Геологическое строение Черноморско-Кавказского региона.
Мейснер Л.Б., Туголесов Д.А.
Складчатая система Большого Кавказа простирается на 1300 км в ЗСЗ-ВЮВ направлении, занимая перешеек между Черным и Каспийским морями, при ширине 100-150 км. На севере к фронту надвигов Большого Кавказа через краевые прогибы - Индоло-Кубанский и Терско-Каспийский примыкает Скифская платформа, а на участке между Индоло-Кубанским и Терско-Каспийским прогибами Большой Кавказ непосредственно смыкается с ней. В Передовом и Главном хребтах Большого Кавказа обнажаются докембрийские и палеозойские породы.
На юге Кавказ граничит с Закавказской эпибайкальской плитой. Фундамент плиты, образованный метаморфическими породами позднего докембрия и гранитами, выступает в Дзирульском поднятии.
Исследуемый регион расположен на западном погружении мегантиклинория Большого Кавказа. Западный Кавказ сложен смятыми в складки и осложненными взбросо-надвигами породами юры, мела, а по периферии - отложениями палеоцен-эоцена (Геология …, 1968).
В сложно построенном складчатом сооружении Западного Кавказа выделяется несколько структурно-фациальных зон, различно формировавшихся в течение мезозойской эры. Это два флишевых прогиба - более широкий южный – Новороссийско-Лазаревский синклинорий, и северный - Абино-Гунайский. Они разделены Гойтхским и Псебепским антиклинориями. Нередко их называют Центральной кордильерой. Новороссийско-Лазаревский флишевый прогиб разделен вдоль по оси длинной и узкой Семигорской антиклинальной зоной. Севернее ее лежит Тхабская синклинальная зона. Вдоль побережья, а также на шельфе и в верхней части континентального склона протягивается Анапско-Агойская синклинальная зона. Синклинальные зоны осложнены складками меньших размеров.
В пределах рассматриваемого региона наиболее древними породами, выходящими на поверхность, являются юрские породы. Разрез юры представлен разнообразными по литологическому составу породами: здесь имеются мощная, не менее 1500 м, толща глинистых сланцев, вулканогенно-осадочный комплекс суммарной мощностью более 3000 м, толща аргиллитов с прослоями известняков, алевролитов, песчаников и гравелитов, общей мощностью около 3000 м. Венчает разрез юры терригенно-карбонатный флиш, мощностью до 800 м. На хребте Ахцу и в верховьях Мацесты верхнеюрский субфлиш замещается массивными рифогенными известняками общей мощностью около 700 м. Такие же известняки развиты и в Абхазской зоне.
Меловые отложения слагают почти всю площадь Западного Кавказа, входящую в пределы исследуемого региона. Зона флишевых прогибов имеет большую мощность нижнемелового комплекса, составляющую суммарно в Абино-Гунайском флишевом прогибе более 4 км. Разрез нижнего мела сложен темно-серыми глинами с прослоями алевролитов и песчаников, а в самой нижней части разреза – глинами с прослоями гравелитов, алевролитов, песчаников, известняков и мергелей. Разрез нижнего мела в Абхазской зоне и в зоне Ахцу-Кацирха резко отличается от мощных нижнемеловых толщ зоны флишевых прогибов. Здесь все ярусы представлены маломощными карбонатными отложениями, на сводах поднятий многие подразделения выпадают. Суммарная мощность нижнемеловых отложений не превышает 200-300 м.
Верхнемеловой комплекс региона, как и нижний мел, отличается сложностью строения и интенсивной дислоцированностью. Здесь выделяются те же два флишевых прогиба, ограниченные кордильерами, однако, в отличие от нижнемелового комплекса наибольшие мощности (до 4000 м) наблюдаются в южном, Новороссийском флишевом прогибе, тогда как в северном, Абино-Гунайском прогибе разрез этого комплекса неполный и мощности не превышают 1000 м. Верхнемеловой разрез представлен ритмичным переслаиванием известняков, мергелей, алевролитов, глин.
Резко отличны от мощных флишевых толщ Новороссийского прогиба верхнемеловые отложения Абхазской зоны и зоны Ахцу-Кацирха. Несмотря на относительную полноту разреза общая мощность их невелика и колеблется в пределах 100-400 м. По преимуществу это различные известняки с незначительными прослоями мергелей и кила, местами содержащие многочисленные кремневые конкреции.
Палеоцен в нижней части сложен карбонатно-терригенным флишем, представляющем ритмич-ное чередование мергелей, алевролитов, песчаников и глин, с преобладанием мергелей. Мощность этого разреза достигает 600 м. Выше разрез палеоцена представляет собой терригенный флиш, мощностью до 1500 м.
Разрез эоцена в нижней части сложен терригенно-карбонатным флишем - ритмично переслаивающимися песчаниками, алевролитами, мергелями и глинами. Мощность достигает 80 м. Выше - карбонатными глинами, мергелями, с прослоями песков. Мощность достигает 800 м.
В Новороссийском прогибе эоцен имеет резко сокращенную мощность и представлен небольшой толщей глин.
В пределах Западного Кавказа установлены изменения характера отложений вкрест простирания структурно-фациальных зон. К бортам флишевых прогибов мощности свит заметно сокращаются, флишевая ритмичность меняется и исчезает. Подобные явления указывают на геологическую длительность формирования линейной структуры Западного Кавказа в меловое и палеоцен-эоценовое время.
Для структуры Западного Кавказа характерны многочисленные разломы, по преимуществу надвиги, следящиеся вдоль всего мегантиклинория. Они тесно связаны со складками, нередко ока-зываются заложенными по осям антиклиналей и, по-видимому, предопределяют их расположение и длину. В этом отношении, типичен разлом, тянущийся вдоль всей Семигорской антиклинальной зоны. Границы выделенных структурно-фациальных зон также по большей части определяются разломами.
Основной взбросо-надвиг трассируется в пограничной зоне между растущим горно-складчатым сооружением Кавказа и погружающейся и расширяющейся Черноморской глубоководной впадиной. Именно в этой зоне должны создаваться максимальные напряжения в земной коре. Надвинутое крыло на 3 км вздернуто по поверхности эоцена над нижним крылом надвига. Прослеживается этот надвиг в море на протяжении 240 км, продолжается на юго-востоке на суше в Сочи - Адлерской депрессии, являющейся центриклиналью Туапсинского прогиба.
Большинство структур западной части Западного Кавказа надвинуто в юго-западном направлении. На северо-востоке Западный Кавказ ограничен Ахтырским надвигом (рис.1 ), в области которого структуры Кавказа налегают на Индоло - Кубанский (Западно - Кубанский) прогиб, т.е. надвигание происходит в этом случае в северо-восточном направлении. В верхнесарматских - плиоценовых слоях осадочного чехла Ахтырский разлом выражен крупной флексурой. Протяженность его 80 км. Превышение надвинутого крыла по эоцену над нижележащим крылом достигает 1,5 км.
Итак, Кавказ, как неоднократно подчеркивали исследователи, имеет веерообразную структуру, в своем росте как бы «разваливаясь» и налегая на соседние прогибы.
Южнее Ахтырского надвига пртягивается Азовская зона антиклиналей, включающий 20 складок. Западные 13 антиклиналей опрокинуты. Южные их крылья имеют углы залегания пород 100-200 , северные крылья круто обрываются под углом 900 . Более восточные складки имеют симметричное строение. Складки разбиты надвигами.
К югу от этого пояса выделяется Абино - Гунайская синклинальная зона. В пределах синклинория выделяются отдельные антиклинали. Имеются гребневидные антиклинали и брахиантиклинали. Длина антиклиналей достигает 15 - 20 км. Северные крылья разорваны надвигами, южные крылья пологие.
Южнее располагается осевое поднятие Западного Кавказа - Псебепско - Гойтхский антиклинорий. Граничит с Абинско - Гунайским синклинорием по флексуре, переходящей на отдельных участках в разрывы. В северных складках Псебепского антиклинория южные крылья надвинуты на северные, амплитуда разрыва до 1 км. В южных антиклиналях, наоборот, северные крылья надвинуты на южные. Размер складок по длиной оси обычно около 7 км, по короткой до 2 км. Углы залегания на пологих крыльях около 300 , на крутых - до 800 .Между северными и южными складками антиклинория протягивается наложенная синклинальная зона, выполненная маастрихтом, палеогеном, миоценом и плиоценом. Мощность этого комплекса около 1 км.
По Безепскому разлому, у которого взброшено северное крыло, Псебепский антиклинорий граничит с Новороссийско - Лазаревским флишевым синклинорием, северной зоной которого является Тхабская синклинальная зона. Разлом представляет собой крупную ступень шириной около 6 км. Углы падения на крыльях складок от 300 до 500 , южные крылья более крутые. Длина антиклиналей 3 - 8 км.
Семигорская антиклинальная зона общего смятия осложнена Семигорским надвигом с амплитудой до 2 км, который срезает южное крыло антиклинальной зоны. Отдельные антиклинали кулисно расположены относительно друг друга. В целом складки имеют изоклинальное строение с запрокидыванием на юго-запад (исключение составляет Адербиевская антиклиналь, которая имеет наклон на северо-восток).
Для самой южной на Западном Кавказе Анапско - Агойской синклинальной зоны характерны многочисленные, различно ориентированные гребневидные складки, разделенные пологими, широкими синклиналями. Складки осложнены разрывами и небольшими надвигами с амплитудой перемещения от 100 м до 1,5 км. Все взбросы и надвиги имеют падение плоскости смещения на север.
Менее отчетливо, чем продольная зональность выражена поперечная зональность. Естественно, что она присутствует, так как происходит в западном направлении сужение Кавказа, которое в ряде случаев выражено ступенчато. В направлении с юго-востока на северо-запад изменяются формации и типы складчатости. Имеются поперечные складки и флексуры. Хуже обстоит дело с проявлением поперечных разломов. О них много написано, но в довольно общих выражениях, нет четкого подробного их описания по набору критериев, которые явились основой для их выделения. С другой стороны, существуют многочисленные тектонические схемы с поперечными разрывами, принципиально повторяющие схемы 60-х годов А.Н. Шарданова и В.Е.Хаина. Одной из последних работ, посвященных разрывной тектонике Западного Кавказа, является книга А.И. Летавина, В.М. Перервы [Летавин., Перерва, 1987]. Отсутствие поперечных разрывов на геологических картах авторы объясняют рядом причин. Прежде всего, большой мощностью меловых отложений, которая превышает 6 км, а мощность отдельных пачек 300 - 500 м, что затрудняет корреляцию разрывов с амплитудами 100 - 200 м. Зоны разломов благоприятствуют развитию отрицательных форм рельефа и накоплению элювиально - делювиальных отложений. Это создает трудности для изучения разрывов из-за недостаточной обнаженности коренных пород. Кроме того, субмеридиональные разрывы имеют крутые углы падения и их трудно обнаружить бурением. И, наконец, указывается на недостаточную степень изученности фациальных и стратиграфических признаков литолого-стратиграфических комплексов. Авторы, для обоснования проведенных на схеме разломов привлекли данные бурения, сейсморазведки, аэрофотосъемки, структурно-геоморфологических исследований. В частности, утверждается, что разрывы приурочены к водотокам. Мысль не новая, но строгих доказательств для конкретного региона не приведено. Естественно, что на отдельных участках долины водотоков совпадают с разрывами, но до настоящего времени зафиксировано очень небольшое количество примеров такого рода совпадений. К сожалению, в книге не приведено достаточное количество фактического материала подтверждающего разломы, показанные на схеме. Также недостаточно наглядных иллюстраций. Поэтому вопрос о части поперечных разломов, пересекающих весь Кавказ остается дискуссионным. Вероятнее всего, пока что можно говорить уверенно о флексурах.
С трех сторон горно-складчатое сооружение Западного Кавказа ограничено глубокими Туапсинским, Керченско-Таманским и Западно-Кубанским прогибами, выполненными мощными майкопскими и неоген-четвертичными отложениями.
Наиболее глубоко погружен Туапсинский прогиб, лежащий почти целиком в акватории Черного моря и лишь своим юго-восточным замыканием выходящий на сушу в виде Сочи-Адлерской депрессии. Он резко несимметричен в поперечном сечении. Кровля эоцена полого погружается от свода вала Шатского с глубин 4-5 км на своде вала до глубин 9-10 км в осевой части Туапсинского прогиба. Северо-восточное крыло прогиба, узкое и крутое, почти совпадает в плане с современным континентальным склоном Черноморской глубоководной впадины. Эта зона почти не поддается изучению с помощью сейсморазведки ОГТ. Но в верхней части континентального склона, и на шельфе имеются выходы эоценовых пород, а в 15-20 км южнее кровля их лежит на 10-километровой глубине. При таком крутом погружении борта прогиба он, несомненно, нарушен разломами. Это заключение подтверждается структурой борта в юго-восточной и северо-западной центриклиналях прогиба. На юго-востоке, на северном борту Сочи-Адлерской депрессии известен крупный Пластунский надвиг амплитудой до 2 км, в котором породы палеоцен-эоцена и верхнего мела перекрывают мощную толщу майкопских отложений. Севернее в эоценовых и меловых породах закартировано еще несколько надвигов и предполагаются даже небольшие покровные структуры. В северо-западном замыкании Туапсинского прогиба и далее на запад вдоль южного крыла Анапского выступа и Барьерной антиклинали сейсморазведкой закартирован взбросо-надвиг. В опущенном его крыле майкопские отложения имеют значительную мощность, а в поднятом они маломощны или отсутствуют. Таким образом, даже в замыканиях Туапсинского прогиба, где амплитуда его погружения значительно сокращается, северное крыло его осложнено надвигами. В средней части прогиба, где северо-восточное крыло значительно круче и имеет большую амплитуду, надвиг также должен иметь значительную амплитуду. Следовательно, зона сочленения Западного Кавказа с Туапсинским прогибом является крупным тектоническим швом ( Мейснер, Туголесов,1998).
По форме Туапсинский прогиб заметно похож на Западно-Кубанский (наземная часть Индоло-Кубанского прогиба). Оба вытянуты вдоль Западного Кавказа и несимметричны: отличаются очень крутыми прикавказскими бортами и пологими внешними. Но в Туапсинском прогибе средняя мощность майкопской серии около 5 км, а в Западно-Кубанском прогибе - 2-2.5 км, средние мощности миоцен-плиоценовых пород наоборот выше в Западно-Кубанском прогибе по сравнению с Туапсинским прогибом – 3 км и 1.5 км соответственно. Керченско-Таманский прогиб, в отличие от первых двух, располагается наискось к простиранию Западного Кавказа. Кавказские складки, постепенно снижаясь, уходят под олигоцен-неогено-вые отложения прогиба. По глубине погружения и мощности майкопских отложений Керченско-Таманский прогиб приближается к Туапсинскому. Но он более узок, и оба его борта имеют примерно одинаковую крутизну.На северо-востоке Керченско-Таманский прогиб почти без пережима смыкается с Западно-Кубанским, и пучок антиклинальных складок, его заполняющих, плавно переходит в полосу западнокубанских антиклиналей. Северо-западный его борт несколько расплывчат, гранича с глубоко погруженной периферией Феодосийского выступа и Пантикапейским поднятием. Юго-восточный борт образован Анапским выступом и Барьерной антиклиналью.
Одним из основных факторов, влияющих на внутреннюю структуру прогибов является наличие в них мощной толщи пластичных, насыщенных флюидами майкопских глин. В нижнем и среднем майкопе имеются прослои песчаников. Среднемиоцен-плиоценовых отложения представлены глинами, алевролитами,песчаниками, мергелями, имеются также прослои и линзы известняков.
Неотектоника
Для Кавказа хорошо выражена продольная зональность. Границы зон представлены разломами или флексурами и должны являться основными участками разрядки тектонических напряжений. В целом в регионе развиты гребневидные антиклинали, разделенные широкими синклиналями. Своды и присводовые части складок часто осложнены разрывами, при этом обычно происходит надвигание северного крыла на южное, а в самой северной части региона надвигание южных крыльев на северные. В этой связи В.М. Андреевым была высказана мысль, что именно своды антиклиналей являются участками разрядки напряжений. В целом наклон структур Западного Кавказа к югу можно объяснить его соседством с Черноморской глубоководной впадиной, которая характеризуется большой глубиной и гораздо более активными процессами погружения, чем Индоло - Кубанский (Западно - Кубанский) прогиб, ограничивающий Западный Кавказ с севера. Рост Кавказа и его опрокидывание в сторону активного глобального погружения являются причиной тех боковых давлений, которые отчетливо проявляются в складчатости.
С 1991 г. на Кавказе установлено 25 геодезических пунктов GPS, из них 14 расположены на Большом Кавказе. Средняя скорость горизонтальных смещений составила здесь в общей системе координат 6,85 -+ 1,95 мм/год, в местной системе координат (относительно пункта Зеленчук) – 5,33 +_ 1,8 мм/год. (Шевченко и др., 1999).
Кавказ как ороген начал формироваться с олигоцена (Геология …, 1968). В это же время образовались окаймляющие его прогибы. Таким образом, в течение 38 млн. лет происходят разнонаправленные по знаку движения. Амплитуда перемещений на границе Черноморская глубоководная впадина - Западный Кавказ за это время составила до 10-11 км. Таким образом,в среднем за год амплитуда перемещения составляет 0.26 мм. Естественно, что этот процесс происходил неравномерно. Наиболее сильно интенсивность горообразовательных движений проявилась в четвертичное время. Максимальные среднерасчетные скорости поднятия Б. Кавказа в интервале 30 млн.лет определены 0,1-0,5 мм/год, в голоцене 1-2 мм/год, (Никонов, 1977). В конечном итоге в описываемой части Кавказа образовался среднегорный рельеф. С другой стороны, идет процесс наращивания глубоководной впадины Черного моря. Скорость погружения Черноморской впадины вблизи Кавказа состаляла около 0.8 мм/год. Континентальный склон впадины с миоцена все ближе подходил к Кавказу. Таким образом, очевидно, что напряженность земной коры на границе Кавказа и Черного моря с течением геологического времени должна увеличиваться.
В описываемом регионе развиты также своеобразные микроструктуры, которые нашли отражение в рельефе и которые свидетельствуют о моментальном разрешении тектонических напряжений горных пород, вызывающих землетрясения. Эти сейсмодислокации особенно широко развиты на полуострове Абрау в полосе от г.Анапа до г.Новороссийск и описаны в литературе, в том числе у В.С. Хромовских, А.А. Никонова (Хромовских, Никонов,1984). Здесь имеются грабенообразные провалы, расседание склонов причем вплоть до водоразделов прибрежных хребтов. Наблюдаются скальные оползни, достигающие 400 м в поперечнике. Стенки их отрыва высотой 100 - 120 м тянутся вдоль берега. Воронки и впадины на поверхности скальных блоков имеют размеры до 80 м, глубину до 30 м. Блоки переместились на расстояние до 5 км. Наиболее крупным рвом является Утришский. Длина его 2,5 км, глубина 20 м, стенки отвесные.Он отчленяет от основного массива флишевых пород блок, имеющий в поперечнике около 0,5 км. В настоящее время удалось датировать время крупного скального оползня в Лобановой щели, который произошел не ранее 13 в. Итак, в течение последнего тысячелетия район от Анапы до Новороссийска испытывал неоднократные крупные землетрясения. Землетрясения, зафиксированные за последние 100 лет, также говорят, что этот участок наиболее сейсмоактивен и в настоящее время.
Диапиризм и грязевой вулканизм кайнозойских прогибов.
Окружающие Западный Кавказ прогибы выполнены, преимущественно, толщей майкопских глин, достигающих мощности 5 км. На значительной части этих прогибов развита складчатость. Олигоцен-четвертичная толща, выполняющая Туапсинский прогиб, смята в многочисленные бескорневые складки, часть из которых выражается в рельефе дна. Почти все антиклинали асимметричны. Юго-западные крылья их крутые, во многих случаях разорваны надвигами14. (Мейснер., Туголесов, 1998). Северо-восточные крылья обычно пологие. Пробоотбор обнаружил в ядрах складок верхнемиоцен-плиоценовые породы.
В Западно-Кубанском прогибе складок гораздо меньше. Отдельные пологие антиклинали с симметричными крыльями, сравнительно малоамплитудные, тянутся полосой в осевой зоне прогиба. В их сводах наблюдаются признаки деформаций нагнетания. Лишь вдоль крутого прикавказского борта меловые и палеогеновые толщи смяты в сложные опрокинутые к северу складки, разбитые многочисленными надвигами. Глины майкопской серии, быстро увеличивающиеся в мощности в сторону прогиба, осложняют своды антиклиналей раздувами, а у подножия борта образуют диапировые складки.
На Таманском полуострове, в тектоническом отношении являющемся частью Керченско - Таманского прогиба, в верхних частях разрезов синклиналей залегают четвертичные отложения. На антиклинальных же грядах на дневную поверхность выходят породы, имеющие возраст от плиоцена до майкопа. Аналогичные породы обнаружены в складках Керченско-Таманского шельфа. Отличие заключается в том, что складки Таманского полуострова выражены также в виде холмистых гряд высотой до 150 м, а на шельфе такой рельеф отсутствует.
В ядрах складок глины сильно перемяты, имеют очень крутые углы залегания, вплоть до запрокидывания, разбиты многочисленными разрывами.
Еще академики И.М.Губкин и А.Д.Архангельский в процессе геолого-съемочных работ отнесли часть складок Таманского и Керченского полуостровов к числу диапиров. Поводом для этого послужило отмеченное ими прорывание миоцен-плиоценовых пород интенсивно дислоцированными пластичными майкопскими глинами. В дальнейшем геофизические работы и бурение дали материал для более детального изучения майкопских складок. Выделено несколько их разновидностей (Лебедева,1962). Во-первых, имеются брахиантиклинали с относительно пологими (до 400) углами падения слоев в ядрах. Ко второй разновидности относятся складки,в ядрах которых происходит нагнетание глин, но прорывание вышележащих пород не наблюдается. Такие складки получили название эмбрионально-диапировых. Распространены они, в частности, на юго-востоке Таманского полуострова. Еще одной разновидностью являются криптодиапиры, майкопское ядро прорывания которых погребено под спокойно залегающими породами. И, наконец, широко распространены диапиры, в сводах которых на дневную поверхность выходят майкопские глины, прорывающие миоценовые, плиоценовые и четвертичные породы.
Интересно обратить внимание, что интенсивная складчатость в майкопских глинах развита вблизи мегантиклинориев Кавказа. На значительном расстоянии от него она исчезает, несмотря на сохраняющуюся большую мощность глин. Отсюда следует, что за возникновение этой складчатости ответственны тектонические движения, наиболее интенсивное проявление которых отмечается в пределах Кавказа. Материалы сейсморазведки ОГТ по Туапсинскому прогибу отчетливо показывают, что здесь майкопские складки не имеют корней в структурном плане подстилающих пород. Рост складок продолжался в плиоцене и даже в четвертичное время. О том, что процессы нагнетания в антиклинали происходит и в настоящее время, свидетельствуют многочисленные грязевые вулканы, приуроченные на Таманском полуострове, как правило, к антиклиналям.
Грязевые вулканы региона относятся к Керченско - Таманской грязевулканической провинции, занимающей второе место на земном шаре по количеству грязевых вулканов. Всего здесь насчитывается 41 грязевой вулкан. В Темрюкском заливе Азовского моря вблизи берега известны два грязевых вулкана. Признаки грязевых вулканов имеются на Таманском шельфе Черного моря. В пределах Западной Кубани известно 11 грязевых вулканов. Приблизительно четверть грязевых вулканов является действующими. В деятельности грязевых вулканов можно выделить две основные стадии - грифонно-сальзовую и взрывную. При грифонно-сальзовой деятельности постоянно выделяется ил, вода, газ. Образуются новые грифоны. Взрывная стадия - выброс большого количества грязевулканической брекчии, обломков пород. Выброс часто сопровождается воспламенением метана. Также существуют извержения, при которых выброс грязевой брекчии не сопровождается воспламенением. Кроме того, существует тип извержений, при котором происходит выделение маловязкой грязевулканической брекчии без интенсивных газовых проявлений, взрывов. Объем твердой массы, выбрасываемой одним грязевым вулканом, огромен - до 5 млн.м куб. Сказать что-нибудь определенное о периодичности извержений грязевых вулканов, сопровождающихся взрывами и воспламенением, невозможно. Одни вулканы извергаются довольно часто, другие могут сохранять спокойное состояние довольно долго. Иные вулканы взрываются какой-то период через 5-15 лет, затем надолго успокаиваются. Зафиксированы случаи, когда вулканы начинали извергаться во время землетрясений, происходивших за 100-150 км от вулканов. Грязевые вулканы связаны с мощными глинистыми толщами, насыщенными водой и газами. Отмечается, что они приурочены к глубоким разломам Избыточное давление приводит к выбросу флюидов и вышележащих отложений на дневную поверхность. Корни грязевых вулканов достигают глубины в 8-10 км. (Шнюков и др., 1986).
4. Сейсмогеологическая характеристика региона
Первые сведения о землетрясениях относятся к тридцатым годам 19 века. Инструментальные наблюдения за землетрясениями Западно-Кавказского региона начались сравнительно поздно. В 1932 году открылась Сочинская сейсмостанция и только в 1968 году - Анапская.
Ниже приводится сводка данных обо всех землетрясениях интенсивностью в эпицентре 3-4 балла и более, установленных на исследуемой площади по состоянию на 1982 год (см. таблицу). Слабые землетрясения не принимались во внимание. При отсутствии достаточно густой сети сейсмостанций приведенные эпицентры их образовали бы лишь ложные сгущения вблизи двух существующих станций.
Географические координаты точки очага землетрясений и его глубина в какой-то мере условны. Реальные размеры очаговых зон достигают иногда многих десятков километров. Тем не менее, пространственное положение очага каждого из землетрясений определяется координатами и глубиной некоторой точки, в которой, как принято считать, начинаются смещения.
Распределение эпицентров сильных землетрясений по площади региона иллюстрирует рис. Глубина очагов землетрясений составляет в подавляющем большинстве случаев около 20 км в районе г. Анапа и от 7 до 15 км в районе г. Сочи.
Два землетрясения, сила которых ориентировочно оценена в 8 баллов, относятся ко времени до нашей эры. Остальные землетрясения, попавшие в каталоги, регистрируются лишь с 1830 года. С этого времени начинается счет более или менее документированным землетрясениям. Примечательно, что с 1830г. по 1940г. в регионе зарегистрировано всего 9 сильных землетрясений, а за последующие 40 лет уже 36 землетрясений. Очевидно, что это обстоятельство вызвано не каким-то усилением сейсмической активности, а появлением в регионе первой сейсмостанции в г. Сочи. Большая часть землетрясений сосредоточена в пограничной зоне между Западным Кавказом и Туапсинским прогибом: из 47 землетрясений, приведенных в таблице, в эту зону попадает более 30. Еще отчетливее эта особенность проявляется, если учитывать эпицентры только 5-7 балльных землетрясений: в этой зоне оказываются 11 из 14 эпицентров землетрясений.
Данные по установленным очагам землетрясений дополняются геологическими и археологическими исследованиями, обнаружившими многочисленные следы землетрясений, происходивших в историческом прошлом и не зафиксированных наблюдениями. Не говоря о разрушенных дольменах и огромных оползнях на горных склонах в районе с.Адербиевка, которые связаны, по-видимому, с 8-9-балльным землетрясением, происшедшим в 150 году до нашей эры (N1 в таблице ), следует упомянуть крупные оползни на мысе Утриш, где крупные блоки палеоценового флиша сползают в море и образуют на шельфе обширные обломочные языки.
Огромные оползневые цирки тянутся вдоль всего побережья от мыса Утриш почти до Озереевки. Вблизи мыса Малый Утриш обнаружены перекрытые оползнем остатки средневекового поселе-ния (ориентировочно 13-го века). По мнению ряда исследователей (Хромовских, Никонов, 1984) эти оползни представляют собой сейсмодислокации, вызванные многократно повторявщимися сейсмовибрационными колебаниями.
Список использованной литературы:
1. Геология СССР. Том IX. Северный Кавказ. Часть I. Геологическое описание. М., Недра, 1968, 760 с.
2. Лебедева Н.Б. Условия и некоторые вопросы механизма образования глиняных диапиров Керченско-Таманской области. - В сб. Складчатые деформации земной коры, их типы и механизм образования, М., Изд. АН СССР,1962.
3.Летавин А.И., Перерва В.М. Разрывная тектоника и перспективы нефтегазоносности краевой зоны Северо-Западного Кавказа. М., Наука, 1987, 88 с.
4. Мейснер Л.Б., Туголесов Д.А. Туапсинский прогиб – впадина с автономной складчатостью. // Геотектоника.1998. N 5, с. 76 – 85.
5. Никонов А.А. Голоценовые и современные движения земной коры. М.: Наука, 1977. С.240.
6. Новый каталог сильных землетрясений на территории СССР. М., Наука, 1977, 586 с.
7. Пустовитенко Б.Г., Кульчицкий В.Е., Горячун А.В. Землетрясения Крымско-Черноморского региона. Киев, Наукова думка, 1989, 190 с.
8.Хромовских В.С., Никонов А.А. По следам сильных землетрясений. М., Наука, 1984, 144 с.
9. Шевченко В.И., Гусев Т.В., Мишин А.В., Прилепин М.Т., Рейлинджер Р.Э., Лукк А.Я., Хамбургер М.У., Шемпелев А.Г., Юнга С.Л. Современная геодинамика Кавказа (по результатам GPS измерений и сейсмическим данным) // Физика Земли, 1999. № 9. С.3-18.
10. Шнюков Е.Ф., Соболевский Ю.В., Гнатенко Г.И. и др. Атлас «Грязевые вулканы Керченско-Таманской области», Киев, Наукова Думка, 1986, 151 с.