Тектоническое районирование Сочи

Исследуемый район в тектоническом отношении охватывает фрагменты альпийских структур – Большого Кавказа, Туапсинского прогиба и Закавказской эпигерцинской плиты (рис.2).

Большой Кавказ, по В. Е. Хаину, принадлежит к числу складчато-глыбовых сооружений с южной вергентностью. Он представлен вовлеченными в орогенное поднятие краевыми частями Скифской и Закавказской плит и расположенными между ними складчатыми зонами киммерийского и альпийского возрастов. На изученной площади различаются альпийские складчато-глыбовые поднятия – Главного хребта Центрального Кавказа (переработанная часть Скифской плиты) и Гагрско-Джавское (переработанная часть Закавказской плиты) и складчатые зоны. В структуре Закавказской плиты выделяется Адлерская депрессия. Гагрско-Джавскоескладчато-глыбовое поднятие отличается повышенным слабо дифференцированным гравитационным полем и избыточной плотностью 0,1-0,12 г/см³ до глубины 8-10 км.

В целом, гравитационная аномалия имеет северо-западную ориентировку, не согласующуюся с ориентировкой структур на поверхности. Магнитное поле, напротив, характеризуется повышенной дифференцированностью с разнознаковыми аномалиями интенсивностью до нескольких сотен нанотесл. Аномалии магнитного поля вызваны обьектами, располагающимися в верхней части разреза до глубин 2-3,5 км и интерпретируются как участки и зоны широкого развития байосских лав основного состава (возможные центры вулканизма). В целом, они согласуются с ориентировкой поверхностных структур. Структурное несоответствие гравитационного и магнитного полей объясняется аллохтонным залеганием приповерхностных структурно-вещественных комплексов (СВК) на подстилающих образованиях Гагрско-Джавского складчато-глыбового поднятия. Зона сочленения Скифской и Закавказской плит, включающая Главный Кавказский и Бекишейский разломы, погружается на северо-восток под углом 50-60⁰, а амплитуда поднятия первой составляет более 6-8 км. В пределах Адлерской депрессии наблюдаются отрицательные аномалии гравитационного и магнитного полей. Туапсинский прогиб характеризуется локальными отрицательными аномалиями поля силы тяжести и магнитного поля в его северной, наиболее опущенной, части. В южном направлении, по мере сокращения мощности альпийского осадочного чехла Закавказской плиты, значения поля силы тяжести и магнитного поля постепенно возрастают, достигая относительного максимума в пределах вала Шатского. [6]

Рисунок 2. Тектоническая карта Кавказа

Складчатые зоны

Современный облик Гойтхско-Ачишхинскойскладчатой зоны является результатом взаимодействия Закавказской и Скифской плит. Слагающие ее 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.

Гойтхско-Ачишхинская складчатая зона объединяет фрагменты тектонически совмещенных в киммерийский этап нижне-среднеюрскихПсехако-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 комплекспредставлен нижне-среднеюрскими, существенно глинистыми, осадками флишоидного типа мощностью более 3890 м с горизонтами базальтоидовтолеитового ряда, ближе всего соответствующих условиям осевой части задугового бассейна (ЗС J_1-2). В современной структуре он образует узкий (до 3-4 км) бескорневойпсевдоаккреционный тектонический блок, погружающийся под Главный Кавказский разлом, а также слагает останцы Чаталтапинского тектонического покрова. Тектонический блок характеризуется широким развитием кливажа, ориентированного, в целом, субпараллельно сместителюГлавного-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.

Гойтхскийаллохтонныйкоплекспредставлен среднеюрской мощной (более 3300 м) вулканогенно-терригенной формацией с риолитами и их туфами. Палеореконструкция, выполненная с учетом современной геологической позиции комплекса и наличия в его разрезе продуктов кислого вулканизма, позволяет допускать, что осадки накапливались в области южного склона задугового бассейна или шельфа островной дуги (ШП J₂). Юго-западная часть полосы развития Гойтхского АК представлена одним или несколькими, по-видимомубескорневыми, погружающимися в сторону Главного Кавказского разлома тектоническими блоками. С юга эти блоки ограничены Бекишейским разломом, падающим на северо-восток под углами 50-65⁰. Северная половина зоны развития Гойтхского комплекса надвинута на отложения Псехако-Березовского аллохтона (Индюкский тектонический покров). Внутренняя структура Гойтхского АК представлена синклиналью, осложненной мелкими складками и малоамплитудными разрывами. Основной тектонический шов аллохтона в левом борту долины р. Шахе представлен зоной дробления мощностью до 70 м, погружающейся на юг под углом 40⁰. На окраине Чугушского поднятия это уже взброс с падением на юг под углом 65⁰. [6]

Гагрско-Джавскоескладчато-глыбовое поднятие

Гагрско-Джавскоескладчато-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 обнажаются в пределах Ачишхинского выступа. Внутренняя структура комплекса характеризуется 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 Краснополянскимпаравтохтоном 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 Дагомысскойантиформы. 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. Дагомысскаяантиформа 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 Воронцовскойантиформы. На флангах последней они перекрыты терригеннымфлишемЧвежипсинской 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-Джавскогоскладчато-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-четвертичноймолассы. [6]

Туапсинский прогиб и Адлерская депрессия

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. [6]