4.5 Южное обрамление западной части мегасвода

Южное обрамление западной части мегасвода состоит из западной морской и восточной континентальной частей, изученных с разной детальностью. Поэтому целесообразно начать рассмотрение с лучше изученной восточной части.

В континентальной части, прилегающей к Центральному сегменту мегасвода, западная Гудаутская ступень восточнее кулисно сменяется Абхазо-Мегрельской зоной. Эти приподнятые северные краевые структуры Рионского межгорного прогиба сопрягаются на западе и юге с Шатско-Гудаутской грядой морских поднятий. Последняя обрамляет с юго-запада также морской Туапсинский прогиб, восточная часть которого — Адлерская впадина — втянута в воздымание Западного сегмента мегасвода. Соответственно у Западного сегмента южный борт уже и круче, чем у Центрального.

Гудаутская ступень, т. е. северо-западная приподнятая в плиоцен-четвертичное время прибортовая часть межгорного прогиба, делится на западную Гудаутскую впадину и Сухумское поднятие. К югу от них расположены восточные элементы Шатско-Гудаутской гряды морских поднятий: Гудаутский свод, Эшерская впадина и Очамчирский свод. Последний отделен субмеридиональной Очамчирской впадиной, протягивающейся вдоль побережья, от северного окончания Южно-Мегрельского поднятия, которое обрамляет с запада и юга Абхазо-Мегрельскую зону. Сухумское поднятие и Очамчирский свод разделены морскими Кодорским поднятием и более восточной Самур-заканской субширотной впадиной. При этом Кодорское поднятие, разделяющее север Эшерской и Самурзаканскую впадины, надстраивает с северо-запада Очамчирский свод в направлении к Приморской антиклинали на юге Сухумского поднятия.

Северным ограничением Гудаутской ступени традиционно считается Гагрская флексура, а южным — Сухумская флексура с предполагаемыми амплитудами до 2 км. Эта амплитуда новейших воздыманий Гудаутской ступени получена Е. Е. Милановским расчетным путем [21]. Существенная ее доля отвечает предположительной мощности пород, уничтоженных денудацией. Но конседиментационное развитие, свойственное здешним поднятиям, не противоречит первичному сокращению этих мощностей, а соответственно и амплитуд воздыманий.

Упомянутые флексуры сопровождаются новейшими разрывами. Один из них вскрыла глубокая скважина у г. Гагры, заложенная на северном крыле Гагрской флексуры [21]. Она пересекла наклоненный к северу сместитель взброса, прошла подвернутые под мезозой и перетертые в разрывной зоне майкопские отложения и вошла в менее нарушенный палеоген. Амплитуда смещения по этому разрыву оценивается в 3 км. Возраст смещений, очевидно, преимущественно позднеорогенный. Наиболее длительные (до конца плиоцена) опускания продолжались в западной части ступени (район п-ова Пицунда).

Геоморфологические наблюдения показали, что к югу от Гагринского горста основную часть Гудаутской впадины занимает Мюссерский широтный горст, который обычно именуется возвышенностью или антиклинальным поднятием с разрывными северным и южным бортами. Это — новейшая инверсионная структура, сложенная кайнозойскими молассами, в том числе и позднеорогенными. На севере она отделена от Гагринского горста узким субширотным Калдахвирским грабеном (Калдахвирская тектоническая долина), выполненным олигоценовыми и миоценовыми глинами. Этот грабен на востоке поворачивает к югу, отделяя Мюссерский горст от Сухумского поднятия. Север последнего образует Зашибарская структурная ступень, отделенная на юге дугообразным, но в целом субширотным Импрудским грабеном от Иверского горста, который на юго-востоке обрамлен Абанагдаринской ступенью.

К югу от них находится обширный раннеорогенныи и, вероятно, миоценовый прогиб, включающий северное обрамление расположенной в море Эшерской впадины и отделенную от нее с востока Кодорской антиклиналью Самурзаканскую впадину. Северный борт последней обособляется в Герзаульскую структурную ступень, а север наиболее прогнутой части относится к Атапской структурной ступени. К югу от них уже в море находится крупный Очамчирский свод.

Сухумское поднятие осложнено множеством широтных складок, часть из которых прослежена в 1973 г. Е. К. Вахания в пределы Гудаутской впадины. Формирование складок началось здесь, по мнению Е. Е. Милановского [21], с миоцена, так как сарматские образования на крыльях антиклиналей трансгрес­сивно залегают на разных горизонтах более древних третич­ных отложений. Оно продолжалось в течение всего плиоцена, поскольку отложения меотиса и плиоцена, также разделенные поверхностями перерывов и несогласий, участвуют в складчатости.

Представления о четвертичных тектонических движениях противоречивы. Большинство исследователей признают, что четвертичные морские террасы складчатостью не затронуты и практически не деформированы (П. В. Федоров, Дж. И. Мамаладзе) или деформированы очень слабо (Д. В. Церетели). Но Б. Л. Соловьев в 1977 г. высказывает предположение и о их весьма существенных деформациях, например в районе г. Сухуми. Однако обоснованность предлагаемого при этом варианта корреляции террас явно недостаточна. Небольшие деформации самых молодых террас описаны в 1970 г. Л. В. Когошвили и западнее. Л. И. Маруашвили отмечал унаследованные деформации четвертичных террас низовий р. Амтхел-Джампал в антецедентном ущелье, прорезающем меловые отложения Амтхельской антиклинали. VI речная терраса, коррелируемая с раннеплейстоценовой морской чаудинской террасой, приподнята над руслом Кодора у устья Амтхела на 300 м, а позднеплиоценовая — до 500 м [21]. Амплитуду воздыманий с конца плиоцена для прибрежной полосы Гудаут-ской ступени Е. Е. Милановский [21] определяет по высоте останцов предположительно позднеплиоценовых морских террас, обнаруженных на абсолютных отметках 150—250 м. Конечно, правильнее было бы оперировать не поверхностями террас, а древними береговыми линиями. Но в данном случае имеются в виду прибрежные части террас, а потому оценки Е. Е. Милановского близки к реальности.

По отношению к Гудаутской впадине Сухумское поднятие может рассматриваться и как крупное поперечное воздымание, а многие деформации морских террас — как локальные поперечные структуры. Ряд локальных поперечных деформаций описан здесь Л. В. Когошвилй [12].

На востоке, где Гагрская и Сухумская флексуры сливаются в крутую, сопровождаемую разрывами Ткварчельскую флексу­ру, к югу от последней расположена Абхазо-Мегрельская зона. Ее основным северо-восточной и центральным частям отвечает чашеобразная Центрально-Мегрельская синклиналь, обрамленная с юга и запада дугообразно изогнутыми цепями ундулирующих складок, относящихся к Южно-Мегрельскому поднятию. Расположение и строение этих складок детально изучены [21]. Изгиб поднятия Е. Е. Милановский объяснял присутствием жесткого блока в основании Центрально-Мегрельской синклинали, а Б. Ф. Мефферт — движением к северу погребенного кристаллического основания более южных частей Рионской кристаллической плиты. Развитые здесь узкие и опрокинутые в сторону Центрально-Мегрельской синклинали антиклинальные складки, возможно, как отмечал П. Д. Гамкрелидзе в 1964 г., иногда сорваны с субстрата. Так, в скважине на Экской антиклинали фиксируется надвиг мела на миоцен.

Находящаяся западнее Очамчирская впадина отделена от Самурзаканской впадины северо-восточным ответвлением Очамчирского свода, т. е. перемычкой, где выделяются Очамчирская и Поквешская антиклинали [44]. По границе Очамчирской впадины с Южно-Мегрельским поднятием проводится субмеридиональный Цаишский глубинный разлом, а вдоль юж­ного края поднятия — Абедатский глубинный разлом, с которым, по предположению М. М. Рубинштейна, связаны Гегечкорские землетрясения 1957 г.

Западная морская часть обрамления мегасвода, примыкающая к его Западному сегменту, представлена Туапсинским прогибом, протянувшимся вдоль берега от Адлера до Анапы. Его северо-восточный борт одновременно является и юго-западным крылом мегасвода, а восточная центриклиналь — Адлерская впадина — оказалась втянутой в позднеорогенное воздымание мегасвода.

Важно подчеркнуть, что расшифровка морских структур неоднозначна и само представление о существовании молассового Туапсинского прогиба является одной из возможных, хотя, по-видимому, и наиболее вероятной интерпретацией сейсмо-стратиграфических материалов. Необходимо поэтому упомянуть о двух главных вариантах таких интерпретаций.

Согласно точке зрения, отстаиваемой Д. А. Туголесовым и его соавторами [44], важнейшими опорными отражающими горизонтами в сейсмостратиграфических материалах считаются следующие: 1) так называемая подошва осадочного слоя, при­равненная к подошве мезозоя; 2) кровля меловых отложений или подошва майкопской серии; 3) кровля майкопской серии или более высокие горизонты неогена. Опорные сейсмические горизонты не только определяются в широких стратиграфических интервалах, но и испытывают по латерали значительное, возрастное скольжение вслед за изменениями фациального состава разделяемых ими толщ. Кроме того, нарастает число дополнительных отражающих горизонтов, которые могут иногда приниматься за опорные. Местами геофизическая интерпретация возраста таких горизонтов расходится с палеонтологической; возможны компромиссные решения, отдающие приоритет геофизическим построениям.

Тем не менее верхний из главных обособляемых комплексов пород включает в основном позднеорогенные молассы, средний — преимущественно раннеорогенные, а нижний — отложения геосинклинального этапа, начинающиеся, возможно, уже с верхнего палеозоя. Соответственно деформации верхнего из перечисленных опорных отражающих горизонтов фиксируют суммарные движения за позднеорогенную стадию, среднего — за весь орогенический этап, а нижнего — за весь альпийский геотектонический цикл, т. е. за орогенный и геосинклинальный этапы вместе взятые. В различиях деформаций этих горизонтов проявляется современная структурная дисгармония мезо-кайнозойского чехла и кровли фундамента.

Сопряжение Туапсинского прогиба с Адлерской впадиной позволило упомянутой группе исследователей считать, что этот прогиб также выполнен в основном мощными аналогами май­копской серии. Соответственно его глубина по подошве мезо­зоя превышает 12 км, по кровле мела — низам палеоцена достигает 10 км, по кровле эоцена или подошве новейших моласс — 9 км, а по кровле майкопской серии —2—5 км.

В северной части Туапсинского прогиба фиксируется несколько продольных цепей ундулирующих складок, часть из которых выражена в рельефе морского дна, т. е. продолжает развиваться до настоящего времени. Складки имеют наибольшую амплитуду в верхних горизонтах майкопских отложений, затухая вверх и вниз по разрезу. В ряде случаев полого наклоненная от берега кровля эоцена, испытывающая слабые изгибы, подстилает майкопские отложения с крутыми опрокинутыми на юг складками, осложненными надвигами и взбросами. Синклинали здесь шире антиклиналей, которые при средней ширине менее 5 км протягиваются на несколько десятков километров. А. Е. Шлезингер [48] намечает в подошве плиоцен-четвертичных отложений до шести антиклинальных гряд средней шириной 3—4 км.

По морфологии кровли майкопских отложений выделяется поперечный перекос Туапсинского прогиба, северный борт ко­торого на 4—5 км приподнят над южным, т. е. над валом Шатского. Последний выражен пологим антиклинальным перегибом кровли эоцена на глубинах 3,5—5 км. На его своде майкопские отложения практически отсутствуют, а более молодые (от среднего миоцена до антропогена) перекрывают этот вал, почти не уменьшаясь в мощности, т. е. на позднеорогенной стадии вал оказался вовлеченным в общее прогибание Черноморской депрессии вместе с Туапсинским прогибом. Сокращение мощностей палеоцен-эоценовых отложений на Очамчирском и Гудаутском сводах свидетельствует о длительном конседи-ментационном развитии Шатско-Гудаутской гряды поднятий на более ранних этапах геологического развития.

Другая интерпретация строения и истории развития прилегающих к мегасводу морских территорий, принадлежащая Я. П. Маловицкому, М. Р. Пустильникову, А. А. Терехову и другим исследователям, включает следующие важнейшие положения. Мощность образований Майкопа принимается много меньшей мощности более молодых отложений и на этом основании отрицается существование Туапсинского молассового прогиба, а прибрежная зона складчатости на дне моря счита­ется аналогом складчатости в мезозойских и палеогеновых от­ложениях Западного Кавказа. Зона складчатости ограничива­ется Восточно-Черноморским разломом, который фиксируется в магнитном поле, но не проявляется в деформациях упоми­навшихся опорных отражающих горизонтов.

По строению и структурному положению этот разлом счи­тается аналогом Ахтырской шовной зоны и продолжением Кахетино-Лечхумской шовной зоны на южном борту мегасвода Большого Кавказа. Последний соответственно распространя­ется на значительную часть современного моря, а Адлерская впадина рассматривается в качестве внутриорогенной. Поэто­му допускается, что майкопские отложения могут быть разви­ты лишь в узкой полосе Восточно-Черноморского шва, где-то к северо-западу от района г. Туапсе. Постепенное расширение Черноморской депрессии за счет уничтожения поднятий Боль­шого Кавказа описывается как «эрозионное отступление» ее обрамления и вовлечение в прогибание по системе разрывов все новых участков суши. Параллельно в процессе общего сво­дового воздымания Северо-Западного Кавказа в олигоцене воз­ник или активизировался Новороссийско-Адлерский разлом, обусловивший юго-западную границу Новороссийско-Лазаревского синклинория.

Важным выводом, следующим из данной концепции, является отрицание процесса формирования Черноморской депрессии путем периодически возобновляющегося «катастрофического» обрушения. Идея обрушения опирается на явление «прислонения» мощных толщ молодых осадков к более древним. Но эта картина может объясняться, как отмечают в 1980 г. М. Р. Пустильников, В. И. Кара и А. А. Терехов, особенностями сейсмической записи, т. е. оказаться ложной. Тем не менее само по себе сомнение в качестве сейсмической записи не должно считаться убедительным доводом.

Привлекательная картина последовательного разрастания Черноморской депрессии, как будто бы подтверждаемая наличием «тафрогенных» новейших структур на побережье, сопровождается, однако, двумя построениями, которые кажутся весьма сомнительными. Первое из них заключается в допущении миграции Восточно-Черноморского разлома с юго-запада на северо-восток. Процесс считается указанными исследователями похожим на смещение гигантской флексуры в сторону берега. Однако на суше все крупные разрывные нарушения, а тем более глубинные, весьма стабильны и обычно обладают значительной унаследованностью связанных с ними структурных форм.

Второе сомнительное построение состоит в том, что допус­кается разрастание зон складчатости к юго-западу до совре­менного положения Восточно-Черноморского шва. Но этот шов, согласно первому построению, движется навстречу, т. е. к бе­регу. Следовательно, достижение шва разрастающейся в сто­рону моря складчатостью — временная, случайная ситуация, которая вряд ли полезна для районирования на историко-гео-логической основе. Кроме того, в пределах континентальной части Большого Кавказа складкообразование многофазно ох­ватывало сразу всю территорию, а не постепенно мигрировало в каком-то направлении. Значит, такая миграция может быть связана только с разрастающейся Черноморской депрессией, а потому не должна идти навстречу этому разрастанию.

Подводя итоги изложенному, нужно отметить, что обе рассмотренные главные позиции не безупречны. В каждой содержатся элементы, отражающие реальные факты. Но в целом первая позиция выглядит менее внутренне противоречивой. Однако и в ней многие детали неясны. Таким образом, изученность морских структур остается значительно более слабой, чем континентальных.

Сочленение мегасвода Большого Кавказа с Туапсинским прогибом характеризуется косвенными данными. Дело в том, что это узкое и крутое крыло прогиба на временных разрезах МОП записано быть не может [44]. Но на этом крыле между мысом Утриш и г. Геленджик на глубинах от 250 до 1000 м, как указывали в 1979 г. К. М. Шимкус, Я. П. Маловицкий и С. П. Шумейко, драгированием установлены коренные выходы эоцена. Соответственно уклон крыла или флексурного перегиба по кровле эоцена составляет здесь примерно 40°. Поскольку в районе этого крыла мощность палеоцен-эоценовых отложений достигает 2 км, а на южном крыле Туапсинского прогиба она не превышает первых сотен метров, допускается, что севе­ро-восточная прибортовая часть раннеорогенного прогиба наследует более узкий флишевый позднегеосинклинальныи про­гиб.

Мощность меловых отложений на юго-западном крыле Туапсинского прогиба не превышает 1—1,5 км и нарастает к северо-востоку. Не исключено, что юго-западный борт Новороссийского синклинория совпадает с северо-восточным бортом Туапсинского молассового прогиба. В таком случае здесь располагается структурный шов, по которому на рубеже геосин­клинального и орогенического этапов произошла инверсия зна­ка вертикальных движений. В мезозое, а возможно и в нача­ле палеогена, активные прогибания происходили к северу от этого шва, тогда как в новейшую эпоху — к югу от него.

Для орогенического этапа данное сочленение, скорее всего, представляет собой флексурно-разрывную шовную зону, т. е. осложненную складками и разрывами региональную флексуру, являющуюся приповерхностным элементом зоны длительно функционирующего глубинного разлома. При такой трактовке данного сочленения его верхней частью можно считать южную прибортовую зону Западного сегмента мегасвода, где обычно расположены ступенчато опускающиеся к морю блоки. Но иногда этот склон имеет «клавишное» строение, становясь еще более схожим с его подводным продолжением, осложненным грядами складчато-блоковых структур.

Таким образом, южные обрамления Западного и Централь­ного сегментов мегасвода существенно различны. Западный сегмент граничит по узкой флексурно-разрывной зоне с глубоким хуапсинским прогибом, а западная часть Центрального сегмента обрамлена прибортовыми приподнятыми ступенями Рионского межгорного прогиба, сопрягающимися на западе с Шатско-Гудаутской грядой морских поднятий. В месте выкли­нивания Туапсинского прогиба эта гряда кулисно примыкает к южному борту мегасвода. Примыкание осуществляется в районе сочленения вала Шатского с Гудаутским сводом (поднятием).

Не исключено, что широкое развитие поперечных складок и субмеридиональная ориентировка Эшерской впадины и Гудаутского поднятия являются результатом наложения попереч­ных деформаций Пшехско-Адлерской зоны. Ее западный борт непосредственно сопрягается с западным краем Гудаутского поднятия, т. е. с границей двух крупных и различных по строе­нию сегментов Шатско-Гудаутской гряды. В ней вал Шатскот представлен слабо ундулирующим продольным сводом, а вос­точный сегмент четко делится на меридионально удлиненные блоки — Гудаутское поднятие, Эшерскую впадину, Очамчирское поднятие и Очамчирскую впадину. При таком подходе можно считать Гудаутское поднятие аналогом фронтальных поднятий Пшехско-Адлерской поперечной зоны, а Эшерскую впадину — аналогом тыловых впадин указанной зоны.