Глава 3. История геологического развития территории Сочи и Абхазии

Историю формирования основных тектонических единиц Северо-Западного Кавказа принято относить к эоцену(около 40-33 млн.лет), когда началось продвижение к северу Кавказского клина Аравийской плиты, вызвавшее межплитную коллизию. Поднятия начались в зоне Гойтхско-Ачишхинского антиклинория, а также моноклинальной структуры плато Лагонаки. В миоцене восточная часть Новороссийского флишевого прогиба, расположенная между Закавказским массивом и Скифской платформой, испытала сильнейшее сжатие, складчатость, и была поднята в виде Новороссийского синклинория.

Межплитная коллизия обусловила поддвиг Закавказского массива под Скифскую платформу, масштабы которого оцениваются разными исследователями от 150 до 300 км. В результате поддвига фронтальные части покровных пластин получили наклон к северу, сформировались ступенчатые продольные морфоструктуры, и возникла общая ассиметрия горного сооружения.

Положение основной части Северо-Западного Кавказа на стыке Скифской плиты с субокеанической Черноморской впадиной обусловило меньшую амплитуду орогенических поднятий, а также молодость его тектонической структуры и рельефа в сравнении с Западным и Центральным Кавказом. Здесь преобладают более молодые, в том числе и современные, складчато-надвиговые и сдвиговые дислокации, развитые в верхних структурных этажах эпигеосинклинального осадочного комплекса.

Морфологические особенности надвигов и сопутствующих им антиклиналий обусловлены трнсформацией горизонтальных тектонических движений в вертикальные во фронтальных частях аллохтонов с образованием характерных складчато-надвиговых структур. Подобная картина со всей очевиднотью свидетельстует о решающей роли горизонтальных тектонических напряжений в формировании тектонической структуры региона. Их главным источником является движение в северном направлении Закавказского массива, испытывающего, в свою очередь, давление со стороны Аравийского клина. Возраст дислокации уменьшается при движении от Транскавказского поднятия в направлении Тамани и Апшерона, где только зарождается складчатость.

В пределах Северо-Западного Кавказа выражена поперечная ступенчатость, связанная с дифференциацией скоростей поднятия отдельных поперечных блоков- ступеней: Новороссийская ступень(0-+1 мм/год), Афипская ступень(+1,5-+2 мм/год), Гойтхская ступень(+4-+6 мм/год), Фишт-Лагонакская ступень(+10 мм/год). Приведенные данные подтверждают активность современных тектонических движений в пределах Северо-Западного Кавказа, однако причина ступенчатого поднятия и характер разделяющих эти ступени разломов остаются дискуссионными вопросами.

Интенсивность современных тектонических движений обусловила сейсмическую активность Северо-Западного Кавказа, отличающегося, однако, средне-низким сейсмическим фоном с преобладанием землетрясений магнитудой в 4-6 баллов. Наиболее сейсмически активным на Северо-Западном Кавказе является район Сочи, Красной поляны, Головинки и Лесного. Здесь отмечен ряд глубокофокусных очагов (до 15 км) магнитудой 6-7 баллов, связанных с линией Пшехско-Адлерской зоны поперечных разрывов и её пересечением с Краснополянским, Монастырским и другими надвигами. Крупный очаг землетрясений магнитудой до 6 баллов в районе Туапсе связан с пересечением крупнейших разрывных структур- Туапсинского поперечного разлома с Бекишейским и Красноалекандровсим надвигами. Еще один сейсмоактивный район выделяется между меридианами Геленджика и Анапы в зоне Анапского поперечного разлома и Черноморского надвига. Некоторые исследователи оценивают его потенциальную сейсмичность не менее чем на 7 баллов.

Таманская часть Северо-Западного Кавказа относится к Керченско-Таманской грязевулканической провинции, где зафиксировано более сотни грязевулканической проявлений. Согласно современным данным, проявления грязевого вулканизма здесь связаны с выдавливанием пластичных глин майкопской серии в ядрах растущих брахиантиклиналей.[5]

Рисунок 1. Геологическая карта Кавказа

В тектоническом развитии Кавказа выделяют 3 этапа: догерцинский, герцинский и альпийский.

В догерцинский этап (рифей — нижний палеозой) на Кавказе господствовал геосинклинальный режим. В докембрии территория подвергалась складкообразованию, которое еще раз повторилось в каледонскую складчатость. С последней связаны многочисленные интрузии, способствовавшие оруденению Большого Кавказа. Неплохо изучена батолитовая интрузия гранитов Б.Кавказа.

В эпоху герцинской складчатости (карбон-пермь) Предкавказье и Б.Кавказ были дифференцированы на систему субширотных геосинклинальных прогибов. В карбоне геосинклинали Предкавказья и Б.Кавказа испытали мощные поднятия и рельеф приобрел горный облик. Эта горная страна уже к нижней перми была разрушена до состояния пенеплена. В триасе (Mz) эти поверхности были разбиты разломами на множество узких грабенов, в которых накапливались осадочные и вулканогенные осадки. Геосинклинальный режим существовал лишь в пределах Южного склона Б.Кавказа.

Альпийский этап формирования Кавказа начинается с юрского периода. В нем различают 3 стадии. В раннюю стадию (юра) территория подвергалась значительному опусканию и морской трансгрессии по осям двух синклинальных зон. Одна протягивалась вдоль южного склона Б.Кавказа, переходя на северный в Дагестане. Вторая — Малокавказская протягивалась почти параллельно первой. В обеих геосинклиналях шло интенсивное накопление осадков. Мощность нижнеюрских отложений достигает максимума (до 10 км) в Дагестане и Азербайджане. В Закавказье к этому времени приурочен интенсивный вулканизм. В конце юры произошло поднятие территории и регрессия морей. Морской режим сменился лагунным. Средняя стадия (мел — начало Pg) характеризуется нисходящими движениями земной коры, распространением трансгрессий. В верхнем мелу, в фазу максимальной трансгрессии, море затопило всю территорию Кавказа, включая Главный хребет. В конце мела тектонические движения привели к поднятию осевой зоны. В Закавказском нагорье с мезозойскими тектоническими движениями были связаны подводные вулканические извержения и образование эффузивов и туфогенных осадков. Верхнемеловая трансгрессия была последней, охватившей почти весь Кавказ.

Позднеальпийская стадия (палеоген-четвертичный период) делится на 2 этапа. В течение первого Кавказ превратился в обширный остров, слабо подверженный эрозионным процессам. На месте геосинклинали Б.Кавказа формировалась единая обширная геоантиклиналь — область погружения превращалась в область поднятия. Малокавказская геосинклиналь и Закавказье превращались в зоны погружений — геосинклинали и быстро заполнялись грубообломочным материалом. Так, толщи конгломератов в предгорьях Северного Кавказа имеют мощность до 2 тыс.м, в результате чего море было вытеснено из передовых прогибов и произошло соединение Б.Кавказа с Русской равниной (четвертичное время).

В Закавказском нагорье и на Талыше в Pg происходили подводные излияния лавы.

В Pg и неогене, когда Кавказ был островом, он был покрыт вечнозеленой тропической растительностью (полтавская флора). Однако начиная с олигоцена сюда проникают элементы тургайской флоры, которые, смешиваясь с полтавской, дали начало средиземноморско-тургайской флоре — древней, реликтовой, преимущественно лесной растительности. В сарматский век (неоген) обособились колхидский и гирканский (талышский) флористические центры. Для этой флоры были характерны: магнолии, камфорный лавр (элементы полтавской флоры), а также ива, груша, граб, орех, ильм, клен (тургайская флора). Из хвойных росли секвойя и сосна. Позднее флора Кавказа приобретала все более бореальный облик, северные формы вытесняли тропические и субтропические вечнозеленые растения, что, наконец, привело к господству листопадных лесов.

К концу N рельеф Кавказа подвергался сильным эрозионным процессам. В результате получили широкое распространение формы зрелого рельефа — поверхности выравнивания, обширные долины с ровными днищами, куэстовые формы. Рельеф осевой зоны Кавказа имел высоты до 3-х тыс.м.

В четвертичном периоде произошло резкое омоложение рельефа Б.Кавказа и Закавказского нагорья. Древние поверхности выравнивания оказались приподнятыми и расчлененными глубокими ущельями. Амплитуда четвертичных поднятия в осевой зоне составила 1,5-2,5 тыс.м, по периферии намного меньше.

Поднятие Закавказского нагорья приурочено к 2 зонам по краевым горным хребтам Малого Кавказа и массивам Джавахетско-Армянского нагорья (Арагац, Гегамский хребет, часть Зангезурского хребта). В Джавахетско-Армянском нагорье широко проявился четвертичный вулканизм. В это же время в Б.Кавказе регионами вулканизма были Эльбрус, Казбек. Тектонические движения и общее похолодание климата в северном полушарии привело к развитию горного оледенения. Прослеживаются 2 ледниковые эпохи, соответствующие периодам московского и валдайского оледенений.

Герцинский этап развития начинается с девона. Область прогибания в это время охватила все Предкавказье и Большой Кавказ.

В Предкавказье накапливались преимущественно терригенно-карбонатные морские отложения. По южной окраине зоны прогибания (Пшекиш-Тырныаузская шовная зона) в девоне и раннем карбоне сформировалась мощная (до 5-6 км) вулканогенно-осадочная толща, представленная основными, реже кислыми эффузивами и их туфами в сочетании с глинистыми сланцами, песчаниками и известняками. В конце нижнего карбона произошла герцинская складчатость, сопровождавшаяся внедрением магм, после которой весь регион существует как орогенная область. Средне- и верхнекарбоновые отложения представлены типичной молассой. Пермские и частично нижнетриасовые отложения — континентальные песчано-конгломератовые толщи с кислыми эффузивами и их туфами. На западе Большого Кавказа верхняя пермь представлена маломощными известняками.

Отложения этих двух комплексов образуют нижний структурный ярус гор и складчатый фундамент Скифской плиты.

Существенная перестройка структурного плана произошла на Кавказе в конце триаса — начале юры, когда резко усилились тектонические движения. Произошло раздробление на отдельные глыбы и общее опускание южной части герцинской складчатой области (территории современного Большого Кавказа). С этого времени начинается альпийский этап развития, в течение которого северный склон Большого Кавказа представлял собой миогеосинклиналь. Здесь накопились достаточно мощные нижне- и среднеюрские песчано-глинистые отложения. Местами мощность их превышает 10-12 км (Короновский В.Н., 1976), но может сокращаться и до 2-3 км. К середине юры трансгрессия распространилась в восточную часть Скифской плиты. В средней юре произошла слабая складчатость, местами внедрились гранитные интрузии. Вслед за этим началась верхнеюрская трансгрессия, отложения которой представлены преимущественно карбонатными породами (известняками и доломитами). Эта трансгрессия охватила и Скифскую плиту, в пределах которой отлагались разнообразные по составу отложения (терригенные, карбонатные, соленосные, гипсоносные и пестроцветные). Поднятия в конце юры привели к регрессии моря и смене морских отложений лагунными в пределах Большого Кавказа.

В мелу снова началась морская трансгрессия, которая частично охватила и Скифскую плиту. Низы нижнего мела (неоком) представлены на Кавказе различными известняками с прослоями мергелей и песчаников. Остальная часть разреза слагается терригенными породами, что свидетельствует о возобновлении поднятий.

Обширная верхнемеловая морская трансгрессия охватила не только Большой Кавказ, Скифскую плиту, но и юг Восточно-Европейской платформы. Отложения ее представлены комплексом карбонатных пород. На Большом Кавказе это — известняки и мергели, на Скифской плите — мергели и писчий мел, достигающие местами мощности 2 км. Лишь в самых низах толщи встречаются терригенные отложения. Верхнемеловая трансгрессия была последней, охватившей практически всю территорию Кавказа. Лишь вдоль осевой части гор оставалась цепь островов, вытянутых с запада-северо-запада на восток-юго-восток. Позднее все шире распространялись поднятия, начавшиеся в центральной части Большого Кавказа, на границе мела и палеогена.

Палеогеновые поднятия привели к образованию в области Большого Кавказа массива суши, который в дальнейшем все более разрастался, но до среднего неогена все еще оставался островом. Палеоцен-эоценовые отложения северного склона Большого Кавказа представлены песчано-мергельными толщами мощностью в первые сотни метров. На Скифской плите песчано-глинистые отложения этого возраста, накопившиеся в относительно мелководных морях, распространены широко.

В олигоцене Большой Кавказ вступил в орогенный этап развития, в течение которого происходило формирование горного сооружения Кавказа и связанных с ним краевых прогибов. Предкавказский краевой прогиб, состоящий из отдельных частных прогибов, заложился по северной периферии во время еще невысокого поднятия Большого Кавказа. Он сложен мощной толщей пород олигоцен-четвертичного возраста. В пределах всего краевого прогиба распространены отложения майкопской серии (олигоцен-нижнемиоценовые), представленные темными, часто битуминозными глинами с различной примесью песчанистого материала. Майкопская серия формировалась в основном за счет материала, поступающего со Скифской плиты, но и с Кавказа в это время поступал еще достаточно тонкий материал, так как в раннюю орогенную стадию (олигоцен — средний миоцен) происходило спокойное поднятие небольшой амплитуды. В позднеорогенную стадию (поздний миоцен — антропоген), когда темп воздымания гор резко возрос и в результате мощных восходящих движений возник высокогорный рельеф, усилилось его разрушение, в краевых прогибах стал накапливаться более грубый материал с обилием конгломератов — грубая моласса.

В конце миоцена — раннем плиоцене происходит воздымание поперечного поднятия (Ставропольское поднятие — Минераловодческий перешеек — Центральный Кавказ — Дзирульский массив в Закавказье), в результате которого освобождается от моря центральная часть Предкавказья и возникает огромная суша, протянувшаяся к Волге. Благодаря этому единый Черноморско-Каспийский бассейн разделяется на два, следствием чего явились различия в осадконакоплении в западной и восточной частях Скифской плиты. Лишь временами связь между этими морскими бассейнами возобновлялась по Манычскому прогибу и Кавказ вновь отделялся от Восточно-Европейской (Русской) равнины.

Плиоценовые отложения отличаются большой фациальной изменчивостью. На поднятиях отложения многих горизонтов совсем отсутствуют или мощность их уменьшается: обычно колеблется в пределах десятков, реже — сотен метров. В целом отмечается постепенное расширение континентальных фаций и сокращение морских. Лишь в акчагыльскую трансгрессию произошло затопление пониженных участков

Наряду с поднятиями горных областей в позднеорогенную стадию и формированием высокогорного рельефа шли процессы континентальной денудации. Наметились и основные орографические элементы Большого Кавказа — хребты осевой зоны и куэстовые гряды северного склона, которые, правда, были ниже, чем в настоящее время. На границе Большого Кавказа с эпигерцинской Скифской плитой в миоцен-плиоценовое время возник Минераловодческий магматический район, где произошло внедрение интрузий (Пятигорские лакколиты).

В четвертичное время благодаря новым поднятиям произошло резкое омоложение рельефа Большого Кавказа. Поднятие носило сводовый характер. В ядре центральной части Большого Кавказа амплитуда четвертичного поднятия достигала 2,5 км (Гвоздецкий Н.А., 1954), уменьшаясь к периферии. Общее поднятие; за неоген-четвертичное время составило здесь 5 км, в восточной части — около 4 км, а на северо-западе — до 1 км. Предгорные впадины продолжали испытывать погружение, но оно компенсировалось аккумуляцией продуктов разрушения гор. На окраинах Большого Кавказа и в Предкавказье в нижнечетвертичное время продолжалось складкообразование. Породы осадочного чехла здесь местами образуют своеобразные платформенные складки. Так, Ставропольская возвышенность является огромной антиклинальной складкой с широким пологим северным крылом и более узким крутым южным. На ее фоне возник ряд антиклиналей и синклиналей второго порядка. На Большом Кавказе расположены крупные центры новейшего вулканизма. Эльбрус и Казбек были действующими вулканами в четвертичное время.

Неоген-четвертичные поднятия и общее похолодание климата в северном полушарии привели к развитию на Кавказе горного оледенения. Единого мнения о количестве оледенений нет. Обычно выделяют три-четыре ледниковые эпохи. На Кавказе обнаружены следы позднеплиоценового (апшеронского) оледенения. Нижнеплейстоценовое оледенение достоверно неизвестно. По-видимому, оно было менее значительным, чем среднеплейстоценовое (рисское). Рисское оледенение было максимальным. Оно охватывало не только Главный хребет, но и передовые. Ледники по долинам опускались на 30-45 км. Ледники подножий опускались до 500 м. Верхнеплейстоценовое (вюрмское) оледенение было только горно-долинным. Ледники подножий отсутствовали. Площадь оледенения значительно превышала современную, но уступала рисской. Для вюрмского оледенения характерно восемь стадий отступания ледников в западной части Кавказа и до шести стадий — в восточной. Четвертичное похолодание сильно повлияло на развитие флоры и фауны Кавказа. [5]