Объяснительная записка

Дамхурцевский тектонический покров расположен в пределах опущенных северо-восточного и юго-западного тектонических блоков ступенчатого горста. В строении покрова участвуют породы амфиболит-гнейсовой формации (мамхурцевская свита), и метаморфизованных терригенно-вулканогенной и терригенно-карбонатной формаций (дамхурцевская и бушийская свиты) общей мощностью более 900 м, принадлежащие (по аналогии с литодинамическими комплексами зоны Передового хребта) к образованиям островной дуги и островного шельфа (OC PZ_1-2) [4]. Внутренняя его структура представлена серией антиклиналей и синклиналей северо-западной ориентировки (330-340⁰). Основной тектонический шов покрова не обнажен, но на прилегающей с востока площади, он трассируется телами серпентинитов, залегающими на кристаллических сланцах макерской серии [106].

Лаштракский тектонический покров располагается на Дамхурцевском и сохранился от современной эрозии в ядре синклинали на водоразделе рек Белой и Армянки. Он сложен нижне-среднепалеозойской формацией графитистых сланцев мощностью более 350 м (OC PZ_1-2). По аналогии с зоной Передового хребта предполагается, что формирование пород лаштракского покрова происходило в условиях задугового бассейна. Основной тектонический шов представлен пологой (10-15⁰) зоной графитистых милонитов мощностью от 1,5 до 10 м.

Верхнепалеозойско-триасовый неопаравтохтонный СВК расположен на юго-западной окраине Чугушского поднятия (г. Хуко, северный склон долины р. Шахе) и представлен среднекарбоновой сероцветной молассой, пермской терригенно-карбонатной и триасовой терригенной формациями (KM C₂-T). Накопление последних происходило в условиях окраины континента, сначала активной субдукционной [7, 39], затем пассивной и коллизионной [5]. Рассматриваемый комплекс осадков «запечатывает» покровную структуру фундамента и, в подавляющем большинстве случаев, сорван с досреднекаменноугольного основания. Он залегает в общем моноклинально, но изредка смят в складки северо-западной (330-340⁰) ориентировки. Преобладают падения пород на юг и юго-запад под углами 20-60⁰ .

Нижне-среднеюрский неопаравтохтонный СВК развит на флангах Чугушского поднятия и в узких тектонических блоках, а также слагает Псеашхинскую депрессию. Он со срывом залегает на доюрском основании, интенсивно кливажирован и смят в симметричные складки.

Псеашхинская депрессия выполнена нижне-среднеюрским неопаравтохтонным СВК, который представлен терригенными, преимущественно тонкообломочными образованиями лаурской свиты (более 1250 м), которые накапливались во внешней зоне шельфа пассивной континентальной окраины (ШК J_1-2). Породы комплекса залегают со срывом на доюрском основании Чугушского поднятия, смяты в относительно пологие (15-25⁰) складки, преимущественно северо-западной ориентировки, осложнены малоамплитудными надвигами, вероятно связанными с продвижением известняков Лагонакской зоны на север.

Лагонакская зона (неопаравтохтон) сложена рифовыми, реже слоистыми известняками келловей-верхнеюрского возраста (более 350 м), сформированными в условиях мелководного континентального шельфа (ШК J₃). Эти отложения сорваны по субгоризонтальному разрыву с образований нижней-средней юры, собраны в брахиформные складки, ориентированные по азимуту 340⁰ , и нарушены крутыми разрывами север – северо-западной ориентировки.

Современный облик Гойтхско-Ачишхинской, Новороссийско-Лазаревской и Чвежипсинской складчатых зон является результатом взаимодействия Закавказской и Скифской плит. Слагающие их толщи сформировались в киммерийском и раннеальпийском задуговых бассейнах. В структуре горного сооружения Большого Кавказа они образуют ряд тектонических покровов. Покровы киммерийской Гойтхско-Ачишхинской складчатой зоны характеризуются перемещением покровных масс с юго-запада на северо-восток, в том числе и на юго-западную окраину складчато-глыбового поднятия Главного хребта. Альпийские тектонические покровы (Новороссийско-Лазаревская и Чвежипсинская складчатые зоны) располагаются на вулканогенно-терригенных образованиях Гагрско-Джавского складчато-глыбового поднятия и отличаются от предыдущих сочетанием надвигов и складок с отчетливой южной вергентностью. Аллохтонное залегание покровных масс обосновано с различной степенью достоверности, что связано с широким развитием более поздних нарушений, в целом, кавказской ориентировки, затушевавших или исказивших первоначальное залегание пород.

Гойтхско-Ачишхинская складчатая зона объединяет фрагменты тектонически совмещенных в киммерийский этап нижне-среднеюрских Псехако-Березовского и Гойтхского аллохтонных комплексов (АК). Каждый из них представляет собой сложное сочетание крутопогружающихся на север узких тектонических блоков и сопряженных с ними тектонических покровов, обращенных в сторону складчато-глыбового поднятия Главного хребта.

Псехако-Березовский аллохтонный комплекс представлен нижне-среднеюрскими, существенно глинистыми, осадками флишоидного типа мощностью более 3890 м с горизонтами базальтоидов толеитового ряда, ближе всего соответствующих условиям осевой части задугового [5, 54] бассейна (ЗС J_1-2). В современной структуре он образует узкий (до 3-4 км) бескорневой псевдоаккреционный тектонический блок, погружающийся под Главный Кавказский разлом, а также слагает останцы Чаталтапинского тектонического покрова. Тектонический блок характеризуется широким развитием кливажа, ориентированного, в целом, субпараллельно сместителю Главного-Кавказского разлома (север – северо-восток, угол 50-60⁰), мелких, запрокинутых на юго-запад, складок с общим падением зеркала складчатости на северо-восток под углами 30-40⁰. Останцы Чаталтапинского покрова располагаются на породах лаурской свиты и среднего карбона и перекрывают Главный Кавказский разлом и ряд других тектонических нарушений. Амплитуда перемещения покровных масс превышает 5 км. Тектонический шов представлен зоной дробления (до 50 м) с углом падения до 30⁰.

Чвежипсинская складчатая зона охватывает район от нижнего течения р. Шахе до р. Сочи и сложена верхнеюрскими, меловыми и палеогеновыми флишевыми терригенными и терригенно-карбонатными осадками задугового бассейна (ЗС J₃-P₂) мощностью более 3860 м, находящимися в аллохтонном залегании [5, 11]. Основанием для отнесения Чвежипсинской складчатой зоны в разряд аллохтонных служат, как косвенные (залегание флишевых толщ задугового бассейна на породах островной дуги, первоначально располагавшейся южнее, далеко за пределами листа [22], так и прямые признаки). К числу последних относятся легко вычитываемое на карте налегание более древних отложений (Р_1-2) на молодые (Р₃), структурное несогласие между образованиями аллохтона и автохтона и ярко выраженный тектонический шов аллохтона. С севера и северо-востока Чвежипсинский аллохтон ограничен Краснополянским разломом, южная его граница эрозионно-тектоническая. В тылу аллохтона распространены формации верхней юры и мела. Внутренняя структура этой части аллохтона характеризуется развитием линейных или брахиформных симметричных складок, а также складок антиформного типа. К числу первых принадлежит субширотная Псийская антиклиналь (падение крыльев 40-45⁰), вторых – Дагомысская. Фронт Чвежипсинского аллохтона представлен на суше Пластунской мульдой. Основу мульды составляют формации палеогена, собранные в синклиналь с коротким опрокинутым на юг северным крылом (угол падения от 30⁰ до 60-70⁰) и протяженным пологим (10-30⁰) южным. Оба крыла синклинали осложнены складками, разрывными нарушениями и надвигами высоких порядков с южной вергентностью. В акватории Черного моря фронтальная часть Чвежипсинского аллохтона с более спокойной складчатостью прослеживается на шельфе и континентальном склоне. На траверзе пос. Лазаревское она перекрывается миоцен-четвертичными осадками Туапсинского прогиба (альпийский неоавтохтон). На восточном фланге Чвежипсинского аллохтона расположена Воронцовская антиформа. Линия сопряжения фронтальной и тыльной частей аллохтона, а также осевые плоскости антиформ занимают диагональное положение по отношению к северному и южному ограничениям Чвежипсинского покрова, подчеркивая его формирование в условиях левого сдвига. Основным тектоническим швом рассматриваемого аллохтона является Воронцовский надвиг. Представлен он мощной (до 250-300 м) зоной передробленных пород палеогена. Плоскость надвига падает на север (15-30), иногда выполаживаясь до горизонтальной и даже приобретая южное падение. На севере Чвежипсинской зоны надвиг обнажен на крыльях Дагомысской антиформы и представлен зоной дробления мощностью до 20 м. Минимальная амплитуда перемещения покровных масс Чвежипсинского аллохтона оценивается в 10 км (по степени продвижения флишевых образований на юг и степени удаления тыловой части аллохтона от предполагаемой корневой зоны).

Гагрско-Джавское складчато-глыбовое поднятие сложено формациями островной дуги, ее склонов (туфы, лавы, терригенные породы средней юры) и островного шельфа (карбонатно-терригенные отложения верхней юры-эоцена). В структуре поднятия выделяются (с севера на юг) Краснополянская, Абхазо-Рачинская, Ахцу и Абхазская зоны. В пределах изученной площади большая часть Гагрско-Джавского поднятия перекрыта Новороссийско-Лазаревским и Чвежипсинским аллохтонами.

Краснополянская зона (паравтохтон) сложена в пределах изученной территории среднеюрскими осадками терригенно-вулканогенной формации островодужного шельфа (ШД J₂) мощностью более 2380 м, которые обнажаютя в пределах Ачишхинского выступа. Внутренняя структура комплекса харктеризуется развитием серии килевидных, слабо запрокинутых на юг, складок с размахом крыльев 1-1,5 км и углами падения 65-70⁰. Морфология складок, их пространственное положение и ориентировка указывают на структурное несогласие между Краснополянским паравтохтоном и Новороссийско-Лазаревским аллохтоном. С севера и юга Ачишхинский выступ ограничен крутыми нарушениями с азимутом падения сместителя 15-30⁰ и углами 50-65⁰, с запада – крутопадающим нарушением северо-западной ориентировки.

Абхазо-Рачинская зона (автохтон) сложена, в основном, вулканитами байосской островной дуги (O J₂), которые обнажаются в Шахе-Мзымтинском горсте и фрагментарно в ядре Дагомысской антиформы. Шахе-Мзымтинский горст шириной до 2-2,5 км ограничен разломами, сместители которых погружаются на север – северо-восток под углами 60-65⁰. В пределах горста породы среднеюрской вулканогенно-терригенной и андезито-базальтовой формаций залегают моноклинально с крутым (65-70⁰) падением на север – северо-запад. Дагомысская антиформа сопровождается аномалией магнитного поля, предположительно связываемой с выходами на поверхность пород порфиритовой серии, преобладанием в ее разрезе лавовых образований над туфами и с наличием здесь центров вулканизма.

Зона Ахцу (автохтон) представлена верхнеюрскими рифовыми известняками островного шельфа (ШО J₃-P₂), которые обнажаются в ядре Воронцовской антиформы. На флангах последней они перекрыты терригенным флишем Чвежипсинской складчатой зоны. Северная граница зоны Ахцу эрозионно-тектоническая, южная – тектоническая и представлена субвертикальным Монастырским разломом северо-западного простирания.

Абхазская зона (автохтон) в современной структуре Гагрско-Джавского складчато-глыбового поднятия представляет собой промежуточную ступень между Адлерской депрессией и зоной Ахцу. Расположена она в междуречье Сочи-Мзымта и протягивается далее в акватории Черного моря до траверза г. Дагомыс. Сложена отложениями оксфорд-эоценовой терригенно-карбонатной мелководной формации островного шельфа (ШО J₃-P₂) мощностью 2,5 км, запечатанной почти 3 км олигоцен-миоценовой молассой остаточного морского бассейна (МО Р₃-N₁). Внутренняя структура зоны характеризуется развитием пологой симметричной складчатости с углами падения крыльев 20-30. Северная кромка зоны (р. Псахо) осложнена малоамплитудными надвигами с северным падением плоскости сместителей и сопряженными с ними опрокинутыми на юг складками. Наиболее крупными пликативными структурами являются Ахунская и Ахштырская антиклинали, их оси погружаются на запад в сторону Туапсинского прогиба под углами 7-10⁰. Северная граница зоны проводится по Монастырскому разлому и Воронцовскому надвигу, южная – по подошве палеоцен-четвертичной молассы.

Туапсинский прогиб располагается в акватории Черного моря, охватывая континентальный склон и его подножие. По данным сейсмического зондирования осадочный чехол Закавказской плиты в пределах прогиба имеет общую мощность более 7 км, в том числе мощность глинистой формации олигоцен-миоцена (МО P₃-N₁) и алеврито-глинистой формации миоцен-четвертичного возраста (II N₁-Q) более 5,5 км. Внутренняя структура прогиба характеризуется развитием многочисленных бескорневых антиклиналей (угол падения крыльев от 5-8⁰ до 15-25⁰), парагенетически связанных с надвигами, сместители которых погружаются на север. Со структурной неоднородностью Туапсинского прогиба связан рельеф морского дна, обусловленный наличием валов над антиклинальными складками. Взаимное расположение градиентов магнитного и гравитационного полей вдоль северного ограничения Туапсинского прогиба свидетельствует о погружении разлома между последним и складчатыми зонами на север. Сейсмические данные позволяют дешифрировать его как надвиг, запечатанный осадками миоцен-четвертичного возраста. По этому надвигу разрез олигоцен-миоцена сдвоен. Амплитуда перемещения аллохтона до 10 км. С движениями по этому нарушению, вероятно, связана складчатость, широко развитая в осадках Туапсинского прогиба.

Адлерская депрессия располагается в юго-восточной части листа, с запада ограничена Черноморско-Лазаревской СРЗ и занимает часть суши и акватории Черного моря. В общей структуре осадочного чехла Закавказской плиты депрессия играет двойственную роль. В пределах горно-складчатого сооружения Большого Кавказа – это безусловная депрессия, а по отношению к Туапсинскому прогибу – это выступ на северо-восточном фланге последнего. Подошва майкопских отложений в пределах рассматриваемой структуры находится на отметках от 0,5 до 2 км, тогда как в Туапсинском прогибе на траверзе Туапсе – до 10 км. Сложена Адлерская депрессия нижней (глинистая формация олигоцена-миоцена) и верхней (алеврито-глинистая и галечно-конгломератовая формации миоцена-голоцена) молассами, области развития которых принадлежат, соответственно, остаточному бассейну (МО P₃-N₁) и предгорному прогибу (II N₁-Q). Породы здесь полого, под углом до 5⁰, погружаются на юг и лишь в отдельных случаях осложнены перегибами антиклинального типа с падением крыльев 6-9⁰. Относительное расположение градиентов гравитационного и магнитного полей указывает на погружение зоны сопряжения с Гагрско-Джавским поднятием в южном направлении.
Вал Шатского

Погребенный вал Шатского располагается в глубоководной части Черного моря в области абиссальной равнины. Судя по мощностям и сейсмофациям (рифовые массивы), он зародился в верхней юре-нижнем мелу, а полностью обозначился в олигоцене-миоцене. Мощность осадочного чехла здесь сокращается более чем на 2 км, в том числе олигоцен-миоценовых осадков до 0,6-1 км (против 4 км в Туапсинском прогибе). Внутренняя структура характеризуется отсутствием складок и субгоризонтальным залеганием пород. Мощность мэотис-четвертичных осадков достигает здесь 1,5 км.

Важным структурным элементом изученной площади являются Пшехско-Адлерская и Черноморско-Лазаревская складчато-разрывные зоны (СРЗ) или ступени сбросо-сдвигового типа север – северо-западной ориентировки.

Пшекиш-Адлерская СРЗ представляет собой ступенеобразный изгиб флексурного типа в отложениях альпийского и киммерийского структурных ярусов, осложненный разрывными нарушениями и, вероятно, сопровождавшийся расколами в фундаменте. В рамках горного сооружения Большого Кавказа она разделяет Западный и Центральный сегменты с различным стилем неотектонического строения и глубиной залегания фундамента. На территории листа Пшехско-Адлерская СРЗ располагается между складчато-глыбовыми поднятиями Главного хребта и Гагро-Джавским, с одной стороны, и складчатыми зонами, с другой. Последние в пределах СРЗ меняют свою ориентировку с субширотной на юго-западную по типу горизонтальной флексуры, подчеркивая сдвиговые тенденции правостороннего типа. На южном склоне Большого Кавказа морфологически она не всегда отчетлива в связи с развититем разломов Кавказского простирания, рассекающих как автохтонные, так и аллохтонные комплексы.

Черноморско-Лазаревская СРЗ выступает в виде вертикальной флексуры между Адлерской депрессией и Туапсинским прогибом и трассируется выходом на поверхность морского дна молассовых образований. Севернее она фиксируется изменением простирания альпийских складчатых зон, которые в рамках СРЗ приобретают северо-западную ориентировку, что согласуется с представлениями о правосдвиговых движениях и по данной СРЗ. Наличие этих структур находит подтверждение в особенностях строения аномального гравитационного поля. К числу главных нарушений относятся уже описанные Главный Кавказский, Бекишейский и Краснополянский разломы, а также основные тектонические швы аллохтонных структурно-вещественных комплексов. Главный Кавказский разлом выступает в качестве краевого шва Скифской эпигерцинской плиты и морфологически представляет собой поддвиг со сдвиговой составляющей левостороннего типа. Бекишейский разлом, скорее всего, является современным поверхностным выражением краевого шва Закавказской плиты. Распололоженные в зоне этих разломов отложения Псехако-Березовского, Гойтхского и Чвежипсинского комплексов представляют собой корни аллохтонных масс. Краснополянский разлом является, скорее всего, внутриформационным и несет черты взбросо-надвига со сдвиговой составляющей.

Основная масса рудопроявлений и точек минерализации располагается в пределах Чугушского поднятия, обнаруживая не только связь с особенностями строения и вещественным составом рудовмещающих толщ последнего, но и элементы горизонтальной и вертикальной зональности. В складчатых зонах известны проявления ртути и золота. Ареал развития первых ограничен субширотными отрезками Краснополянского разлома, а золота – тяготеет к зоне сопряжения того же разлома с диагональной Пшехско-Адлерской складчато-разрывной зоной.

В пределах листа K-37-IV распространены образования, сформированные в байкальскую, герцинскую, индосинийскую, киммерийскую и альпийскую тектонические эпохи.

В связи с высоким метаморфизмом исходных пород байкальский и герцинский этапы расшифровываются в предположительном варианте и только с привлечением материалов по соседним территориям. Существует предположение [5] о том, что в верхнепротерозойское и раннегерцинское время вся территория Северного Кавказа или ее значительная часть располагалась в области сначала Прототетиса, затем Палеотетиса. Доступные изучению фрагменты протерозойских и герцинских образований принадлежали “останцам” фундамента древней платформы и герцинской островодужной системы, располагавшимся за пределами территории листа [5]. Условия накопления протерозойской амфиболит-гнейсовой формации достоверно не расшифрованы. Близкий к современному облик она приобрела уже в раннепалеозойское время (540+-45 млн. лет) [50]. По аналогии с зоной Передового хребта среди образований среднего палеозоя Дамхурцевского и Лаштракского тектонических покровов можно допускать наличие таких элементов, как островная дуга, островной шельф и задуговой бассейн. В предвизейское время в результате сближения Восточно-Европейской и Африкано-Аравийской плит, возможно, произошло скучивание разрозненных «останцов» континентальной коры, шарьирование образований среднепалеозойских островодужных систем, складчатость и внедрение гранитоидов белореченского интрузивного комплекса. Эти процессы сопровождались метаморфизмом островодужных комплексов до уровня зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фаций [6]. К этому времени относится становление Скифской эпигерцинской плиты.

В среднем карбоне на юго-западном фланге Скифской плиты заложился прогиб северо-западного простирания, который существовал до триаса включительно. В среднем карбоне этот прогиб заполнился сероцветной угленосной молассой, накопление которой сопровождалось риолитовым вулканизмом известково-щелочного ряда и внедрением на северо-восточной периферии прогиба гранитоидов уллукамского интрузивного комплекса. Это послужило основанием [7, 39] для отнесения изученной части Скифской плиты к активной континентальной окраине. С гранитоидами этого этапа за пределами листа связано редкометальное оруденение, проявления тантало-ниобатов и бериллия.

В перми в условиях мелководного континентального (?) шельфа и стабилизации тектонического режима в описываемом прогибе накопились рифовые карбонатные и терригенно-карбонатные осадки, фиксирующие собой режим пассивной континентальной окраины.

В триасе в связи с новой активизацией тектонических процессов в том же прогибе была сформирована грубообломочная моласса. В предъюрское время активизировались тектонические движения по разломам доюрского фундамента Чугушского поднятия. В это же время, вероятно, были сорваны со своего основания осадки верхнепалеозойско-триасового СВК.

Взаимное расположение отложений ранней-средней юры Псеашхинской, Псехако-Березовской, Гойтхской, Краснополянской и Абхазо-Рачинской зон позволяет принять разработанную Н. И. Пруцким [5, 54] модель развития Северо-Западного Кавказа в раннеальпийский (киммерийский) этап, в целом согласующуюся с моделью, предложенной геологами в рамках международного проекта «Тетис». В соответствиии с этой моделью в ранней юре к югу от Скифской плиты возникла и развивалась до байоса включительно островодужная система с северной полярностью. Здесь, на общем фоне накопления терригенных толщ различной мощности на собственно островной дуге и ее склонах накапливались в плинсбахе [8] и в аалене (свита г. Индюк) туфы и лавы преимущественно кислого состава, а в байосе – основного (порфиритовая серия и ачишхинская свита). Севернее, в условиях задугового бассейна, в плинсбахе и аалене проявился базальтоидный вулканизм толеитового ряда [35], сопровождавшийся (восточнее, в бассейне р. Мзымты) образованием медноколчеданных руд. На северном фланге задугового бассейна на Скифской плите в обстановке внешнего континентального шельфа накопление терригенных толщ сопровождалось кислым вулканизмом известково-щелочного профиля (авадхарский горизонт) [35], внедрением тел плагиориодацитов и даек базальтоидного состава и, наконец, становлением проявлений полиметаллов, меди и др. Наряду с изложенной моделью существует представление о связи зон магматической проницаемости плинсбахского и ааленского времени с субмеридиональными структурами растяжениями сбросо-раздвигового типа [55], а также о следующей последовательности событий: сначала образуется окраинное море, а затем островная дуга энсиматического типа [64].

В киммерийский коллизионный этап, в связи со сближением Скифской и Закавказской плит, образования Псехако-Березовского и Гойтхского АК были «затащены» под южный край Скифской плиты, а также выжаты на ее поверхность (Чаталтапинский и Индюкский тектонические покровы). Одновременно был сорван юрский осадочный чехол этой плиты и подновлены разломы верхнепалеозойско-триасового СВК и фундамента Скифской плиты, существенно деформирована северная окраина Закавказской плиты (Краснополянская складчатая зона).

В келловей-эоценовое время между Скифской и Закавказской плитами в условиях задугового бассейна накапливались флишевые образования, развитые в современной структуре в Новороссйско-Лазаревской и Чвежипсинской складчатых зонах. В келловее-поздней юре в задуговом бассейне сформировались мощные толщи карбонатного и терригенного флиша, на Скифской плите в локальной зоне, отвечающей внешнему континентальному шельфу – мощная толща слоистых и рифогенных известняков (Лагонакская зона), на Закавказской плите, в условиях островного мелководного шельфа (остаточная дуга [22] ) – терригенно-карбонатные толщи, рифовые постройки (зона Ахцу).

В мелу-эоцене в задуговом бассейне продолжают накапливаться флишевые и субфлишевые толщи сначала карбонатного (мел), затем терригенного (палеоцен-эоцен) состава. На Закавказской плите в прежней геодинамической обстановке за те же отрезки времени отлагались, соответственно, известняки и красноцветные мергели. На Скифской плите образования мела-эоцена эродированы. За пределами листа это мелководные терригенно-карбонатные осадки континентального шельфа.

В олигоцене-миоцене с началом альпийской коллизии осадконакопление во флишевых прогибах сменилось поднятием, в которое были вовлечены и прилегающие участки Скифской и Закавказской плит. На южном фланге орогена в пределах последней заложился Туапсинский прогиб и Адлерская депрессия, где впоследствии накопились мощные толщи терригенного состава (нижняя моласса) с олистостромами в основании. Последние свидетельствуют о наибольшей активности тектонических движений (возможно надвиговых) в начальный этап коллизии. Очередное сближение плит завершилось созданием альпийского горного сооружения с отчетливой южной вергентностью. На северной, вовлеченной в орогенное поднятие окраине Закавказской плиты возникло Гагрско-Джавское ступенчатое складчато-глыбовое поднятие, в последующем перекрытое аллохтонными массами из флишевых трогов (Новороссийско-Лазаревский и Чвежипсинский аллохтоны). В условиях все продолжавшегося сжатия в автохтонных, паравтохтонных и аллохтонных комплексах был создан сложный ансамбль парагенезов коллизионных структур (взбросы, сдвиги, повторные надвиги, поддвиги, содвиги, складчатость и т. д.). Разрастание складчато-глыбового сооружения Большого Кавказа в палеоцен-четвертичное время привело к смещению оси Туапсинского предгорного прогиба и Адлерской депрессии в южном направлении. С альпийским коллизионным этапом связано становление проявлений ртути и прогнозируемое по данным геохимии полиметаллическое оруденение.

Олигоцен-миоценовый Туапсинский прогиб распространялся вплоть до зоны Ахцу. Заполнение его осадками в среднем миоцене-сармате завершилось главной фазой альпийской складчатости, и вероятно, заложением субмеридиональных СРЗ (Пшехско-Адлерской и Черноморско-Лазаревской). Прогиб начал надвигаться на вал Шатского, с последующим выходом из-под уровня моря и размывом. Вследствие инверсии прогиб с растущими складками превратился в низкогорную зону, отделенную от вала Шатского линейной депрессией. Вдоль нее протекала предмэотическая река, притоками которой были все реки южного склона Западного Кавказа.

В мэотисе осадконакопление в Туапсинском прогибе возобновилось. По аналогии с Керченско-Таманским прогибом можно полагать, что море было сравнительно неглубоким, антиклинали представляли собой банки, между которыми конседиментационные синклинали заполнялись осадками. В Адлерской депрессии отлагались прибрежно-морские конгломераты, пески, глины. Такой же режим был и в понте, отложения которого отвечают максимуму трансгрессии. Обстановка мелководного бассейна продлилась до начала плейстоцена.

В начале чаудинского века произошла крупнейшая регрессия (предчаудинская), связанная, видимо, с прогибанием центральной части Черного моря, и началом образования современного континентального склона. После этого возникла глубоковидная котловина и материковый склон с перепадом глубин более 1000 м, в границах близких к современным. Охватившие подводный материковый склон процессы эрозии и денудации привели к формированию современного рельефа склона и аккумулятивных шлейфов материкового подножия. Начало формирования конуса выноса р. Шахе датируется поздним плейстоценом. До этого времени основная масса осадочного материала перехватывалась долинами Туапсинского прогиба и по ним транспортировалась в западном направлении к основанию склона.

В осадочном шлейфе континентального подножия сохранились следы трех регрессионно-трансгрессивных этапов антропогенной истории Черного моря. Формирование построек конуса выноса р. Шахе происходило в периоды регрессий, связанных с преддревнеэвксинским, посткарангатским и предчерноморским оледенениями, когда, при низком стоянии моря, береговая черта вплотную подходила к бровке шельфа и вся масса транспортирумого реками осадочного материала поступала в верховья питающего конус каньона. В эпохи трансгрессий осадочный материал перехватывался вдольбереговым потоком осадков на шельфе и по системе пересекающих континентальный склон каньонов относительно равномерно распределялся у основания континентального склона.

На шельфе досклоновые отложения в условиях плейстоценовых регрессий были эродированы и сохранились только в осевых частях синклиналей Туапсинского прогиба. В плейстоцене чередование регрессионных и трансгрессионных этапов приводило к последовательному чередованию накопления осадков в эпохи высокого стояния и разрушения в эпохи наступания и низкого стояния моря. В результате, отложения эрозионно-трансгрессивных циклов плейстоцена на шельфе отсутствуют, и следы этих этапов сохранились только на суше, где в результате подъема складчатого сооружения Кавказа береговые линии трансгрессивных этапов поднимались над уровнем моря и сформировалась лестница террас. Плейстоценовая история Черного моря включает десять трансгрессивных этапов, с которыми связано формирование Идукопасской, вуланской, Шапсугской, Пшадской, Ашейской, Шахейской, Ранне- и Позднеагойской и Сочинской морских террас. Последовавшее за трансгрессией, с которой связывается образование Сочинской террасы предголоценовое оледенение обусловило падение уровня замкнутого озера-моря на 100-110 м и его опреснение до 5-7%. Следы этой регрессии запечатлелись в разрезах шельфа погребенным под толщей голоцена аллювием переуглубленных долин и комплексами морских волновых отложений у подножия древней береговой линии.

Голоценовый этап истории черного моря включает 6 регрессивно-трансгрессивных циклов и начался с древнечерноморской фазы трансгрессии, повлекшей осолонение бассейна и его заселение эвригалинными средиземноморскими организмами. В последующих циклах уровень моря опускался до изобат 140 м, а поднимался до современного и на 2-3 м выше максимум трансгрессии, совпавшей с термическим максимумом – джеметинское время (4500-2700 лет назад). Повышенная соленость (21%) и теплый климат вызвали иммиграцию и расцвет средиземноморской фауны. Современная трансгрессия началась 500 лет назад и идет со скоростью 2-3 мм в год.
6. Геоморфология

На территории листа выделяются две геоморфологические провинции – горное сооружение Большого Кавказа и впадина Черного моря. Формирование указанных морфоструктур происходило на фоне разнонаправленных новейших тектонических движений. По особенностям строения рельефа, соотношению его с геологическими структурами и преобладающим экзогенным процессам в пределах горного сооружения выделены пять типов рельефа: высокогорный структурно-денудационный рельеф Фиштинско-Лагонакского плато; высоко- и среднегорный рельеф древнегляциальной зоны; средне- и низкогорный эрозионно-денудационный рельеф экстрагляциальной зоны; низкогорный эрозионно-денудационный рельеф Причерноморья, слаборасчлененный и равнинный рельеф Адлерской депрессии. В пределах Черноморской котловины выделяются слаборасчлененный аккумулятивно-абразивный рельеф шельфа, сильно и умереннорасчлененный структурно-эрозионный рельеф материкового склона и аккумулятивный слаборасчлененный и равнинный рельеф подножия. Ориентировка геоморфологических областей в значительной степени определяется структурными особенностями дочетвертичного субстрата. В пределах горного сооружеия и материкового склона преобладают эрозионные и денудационные процессы; на шельфе – абразионно-аккумулятивные; в подножии материкового склона – аккумулятивные.

Высокогорный структурно-денудационный рельеф Фиштинско-Лагонакского плато связан с полого залегающей бронирующей толщей рифогенных и слоистых известняков средне-верхнеюрского возраста. Сквозными ледниковыми трогами оно расчленено на обособленные массивы, вершины которых [гг. Фишт (2867,7 м), Оштен (2804 м), Пшехо-Су (2744 м)] достигают уровня снеговой границы. Края плато представляют отвесные скальные уступы высотой в сотни метров. Подножья их обрамлены мощными обвально-осыпными шлейфами, спускающимися по склонам на 1,5-2 км. Конец Фиштинского ледника, протяженностью около 1,2 км, располагается на высоте 2450 м, небольшие ледники затененных ущелий спускаются значительно ниже (до 2000 м). Преобладает каровый тип ледников. Кары образуют до 5-6 ступеней на высотах от 1800 до 2500 м. Самые верхние из них заполнены фирновыми снежниками. Геоморфологические особенности плато тесно связаны с карстообразующими, гляциально-нивальными и гравитационными процессами. Наиболее распространенными формами поверхностного карста являются карры, воронки, котловины, колодцы, карстовые рвы, провалы. Здесь известно до 64 отдельных карстовых полостей обьемом до десятков тыс. м³ [33]. Из форм глубинного карста распространены пещеры, подземные галереи, шахты глубиной в десятки и сотни метров и протяженностью в первые километры. По мнению ряда исследователей [2] карст развивается с конца плиоцена. Гляциально-нивальные и гравитационные формы рельефа наложены на карстовые и представлены фирновыми полями, каменными глетчерами, гравитационными течениями грунта, оплывинами, солифлюкционными террасами, глыбовыми россыпями (курумами).

Высоко- и среднегорный интенсивно расчлененный рельеф древнегляциальной зоны занимает осевую, намболее повышенную часть горного сооружения (массивы Аутль (1855 м), Амуко (1918 м), Бзыч (2116 м), Пшихашха (2120 м), Хуко (1901 м), Кут (2116 м), хр. Армянский (2021 м) и др. В максимумы похолоданий позднего неоплейстоцена они являлись местными центрами оледенений. Главная роль в формировании рельефа принадлежит деятельности древних и современных ледников, обвальным, осыпным и крионивальным процессам конца позднего неоплейстоцена – начала голоцена. Древнегляциальные формы в осевых частях хребтов и массивов выражены сильно разрушенными ледниковыми карами, трогами, висячими устьями боковых долин, ригелями, остаточными каровыми озерами. Аккумулятивные формы рельефа сохранились на дне долин в виде конечных и боковых морен, террас, пролювиально-селевых конусов выноса, аквальных разновидностей моренных осадков. В период дегляциации активно развивались процессы отседания склонов, сопровождавшиеся дроблением, расползанием блоков, их срывами. Большинство обвальных форм приурочены к фронтальным частям крупных долгоживущих разломов. Активное проявление этих процессов способствовало полному уничтожению следов дочетвертичного рельефа. Реликтовыми являются даже поздненеоплейстоценовые формы и коррелятные им отложения.

Средне- и низкогорный сильно расчлененный эрозионно-денудационный рельеф экстрагляциальной зоны занимает территорию распространения юрских и меловых отложений альпийской и киммерийской областей складчатости и зоны Ахцу Гагрско-Джавского складчато-глыбового поднятия. Общие морфологические черты территории тесно связаны со складчато-разрывной структурой осадочных толщ и их литологическим составом. Для него характерны относительно большие перепады высот (400-700 м); V-образные эрозионные долины и каньоны, узкие уплощенные гребни водоразделов. Выположенные участки склонов с широким распространением деляпсивных, делювиальных, пролювиальных и прочих аккумулятивных форм характерны для внутригорных депрессий, выработанных в глинистых и песчано-глинистых породах. Многоярусные системы структурных террас, микроэскарпов и платообразных поверхностей развиты в местах выходов песчаников и известняков. Обвально-осыпные и обвально-оползневые формы рельфа приуроченны к обрывистым скальным склонам. Ложем рек обычно являются коренные породы, которые они пересекают. Аккумуляция аллювия в перстративной и констративной фазах характерна для нижних переуглубленных участков и отрезков долин ниже или выше гравитационных подпруд. К этим участкам долин приурочены основные террасовые комплксы высотой от 2 до 15-20 м, в крупных долинах – от 40-50 до 180 м. Оползневые процессы тесно связаны с эрозионными циклами разных таксономических рангов. Наиболее древние оползни «привязаны» к положению ложа средненеоплейстоценовых долин. Активизация оползней связывается с периодом деградации горных ледников позднего неоплейстоцена и голоцена. Наиболее молодые оползневые блоки находятся на уровне низких террас или погружены в толщу аллювия. В местах развития карбонатных пород (массивы хр. Алек, Ахцу, Воронцовской) широко развит карст. Наиболее крупные шахты-поноры (Воронцовская, Назаровская, Географическая, Заблудших) имеют протяженность 10 640, 6500, 3100, 2500 м, соответственно.

Низкогорный эрозионно-денудационный умеренно и сильно расчлененный рельеф охватывает поле развития палеогеновых и неогеновых отложений фронтальной части Чвежипсинского аллохтона и Абхазской зоны. Преимущественно глинистый и песчано-глинистый состав пород, слабо устойчивых к процессам денудации, обусловили небольшие превышения (до 200-400 м), сглаженность форм рельефа, широкое развитие оползней, наличие подпрудных озер и мочажин. Судя по высоте оползневых срывов и глубине эрозионных рвов, процессами оползания захвачена толща пород мощностью до 50-100 м. По батралогическим признакам возраст оползней оценивается от среднего неоплейстоцена до голоцена. В пределах открытых субгоризонтальных поверхностей с разреженным растительным покровом активно действуют процессы плоскостного смыва. Они располагаются на нескольких уровнях в виде денудационных ступеней с превышениями в десятки метров. Самые низкие из них соответствуют уровням неоплейстоценовых террас, остатками которых зачастую и являются. Резкие формы рельефа характерны для известняков Ахштырской и Ахунской антиклиналей. Здесь широко развит карст и врезанные долины с непроходимыми каньонами рек Кудепста, Бол. Хоста, Агурчик с высотой стенок 70-100 м, при и ширине русел 3-5 м. В пределах массива Ахштырь самыми распространенными формами карста являются коррозионно-гравитационные колодцы, шахты, пещеры-поноры, а на массиве Ахун – голый задернованный, реже подземный карст.

Слаборасчлененный и равнинный рельеф Адлерской депрессии занимает неширокую (2-5 км) полосу побережья в междуречье Кудепста-Псоу. Характер рельефа здесь низкогорный (превышения до 150-200 м), холмисто-увалистый со сглаженными уплощенными водоразделами и относительно разреженной балочной сетью. Уступы древних террас и склоны балок выработаны в осадочных породах миоцена-плиоцена. Аккумулятивные образования (поймы, пляжи) занимают основную часть площади и представлены морскими, лиманными и аллювиальными осадками, мощностью до 80-90 м, выполняющими новоэвксинские переуглубления. На значительной части Черноморского побережья описанные формы рельефа «срезаются» Сочинской, Черноморской и более древними морскими террасами. Берег моря западнее депрессии – абразионный, ровный и представлен клифом высотой 10-30 м. В районе Адлера и у впадения крупных рек побережье занято аккумулятивными террасами. Клиф прорезан висячими ложбинами и переуглубленными долинами крупных рек.

Слаборасчлененный аккумулятивно-абразивный рельеф шельфа – это выработанная в отложениях мезокайнозоя пологонаклонная (1-2⁰) равнина шириной до 14 км, сужающаяся до первых сотен метров к устьям рек Шахе и Мзымты. Внутренняя часть шельфа, протягивается от уреза воды до глубин, где средние волны не воздействуют на дно (глубины 50-60 м). Здесь выделяются береговая зона (до глубин 25-30 м), представленная чередованием участков волновой абразии (бенча), где поверхность дна сложена коренными породами с маломощным фрагментарным покровом гравийно-галечного материала и участков развития аккумулятивных форм береговой зоны (пески со следами волновой ряби, ракушечники и галечники). Мористее протягивается аккумулятивная равнина зоны вдольберегового транзита осадков, с характерными для этой части шельфа мигрирующими аккумулятивными формами (грядами), расположенными поперек течения. Во внутреннюю часть шельфа продолжаются переуглубленные речные долины, заполненные голоценовыми отложениями и в современном рельефе не проявляющиеся.

Внешняя часть шельфа находится за пределами воздействия средних волн. Элементы структуры складчатого основания проявляются здесь в виде серии гряд юго-западной ориентировки высотой до 10 м и протяженностью до 9 км, приуроченных к останцам олигоценовых (?) песчаников. У верхней границы внешней части шельфа по данным геоакустики регистрируется погребенный под покровом голоценовых отложений уступ древней береговой линии, сформированный (или подновленный) во время предчерноморской регрессии. Высота уступа достигает 30 м а расстояние от основания до бровки – до 1 км. В средней части уступа фиксируется ступень, шириной до 200 м. У основания уступа выделяются пляжевые отложения датируемые эпохой предчерноморской регрессии. В современном рельефе уступ проявляется слабым перегибом дна на глубинах 50-60 м. К древнему береговому уступу приурочены максимальные мощности осадочного покрова внешней части шельфа (более 30 м). По направлению к бровке шельфа толща голоцена выклинивается.

Сильно- и умереннорасчлененный структурно-эрозионный рельеф материкового склона прослеживается до изобаты 2000 м. Здесь выделяются структурно-эрозионные, структурные и эрозионно-денудационные формы.

Структурно-эрозионный и структурный рельеф континентального склона в центральной и северо-западной части листа сильно расчлененный, соответствует в палеоструктуре Туапсинскому прогибу, имеет вогнутый профиль и крутой (20-30⁰) уклон поверхности от бровки шельфа до перегиба. В нижней части склона к западу от каньона р. Шахе структурные формы рельефа приобретают ведущее значение. В отложениях неогена выработаны многочисленные каньоны. Наиболее крупные каньоны являются подводным продолжением реки Шахе и у материкового подножия они сливаются в широкие (до 6 км) корытообразные долины, заполненные транспортируемыми по каньонам миктитами.

В субширотном направлении материковый склон пересекают несколько гряд- антиклиналей, проявленных в рельефе в виде серии уступов и поднятий. На склоне сохранились останцы досклоновых отложений с первичной структурой древних покровов (в седловинах поднятий, разделяющих русла каньонов) и комплекс заполнения (в структурной долине). В западинах рельефа картируются гравитационные формы, сформировавшиеся из материала досклоновых отложений и сохранившие фрагменты первичной структуры.

Денудационно-эрозионный рельеф материкового склона выработан в отложениях верхнего плиоцена-нижнего неоплейстоцена, формирующих покров мощностью более 300 м. В результате донной абразии на склоне сформировалась сеть каньонов, являющихся подводными продолжениями рек Мзымты, Псоу и др, сток которых через узкую полосу шельфа практически полностью поступает на континентальный склон. Каньоны U-образные, ширина днищ до 2 км, перепад высот между бортами и дном каньонов достигает 300 м. В ряде случаев русла каньонов прорезают четвертичный покров до коренного основания.

Аккумулятивный слаборасчлененный и равнинный рельеф материкового подножия и глубоководной равнины выделяется в юго-восточной части листа. Конус выноса р. Шахе расположен у основания склона и представляет собой трехфазную постройку, вложенную в эрозионное понижение палеорельефа, выработанное в отложениях нижнего неоплейстоцена. Эрозионная поверхность палеорельефа обнажается на борту протока обходящего конус с запада. В рельефе выделяется несколько перекрывающих друг друга супрафанов, с характерными формами русловых долин отклоняющихся к востоку. Поверхность конуса осложнена дугообразными оползнями. Пологонаклонная равнина с углами 2-3⁰ снижается к руслу протока, обходящего конус выноса р. Шахе с востока. Поверхность равнины осложнена небольшими конусами выноса (высотой до 10 м), приуроченными к западным бортам каньонов и разделяющими их долинами.

Техногенный рельеф развит в прибрежной, наиболее освоенной в хозяйственном отношении, зоне. Самыми распространенными техногенными формами являются дорожные выемки и насыпи вдоль автомобильных и железных дорог, вдольбереговые искусственные валы, ирригационные каналы. Преобразования рельефа связаны также с прокладкой газо- и водопроводов, канализационных систем, рытьем котлованов, отработкой месторождений стройматериалов.

В новейшей структуре горное сооружение представляет ступенчатое поднятие, унаследовавшее черты строения мезозойского субстрата. В общем виде здесь выделяются (с севера на юг) зона брахисводов осевого поднятия, зона южного склона, южная прибортовая зона и область новейшего молассонакопления [41]. Особенности строения четвертичных террас подтверждает наличие здесь антиклиналей и горст-антиклиналей, разделенных эрозионно-тектоническими депрессиями. Из крупных положительных структур наиболее известны Ахштырская, Дзыхринская, Ахцу, Дагомысская. Среди депрессий важнейшими являются Кичмайская и Солохаульская диагональной ориентировки, Дагомысская система поперечных блоков, и система продольных «шовных» грабенов. С положительными неотектоническими движениями связан структурно-эрозионный рельеф материкового склона неоплейстоцен-голоценового возраста. Подножие материкового склона испытывает устойчивое прогибание. Судя по фиксированным глубинам эрозионных врезов в горах и мощностям компенсационных осадочных толщ у подножия материкового склона, общая амплитуда тектонических движений только за поздний неоплейстоцен оценивается в 200-400 м, а за весь плейстоцен превышает 3 км.

По временной схеме сейсмического районирования, разработанной ИФЗ РАН в 1999 г., территория листа K-37-IV относится к девятибальной зоне со средней повторяемостью землетрясений один раз в 1000 лет. С повышенной сейсмичностью связаны многочисленные сейсмотектонические и сейсмогравитационные дислокации [47].

Формирование рельефа горного сооружения сопровождалось образованием золоторудных россыпей по р. Сочи. Последние приурочены, как правило, к выположенным участкам тальвега, и связаны со сменой ориентировки русла.

Полезные ископаемые района представлены месторождениями торфа, строительных материалов (глин, известняков, мергелей, песчаников, песчано-гравийного материала) и подземных вод (минеральных, питьевых и технических), проявлениями железа осадочного морского происхождения, проявлениями и пунктами минерализации меди, свинца, цинка, ртути, золота гидротермального генезиса и аллювиальными россыпями золота. Промышленное значение имеют месторождения строительных материалов и подземных вод, расположенные в селитебной части Черноморского побережья. Первые широко используются для строительства, вторые – для бальнеологических целей, питьевого и технического водоснабжения. Рудные полезные ископаемые изученной территории промышленного значения не имеют.

Торф