения в тылу складчатых структур.

Анализ литофациальных обстановок майкопского моря в пределах нынешнего Западно-Кубанского прогиба (линзовидно выклинивающиеся к югу и к северу песчаные пачки, “вмытые” в отложения эоцена) позволяет сделать вывод о наличии в олигоцен-раннемиоценовое время палеореки, дельтовые и русловые песчано-гравийные осадки которой, в дальнейшем послужили коллекторами для скопления углеводородного сырья.

8.1. Листы L-37-XIX и L-37-XXV

С позиций принципов геоморфологического районирования /140/ территория исследований располагается в пределах двух главных провинций: 1. Предгорных депрессий и возвышенностей на развивающихся складчатых и плиоцен-четвертичных структрах; 2. Морских впадин со слабыми, умеренными и интенсивными новейшими опусканиями. Первая охватывает крайнюю периферийную часть Таманского полуострова, вторая – окружающие его акватории Азово-Черноморья.

Таманский полуостров с прилегающими к нему участками мелководного шельфа соответствует области развития интенсивной плиоцен-четвертичной брахискладчатости, на отдельных участках осложнённой складчатостью диапирового типа. Рельеф его, в целом, отражает строение Керченско-Таманской складчатой области, разделяющей горные сооружения Крыма и Кавказа. Здесь в большом разнообразии представлены антиклинальные денудационные гряды, разделяющие их синклинальные понижения, конусовидные и плосковершинные холмы и сопки, связанные с грязевыми излияниями, обширные придельтовые равнины, замкнутые лагуны, вытянутые на десятки километров морские косы и не менее протяжённые обрывы абразионных участков побережья. Градиенты высот не превышают 100-150 м. Общее увеличение их отмечается к сводам крупных антиклиналей. Доминирующим является низменный аккумулятивный и аккумулятивно-денудационный рельеф. Межгрядовые синклинальные равнины выполнены толщами делювиальных суглинков и глин, полностью нивелирующими рельеф.

Эрозионно-денудационные межгрядовые котловины располагаются обычно в межкупольных понижениях грязевулканических образований, отдельно стоящих сопок и разобщённых гряд. Формирование наиболее крупных из них, возможно, связано с новейшими (неоплейстоценовыми) проседаниями участков при опорожнении близповерхностных грязевулканических очагов. Не исключено, что часть их заложена на пересечении главных антиклиналей поперечными отрицательными структурами с образованием небольших мульдообразных складок, своеобразных кальдер связанных с грязевыми вулканами (сквозные долины). Местами (привершинная часть г. Зеленского, межгорье Чиркова - Боюр-гора и др.) мульды соответствуют ядрам диапировых складок /32/. Развиты они на тектонически стабильных или слабоподнимающихся участках и, как правило, лишены сколько-нибудь значительных покровов рыхлообломочного материала. Главными агентами денудации здесь являются плоскостной смыв и струйчатая (овражно-балочная) эрозия. К этому типу рельефа приурочены почти все эрозионные формы. Верховья оврагов, промоин, рытвин и борозд размыва заложены обычно в центральных частях приподнятых котловин, а сток характеризуется одно- или двухсторонним направлением. Глубина вреза не превышает нескольких метров. В прибрежной полосе, у абразионных берегов, овраги и балки образуют висячие устья и открываются к морю крутыми или отвесными уступами. Устьевых переуглублений не отмечается, что наряду с приведёнными характеристиками, свидетельствует о значительной молодости эрозионных форм. Судя по приведённым данным, это образования посленовоэвксинского эрозионного цикла.

В пониженных частях лёссовой равнины вблизи побережий встречаются дюнные образования /174/. Судя по относительной дряхлости песчаных форм, их уплощённости и закреплённости растительным покровом, они представляют реликты более широко развитых эоловых образований среднего голоцена, формировавшихся при положении уровня моря на 2-3 м выше современного. Остатки дюнного рельефа сохранились в северо-восточной части Таманского полуострова у с. Кучугуры, где полузакреплённые песчаные бугры высотой до 1-2 м сложены кварцевым песком и раковинным детритом. Площадь их распространения до 2 км². В меньшей степени они представлены у восточного окончания Динского залива против ст. Запорожской, на южном берегу Таманского залива у пос. Приморский, в районе косы Тузла. Более широко эоловые формы развиты за пределами исследований – на косах Благовещенская и Витязевская, где сформированы обширные пересыпи с высотой бугров до 3-4 м. В составе песков многочисленные створки моллюсков, ныне обитающих в Чёрном и Азовском морях.

Вне пределов развития кос, пересыпей и пляжей береговая полоса типично абразионная. У подножий крутых обрывов широко развиты оползни-обвалы. Они захватывают полосу побережья шириной до 500-600 м и развиты в породах – от четвертичных до майкопских включительно. В прибортовых частях склонов весьма характерны ступенчатые уступы высотой до 20-30 м. По генезису это стенки оползневых срывов, высоты которых определяются размерами оползневых тел. В плане уступы имеют вид полуамфитеатров с далеко выдающимися в сторону моря мысами. В тылу амфитеатров интенсивно проявляются обвально-осыпные процессы, маскирующие оползневые тела. Отсевшие и сползшие блоки образуют многоступенчатые массивы, в которых насчитывается до 4-5 генераций блоков разных порядков. Характерно сильное дробление оползших тел и превращение их в бесструктурную массу. Скорость отступания берегов в результате абразии и связанных с ней обрушений на участках развития неоплейстоценовых суглинков достигает 3-4 м в год.

Низменные озёрно-лиманные прибрежные равнины соответствуют поверхностям озёрно-морской и частично дельтовой аккумуляции. Занимают они площади осушенных лиманов, внутренних заливов и полузатопленные участки устий крупных балок. Поверхность их идеально плоская, а абсолютные высоты близки к нулю. На значительную глубину они сложены засоленными лиманными илами и глинами, растрескивающимися в сухое время года с образованием обширных поверхностей такыров, покрывающихся коркой соли (оз. Тузла, Солёное, котловина на крайнем ЮВ Таманского полуострова между г.г. Поливадина и Макотра). В тектоническом отношении равнины соответствуют зонам современного интенсивного опускания /32/. В некоторых случаях при затоплении морем синклинальных впадин, расширение площади низменных равнин шло за счёт абразии положительных структур. Таким образом были сформированы полузамкнутые эллипсовидные котловины оз. Солёного и межгорья Поливадина-Макотра.

Формирующиеся дельтовые равнины прибрежного мелководья представлены отшнурованными от моря косами усыхающие лиманы, местами превращённые в замкнутые озёра. Занимают они прибрежную часть кубанской дельты и генетически представляют поверхности лиманно-морской и дельтовой аккумуляции. К этому же типу рельефа следует отнести большие пространства мелководий Чёрного и Азовского морей и окружающих заливов с чрезвычайно отмелыми берегами. Уклоны подводного берегового склона Таманского, Динского заливов и большей части Керченского пролива измеряются, например, десятыми и сотыми долями градуса, а глубины не превышают 4-5 м. Учитывая многократные подъёмы и спады морских вод (предельные уровни береговых линий только за последние 2,5 тыс. лет оцениваются в 7-8 м) /335/, следует полагать, что в регрессивные фазы голоцена полоса моря шириной в десятки км полностью осушались.

Собственно лиманы (Цокур, Бугазский, Кизилташский) развиты в близбереговой полосе, заходя в глубь суши на 15-20 км и более. На территории исследований все они закрытые. Сообщение с морем осуществляется посредством узких гирл или искусственных каналов. Обычно лиманы отдают избыток приносимой реками воды в море, но при сильных нагонных ветрах вода по гирлам направляется вспять сильно поднимая уровень лиманов, что сопровождается затоплением всей литоральной полосы. Береговая линия лиманов, особенно на отмелых участках, непостоянна. При изменении направления ветров она перемещается на сотни метров. Крутые берега отличаются слабой извилистостью и относительным постоянством. В целом, область развития современных лиманов отличается быстрым отмиранием или наращиванием краевых частей дельт в результате многочисленных фуркаций кубанских протоков и ериков; появлением и исчезновением островов, подводных и надводных баров. В весенне-летнее время лиманы интенсивно заполняются материалом выноса рек, продуктами органогенного происхождения (отмерший бентос, фито- и зоопланктон и пр.), а во время нагонных ветров здесь отлагается взмученный материал морского происхождения. Волновые процессы слабо отражены в рельефе берегов из-за малой глубины лиманов (в среднем 0,5-1,5 м) и интенсивной заселённости мелководий болотной растительностью. Работа волн сводится к перемещению наносов и отложению основной их части на пляжах и подводном склоне. В последние 2-3 десятилетия отмечается обмеление лиманов, связанное с падением их уровня после постройки Краснодарского водохранилища, сбросных каналов и забором кубанских вод на орошение. При сохраняющейся тенденции антропогенного влияния лиманы вскоре превратятся в болота или полностью исчезнут к середине текущего столетия. Искусственные отводы каналов (водосбросов) в лиманы сопровождается появлением и ростом новых дельт. Как показывают данные сравнительного дешифрирования АФС разных лет залета, скорости роста дельт составляют до 20-50 м в год.

Приморские равнины (косы, пляжи, береговые валы) отнесены к поверхностям морской аккумуляции. Пространственно они соответствуют современным (формирующимся сейчас) и голоценовым береговым линиям моря. Последние располагаются в различном удалении от современного берега, фиксируя колебания уровня моря и изменения конфигурации береговых линий в недавнем прошлом. Зона современной морской аккумуляции представлена узкой (5-50 м) полосой пляжа, сопровождаемой местами невысокими береговыми валами из песка, ракушечника и редкой гальки. Вдоль крутых береговых излучин и на их продолжении широко развиты косы, которые являются своеобразными барьерами, отгораживающими от моря серию лиманов и озёр. Формирование их связано с продольной и поперечной миграцией наносов во время волнений, вызванных ветрами восточных румбов и вдольбереговыми течениями. Наиболее широко косы развиты на вогнутых участках берега в тылу господствующего волнения. Со стороны моря они окаймляются береговыми подводными валами высотой до 1 м. Местами во вдольбереговой полосе сформировано до 2-3 генераций причленённых друг к другу кос, самые высокие из которых (2-2,8 м) представляют, видимо, позднеголоценовые террасы (СЗ берег Бугазского лимана, зап. Берег полуострова Динской и др.). Сложены они детритусовым песком. Ширина поверхности до 50-60 м. Источником образования морских аккумулятивных форм служит рыхлый материал, выносимый протоками Кубани и образованный в результате размыва абразионных берегов и жизнедеятельности морских организмов. Древнебереговые валы и косы (Чушка, Бугазская и др.) протяжённостью до 15-17 км выражены узкими (50-200 м) часто ветвящимися грядами с очень уплощённой поверхностью. Характеризуются весьма слабой задернованностью или полным отсутствием растительного покрова. Образовались они при более высоком положении уровня моря, чем современное. Внутренние края их частично погружены под отложения лиманов.

Грязевулканический рельеф широко развит на Таманском полуострове и представлен рядом своеобразных форм (грязевые сопки, сальзы, сопочные поля и пр.) За редким исключением, все они приурочены к осевым частям и склонам антиклинальных гряд. До настоящего времени причины, обусловливающие деятельность грязевых вулканов, до конца не выяснены. Существует несколько гипотез (магматическая, газовая, тектоническая и др.) /32/,], объясняющие возникновение и проявление процессов грязевого вулканизма.

Наиболее распространёнными формами, созданными процессами грязевого вулканизма являются насыпные образования высотой до 100 м, обычно целиком сложенные сопочной брекчией (вулканы г.г. Горелой, Карабетовой, Макотра, Чиркова). Продукты излияний вулканов вскрываются под их конусами на глубине до 200 м и более. По форме насыпные вулканы конусовидные, зачастую почти правильной формы диаметром у основания до 1-2 км. Вершины многих из них венчаются потухшими и действующими кратерами, заполненными жидкой сметанообразной грязью. В вершинной части г. Карабетова образовано пологонаклонное вулканическое плато площадью ~ 1,5 км² с многочисленными грязевыми потоками и языками. Крутые склоны вулканов расчленены сетью эрозионных промоин, радиально расходящихся к подножьям (барранкосы).

Насаженные грязевые вулканы (г.г. Шапурская, Педенкова, Круглая) имеют небольшую мощность продуктов извержений (до 40-50 м), хотя и занимают в отдельных случаях значительные (до 7 км²) площади (вулкан г. Яновской, расположенный в 2 км ЮВ ст. Сенная за рамкой листа L-37-XXV). В основании сопочной брекчии, здесь, повсеместно вскрываются осадочные неогеновые отложения. Малые, плохо выраженные конусы (сальзы) распространены на платообразных поверхностях усечённых конусов главных вулканов. Высоты их не превышают 1-1,5 м. На поверхности сопочных полей г. Карабетова широко развиты грифоны – выделения воды, грязей и газа в лунках из сопочной брекчии. Нередки здесь и целые озёрные ванны площадью в десятки и сотни квадратных метров.

В полосе южных поднятий Таманского полуострова отмечены пластовые грязевулканические залежи /32/. Сопочные брекчии перекрывают здесь куяльницкие и более древние отложения с образованием покровной толщи мощностью более 25 м на площади до 1,5 км². Бурением на склонах г. Комендантской в некоторых местах выявлены грязевые штоки, представленные обычно небольшими (диаметр до 150-200 м) крутопадающими псевдовулканическими телами. В пределах западной части гряды Мыса Литвина вскрыты грязевые диапиры – тела цилиндрической формы диаметром до 500-600 м, частично перекрытые прибрежно-морскими отложениями чаудинского возраста. В рельефе эти образования не выражены, будучи спланированными под один уровень с вершинной субгоризонтальной поверхностью гряды.

Развитие грязевого вулканизма тесно связано с тектоническим развитием территории. Судя по наличию продуктов извержений в разных горизонтах субаэральных суглинков, а также в морских отложениях позднего плиоцена вплоть до понтических, грязевые вулканы – одни из наиболее древних форм, сохранившихся в пределах Таманского полуострова, хотя среди них и немало действующих и давно потухших. В этой связи возраст грязевого вулканизма намного превосходит возраст современных грязевых форм.

Расцвет грязевулканической деятельности по геолого-геоморфологическим данным падает на апшерон-четвертичное время. Корни вулканов, по микрофаунистическим данным, уходят в отложения эоцена и палеоцена, а по минералого-петрографическим определениям – достигают нижнего мела и юры /32, 71/.. Мощность сопочной брекчии, переслаивающейся с отложениями верхнеплиоценовых и четвертичных пород, определяется сотнями метров. Извержения многих вулканов, в том числе и подводных, продолжаются в настоящее время. В море они создают эфемерные острова и гряды, исчезающие после сильных штормов /32/.
8.1.2. Рельеф морского дна

В акватории листов L-37-XIX и XXV широко развит мелководный рельеф включающий всю прилегающую часть Азовского моря, керченско-таманский и причерноморский шельф. На крайнем юге узкой полосой примыкает подводный материковый склон до абсолютных глубин 500-600 м. К таманскому шельфу с юга причленяются глубоководные конусы выноса палео – Дона и Кубани.

Слаборасчленённый равнинный рельеф с преобладанием эрозионных, абразионных и аккумулятивных форм представляет пологонаклонную равнину шириной к югу от Таманского полуострова до 45 км. Бровка шельфа лежит на глубинах 100-200 м. Уклоны не превышают 0,5-1^о, увеличиваясь к бровке до 3^о. Зона абразионного рельефа (бенч) тянется вдоль берегов до глубин 8-15 м, Средняя ширина полосы грядового бенча – 500 м, высота гряд и валов до 4-5 м, а общее их количество – до 2-4. К югу от Таманского полуострова в близбереговой полосе широко развиты антиклинальные банки (Аксёнова, Андреева, Вольского, Савенко, Чернышова). Самая крупная из них – Мария Магдалина – располагается на продолжении Благовещенской антиклинали. В рельефе дна выражена валами детритовых ракушняков с галькой и гравием. На отмеченных банках и рифах (Трутаева, Кишла) выступают коренные породы и глыбы ракушняков. На южных берегах Таманского и Динского заливов бенч, выработанный в четвертичных глинах и суглинках, лишён наносов или перекрыт ими слоем в 1-2 м.

Зона аккумулятивного рельефа в области волнового воздействия (внутренний шельф) прослеживается до глубин 25-30 м. Здесь развиты пески со следами волновой ряби, ракушечники, реже – гравийно-галечники. С увеличением глубины отмечается поверхностная заилённость осадков. Поскольку глубина Азовского моря не превышает 10-13 м, во время штормов осадки подвергаются активному волновому воздействию – взмучиванию и переносу течениями по всей акватории.

Зона аккумулятивного рельефа вне зоны волнового воздействия (внешний шельф) прослеживается до бровки шельфа. До глубины 50 м протягивается зона вдольберегового транзита осадков с характерными мигрирующими грядами, ориентированными в поперечном направлении. На глубинах 50-70 м гряды меняют простирание на суббереговое. Внешняя часть шельфа осложнена эрозионными бороздами протяжённостью 1-4 км, перпендикулярными бровке. Заканчиваются они в верховьях подводных каньонов. Вдольбереговой перенос осадков сменяется здесь линейным транзитом. Вязкопластичные мутьевые потоки служат основными агентами транзита осадочного материала, в том числе и крупнозернистого, через шельф к материковому склону.

На геоакустических профилях в цоколе шельфа регистрируются фрагменты погребённых под голоценовыми осадками древнебереговых уступов в виде плавного перегиба дна (ранне- и средненовоэвксинские и посткарангатские). К подножьям уступов обычно приурочены максимальные мощности осадков внешнего шельфа. У бровки толща голоцена выклинивается. Поверхности ступеней, по всей вероятности, соответствуют основным террасовым уровням современного дна. В северной части черноморского шельфа посткарангатский уступ следится вдоль бровки до устья Анапского каньона и далее в субширотном направлении до оконечности древней авандельты Дона. Ранненовоэвксинский уступ от анапского побережья поворачивает к устью пра-Кубани-Дона, удаляясь от берега до 25 км. Средненовоэвксинский уступ повторяет очертания берега севернее Анапы на расстоянии ~ 4 км и поворачивает к срединным частям пра-долин Кубани и Дона. Длина погребённой долины пра-Дона, в целом составляет 46 км, ширина в устье Керченского пролива – 3,5 км, в средней части до 7-8 км, в дистальной – до 13 км. Мощность четвертичных отложений до 600 м. Длина погребённой долины палео-Кубани 28 км, ширина от 5,5 до 9 км. Видимая на профилях НСАП глубина вреза – около 200 м. Взаимоотношение авандельт пра-Дона и пра-Кубани с посткарангатским и ранненовоэвксинским береговыми уступами свидетельствует, что заполнение древних врезов этих рек началось после максимума посткарангатской регрессии ~ 60-70 тыс. лет назад. Самые молодые генерации отложений в конусах выноса пра-Кубани-Дона относятся к этому времени (ранний валдай Русской равнины).

Керченский пролив на месте долины палео-Дона существует, вероятно, с начала неоплейстоцена, судя по развитию на его берегах чаудинских и древнеэвксинских морских террас. Переуглубление коренного ложа пролива (до 70 м относительно поверхности современного дна) формировалось в течении не менее трёх поздненеоплейстоценовых эрозионно-аккумулятивных циклов, начинавшихся фазами эрозионного углубления и завершавшихся накоплением морских осадков (карангатский, сурожский, черноморский). В структурно-тектоническом плане зона пролива относится к Керченско-Таманской межпериклинальной зоне и характеризуется наличием молодых позднеплиоцен-четвертичных складчатых структур. Последние, как и на суше, представлены узкими грядообразными антиклиналями, местами осложнёнными диапиризмом и грязевым вулканизмом. В геологическом строении пролива и прилегающей области шельфа принимают участие отложения майкопа, неогена, эо- и неоплейстоцена общей мощностью более 1 км. Последний представлен сложно построенной толщей песчано-глинистых образований морского, лагунного, аллювиального и субаэрального генезиса мощностью до 70-80 м.

Сильно- и умереннорасчленённый структурно-эрозионный рельеф материкового склона с локальным развитием сейсмогравитационных оползневых и аккумулятивных форм, развит узкой полосой (1-8 км) на крайнем юге площади. В проксимальной части, примыкающей к бровке шельфа – это крутой эрозионный обвально-оползневой склон с уклонами до 14-20^о. Перепад высот в отмеченной полосе до 400-450 м. Профиль склона прямой. Преобладающие процессы – гравитационные. Склон прорезан густой сетью подводных каньонов с V-образным поперечным профилем. Ширина их в верховьях 0,7-1 км, глубина врезов до 100-250 м, продольные уклоны до 50-78 м/км. Каньоны выработаны в конусах выноса пра-Кубани и пра-Дона и являются очень молодыми (посткарангатскими) образованиями. В верховьях они вскрывают лишь верхние генерации отложений, относимых к позднему неоплейстоцену. В целом, выделяется до четырёх генераций конусов, сопоставляемых в возрастном отношении с периодами четвертичных оледенений Русской равнины. Общие размеры поверхности ранненеоплейстоценового конуса Кубани – 70 х 60 км. Мощность комплекса выдержана по латерали и составляет в среднем 400 м. Конусы Кубани и Дона на протяжении всего неоплейстоцена развивались синхронно и раздельно друг от друга. Причём, конус выноса Кубани имел лишь одно русло, а на донском конусе были активны от 2 до 4 русел (рукавов). Каждый этап развития конусов начинался регрессией и увеличением поступления осадочного материала на шельф и материковый склон – к верховьям каньонов. Затем следовали этапы углубления русел и отложения грубого материала в предрусловых валах и мелкодисперсных осадков по их периферии. В трансгрессивные этапы происходило заполнение каньонов разнофациальными осадками и накопление нефелоидных мелкодисперсных илов. Этапы завершались сменой местоположения русел.

Своеобразные условия накопления осадков, при которых грубозернистые уплотнённые разности перекрывали тонкозернистые полудисперсные толщи, являющиеся прекрасными плоскостями скольжения, способствовало массовому сходу оползней. Несмотря на небольшие уклоны, основная часть толщи конусов сильно затронута оползневыми процессами, В современном рельефе хорошо выражены только конусы первой половины позднего неоплейстоцена. Кубанский конус (с учётом зарамочной территории) вытянут с СЗ на ЮВ на 80 км при ширине от 25 до 40 км. Размеры донского конуса ~ 100 х 100 км. Максимальная мощность его верхнего осадочного комплекса 200-400 м. Молодой (позднеголоценовый) оползень в теле кубанского конуса ярко выраженный на карте интенсивности обратнорассеянного акустического сигнала, имеет протяжённость до 25 км (с С на Ю), ширину ~11 км, объём ~ 40 км³. Длина стенки срыва 20 км, ширина 12 км, горизонтальная амплитуда перемещения 20 км /200/. Самые “малые” оползни имеют размеры 10 х 5 км. Длина оползня на теле конуса выноса Дона – 30 км, ширина – 16 км. Он раздроблен на блоки второго порядка размерами от 8 до 12 км.
8.2. Лист L-37-XXXIII

На территории листа выделяются две геоморфологические провинции – складчато-глыбовое сооружение Большого Кавказа и впадина Чёрного моря. Формирование морфоструктур высокого таксономического ранга происходило на фоне разнонаправленных новейших тектонических движений и существенно различных экзогенных процессов.

В пределах суши располагается крайняя западная периферия Кавказского горного сооружения. Единого водораздельного хребта здесь не существует. Главный водораздел, круто изгибаясь, смещается через широкие перевальные седловины на местные хребты и массивы. Орография района тесно связана с его своеобразной тектонической структурой как краевой части Кавказской орогенной области. Преобладающий тип рельефа – низкогорный эрозионно-денудационный, в областях резкого погружения главных структур – денудационно-аккумулятивный, а в береговой полосе – абразионный и абразионно-аккумулятивный.

На крайнем СВ, заходя небольшим заливом (~1,5-2 км²) развит слаборасчленённый эрозионно-аккумулятивный рельеф наклонной террасированной равнины, соответствующий в тектоническом отношении южному крутому борту Кубанского прогиба. Этот тип рельефа подробно описан при характеристике геоморфологического строения соседней к востоку площади, где он занимает неизмеримо большую площадь (>1000 км²). В его пределах сохранился наиболее древний верхнеплиоцен-эоплейстоценовый аллювий, рассматриваемый в качестве верхней молассы Кубанского прогиба. В целом, это область интенсивной разгрузки выносимого реками с гор обломочного материала, слагающего несколько уровней террас различного возраста. По особенностям новейшего развития – это область умеренных четвертичных поднятий на месте относительно интенсивных плиоценовых погружений. Амплитуды поднятий за неоплейстоцен, судя по относительным высотам древних междуречных террас и глубине эрозионных врезов, составляют от 100 до 250 м.