Современная экологическая обстановка в отдельных странах и регионах оставляет желать лучшего. Миссия нашего сайте — обеспечить русскоязычных жителей планеты Земля актуальной информацией о защите окружающей среды, экологической безопасности и экологии в целом.

Полезные ресурсы и публикации:
-

И.С. Белюченко
Экология Краснодарского края (Региональная экология)

Учебное пособие. – Краснодар: КубГАУ, 2010. - 356 с.

Предыдущая

3. Геологическая характеристика коренного фундамента территории края

3.2. Геоморфология края

3.2.2. Геоморфологические провинции суши

По морфоструктурным особенностям, характеру проявления новейших тектонических движений и морфологии рельефа территория Краснодарского края делится на следующие геоморфологические провинции: Предкавказье, Предгорные депрессии и возвышенности, Большой Кавказ.

Предкавказская равнина. Предкавказье (относится к физико-географической стране Русская равнина) представляет собой обширную равнину, простирающуюся от восточных берегов Азовского моря до западных берегов Каспия. На севере Предкавказье отделено от Русской равнины низовьями рек Дона, Западным и Восточным Манычем и нижним течением р. Куры. В пределах Краснодарского края большая часть Предкавказской равнины расположена ниже 200 м, только к восток-юго-востоку абсолютные высоты увеличиваются до 300-400 м.

Предкавказская равнина соответствует молодой Скифской эпигерцинской платформе, за исключением южного берега Таганрогского залива Азовского моря, где находится окраина погребенного Азовского кристаллического массива докембрийской Русской платформы. Складчатый фундамент Скифской плиты сложен породами палеозоя, а осадочный чехол - мезокайнозоя. Характер залегания и мощность осадочного чехла зависят от структурных элементов фундамента платформы. Поэтому общий структурный план Предкавказья имеет прямое отражение в крупных формах его рельефа: тектоническим поднятиям соответствуют плато, а к впадинам и прогибам приурочены низменные равнины. Локальные структуры осадочного чехла в районах поднятий имеют как прямые, так и обратные соотношения с рельефом и во впадинах обычно не выражены в рельефе, но фиксируются в разрезах новейших отложений, плане речной сети и расположении мелких форм рельефа. В Азово-Кубанской впадине в условиях умеренных плиоценовых погружений и слабых плейстоценовых поднятий возникли аккумулятивные, преимущественно лёссовые равнины. На побережье Азовского моря образовались аллювиально-морские террасированные равнины.

Азово-Кубанская равнина. Азово-Кубанская низменная равнина знимает большую часть Западного Предкавказья (от нижнего широтного отрезка р. Кубани, берегов Азовского моря до Западного Маныча и склонов Ставропольского плато). Большая часть равнины расположена ниже 100 м и только на юго-востоке она полого поднимается до 200 м. На севере Азово-Кубанская равнина отделена от Манычского прогиба глубинным разломом. На фоне общего погружения к югу складчатого фундамента эпигерцинской, а на северо-западе - докембрийской платформ в структуре Азово-Кубанской равнины выделяются отдельные выступы (Ейско-Березанский, Сальский) и впадины (Тихорецко-Кропоткинская). Локальные складчатые структуры осадочного чехла, приуроченные в основном к поднятиям фундамента (Ейско-Березанский выступ), затухают в низах неогена и, по-видимому, совсем не затрагивают плиоценовых и плейстоценовых отложений, поэтому они не выражены в современном рельефе Азово-Кубанской равнины.

В основании Азово-Кубанской аккумулятивной равнины залегает мощная толща средне- и позднеплиоценовых (надпонтических) озерно-аллювиальных отложений, состоящих из чередования пестроцветных глин и песков с прослоями гравия, перекрытых красными скифскими позднеапшеронскими глинами (Попов, 1947). Озерно-аллювиальные апшеронские отложения выполняют погребенную долину палео-Дона, которая в районе станицы Староминской широко открывается к Азово-Кубанской равнине.

Поверхность Азово-Кубанской равнины на всем ее пространстве сложена плейстоценовыми трехъярусными суглинками, разделенными погребенными почвами, общей мощностью до 50-60 м. Равнина расчленена широкими долинами рек (Бейсуг, Челбас, Ея и др.) и многочисленными балками. На их пологих склонах выделяются средне- и позднеплейстоценовая террасы, сложенные суглинками и песками, а на дне распространены широкие заболоченные поймы. Среднеплейстоценовая терраса (с относительными высотами 10-12 м) встречается локально в средней части долины р. Челбаса и по долинам рек Еи и Сосыки. Более широко развита позднеплейстоценовая терраса (высотой 5-6 м), которая переходит в карангатскую террасу Азовского моря в Ахтарском, Бейсугском и Ейском лиманах (Сафронов, 1979).

Водораздельные пространства представляют собой плоскую равнину с редкими просадочными западинами. Овражная эрозия на склонах проявляется очень слабо, за исключением правого крутого склона р. Кубани между ст. Темижбекской и г. Кропоткином, где часты крупные оползни суглинков. Вследствие подмыва рекой этого берега верховья рек Бейсуга и Челбаса образуют висячие долины. Это явление вызвано отклонением Кубани на запад ниже г. Кропоткина в связи с воздыманием Большого Кавказа и компенсационным погружением западной части Кубанского прогиба. В голоцене, судя по большой мощности пойменных отложений, в юго-западной придельтовой части Азово-Кубанской равнины слабое плейстоценовое поднятие вновь сменилось погружением (Горелов, 1961).

Предгорные депрессии и возвышенности (Крымско-Кавказская горная страна). Провинция предгорных депрессий и возвышенностей охватывает полосу северных предгорных прогибов и равнин Большого Кавказа, Таманский полуостров, Западно-Кубанскую депрессию, наклонную равнину и соответствует системе альпийских передовых прогибов, разделенных поперечными поднятиями. Для всей этой зоны характерны умеренные контрасты высот. Новейшее поднятие мегантиклинория Большого Кавказа сопровождалось в палеогене заложением единого Предкавказского передового прогиба, а последующее образование поперечных структур вызвало его дифференциацию на отдельные частные прогибы и впадины. С новейшим воздыманием Большого Кавказа связано образование наклонных террасированных моноклинальных равнин и хорошо выраженной в рельефе молодой складчатости в предгорных хребтах. Прогибы выполнены мощной толщей палеогеновых и неогеновых отложений молассового типа. В Западно-Кубанском прогибе эти отложения подверглись интенсивной складчатости. В центральной части Западно-Кубанского прогиба проходит погребенная Анастасиевско-Краснодарская антиклинальная зона, расположенная на продолжении брахиантиклинальных складок северной части Таманского полуострова, хорошо выраженных в рельефе. Предгорья пересекаются системой транзитных рек северного склона Большого Кавказа, которые выносят громадные массы обломочного материала в прогибы и впадины, формируя аллювиальные и аллювиально-пролювиальные террасированные равнины, а в приморской, наиболее опущенной части впадин, – обширные дельты Кубани.

В полосе предгорных прогибов выделяются следующие геоморфологические области и подобласти: Таманский полуостров, Западно-Кубанская равнина.

Таманский полуостров. Таманский полуостров соответствует поперечному прогибу, разделяющему горные сооружения Крыма и Кавказа, заполненному мезокайнозойскими отложениями до 8-9 км мощностью. Большую их часть составляют пластичные майкопские глины и отложения миоцена, плиоцена и плейстоцена. Рельеф полуострова, резко отличный от рельефа горного Кавказа и равнинного Предкавказья, образован многочисленными брахиантиклинальными плиоцен-плейстоценовыми складками, осложненными явлениями диапиризма и обширными пологими прогибами, в различной степени преобразованными экзогенными процессами. Юго-восточная часть полуострова со второй половины плиоцена испытала денудационно-аккумулятивное выравнивание, а западная изменена процессами денудации, хотя первичные тектонические формы здесь четко вырисовываются в рельефе. В центральной части полуострова морфоструктуры обладают высокой тектонической активностью и имеют прямое выражение в рельефе.

В зонах опускания аккумуляция достаточно интенсивна и не только компенсировала тектонические прогибания, но и способствовала превращению ряда бывших заливов и проливов в площади равнинной суши. Денудационные и аккумулятивные поверхности, включая средне- и позднеплейстоценовые, подверглись значительным деформациям. Например, морские чаудинские слои в районе мыса Литвина подняты до 40 м н.у.м., а в расположенной южнее мульде опущены на глубину 20-З0 м н.у.м. (Благоволин, 1962). Особенностью тектонического рельефа полуострова являются многочисленные холмистые гряды и отдельные холмы максимальной высотой до 160-170 м н.у.м. и длиной до 20-25 м. Они вытянуты преимущественно в западно-юго-западном направлении, расположены кулисообразно и разделены равнинными и низменными участками, занимающими на Таманском полуострове значительную площадь. Над грядами возвышаются караваеобразные или конусовидные холмы, представляющие собой диапировые структуры или грязевые сопки. В юго-западной части полуострова (от г. Тамани до мыса Тузла и на берегу Керченского пролива) сохранились мшанковорифовые гряды и холмы, уцелевшие от размыва и хорошо выраженные в рельефе благодаря своей прочности. В юго-восточной части полуострова, на левобережье Старой Кубани, распространена позднеплиоценово-раннеплейстоценовая поверхность выравнивания, срезающая различные отложения (от эоцена до понта) и прикрытая сверху тонким элювиально-делювиальным плащом.

Основную площадь Таманского полуострова занимают аккумулятивные равнины и низменности (морские, аллювиальные, лиманные, лагунные и делювиальные). Высота равнин - от 10 до 25-30 м в прибрежной части и до 40-50 м вблизи гряд. Морские, лиманные и лагунные низменности занимают сравнительно небольшую площадь. Они характеризуются идеально ровной, нередко заболоченной поверхностью с отметками около 0 м. Аллювиальные (древнедельтовые и дельтовые) низменности преобладают в восточной части полуострова. Это обширные кубанские плавни с отметками от 2-3 до 0 м. Здесь хорошо выражены прирусловые валы и плоские депрессии между протоками Кубани, иногда занятые лиманами и дельтовыми озерами. В приазовской части плавней хорошо сохранились древние морские береговые валы, сложенные преимущественно битой ракушей, частично погребенные более молодым аллювием.

Характерной особенностью Таманского полуострова и побережья являются многочисленные лиманы, отделенные от моря узкими песчаными пересыпями и окруженные низкими (1-2 м), порой заболоченными равнинами. Южная группа лиманов (Витязевский, Кизилташский, Бугазский и Цокур) еще в 1865 г. представляла собой один обширный залив с выдвинутой в него дельтой р. Кубани (Сафронов, 1979). На Таманском полуострове наиболее распространены эрозионные, обвально-оползневые и грязево-вулканические формы рельефа. Эрозионные формы представлены довольно густой сетью оврагов на склонах холмов и гряд; короткие глубокие овраги рассекают приморскую полосу, особенно в лёссовидных суглинках. Обвально-оползневые формы, современные и более древние, приурочены к береговой линии и связаны с морской абразией. Наибольший интерес представляют грязевые вулканы Таманского полуострова. Они насажены на брахиантиклинальные или диапировые структуры, редко превышают 100-120 м и имеют конусовидную или караваеобразную форму. В вершинной части конуса находится либо одиночный кратер-провал, либо кратерное плато с многочисленными мелкими кратерами. Потоки сопочной брекчии образуют мощную шапку на вершине и покрывают склоны грязевых вулканов.

Западно-Кубанская равнина. Западно-Кубанская равнина занимает дельту, левобережье и правобережье р. Кубани в ее субширотном участке. Равнина отвечает в рельефе Западно-Кубанскому передовому прогибу, выполненному морскими отложениями мезозоя, палеогена и миоцена, а также нижнего плиоцена. Морские отложения среднего плиоцена развиты только в низовьях р. Кубани, а в восточной части прогиба переходят в пресноводные осадки. Складчатость Анастасиевско-Краснодарской зоны, расположенной в центре прогиба, захватывает миоцен и плиоцен и затухает в отложениях плейстоцена, которые почти не дислоцированы (Милановский, 1968). Поздний плиоцен (до 200 м мощностью) широко развит в аллювиальных фациях. Мощность плейстоценового аллювия до 100 м, а голоценового, слагающего дельту и пойму Кубани, - до 20-30 м. Возраст аллювиальных позднеплиоценовых отложений к западу от р. Белой, в долине Псекупса, определяется как Акчагыльский по находкам в районе станицы Саратовской остатков унионид (Громов, 1948; Лебедева, 1963). Пресноводные позднеплиоценовые отложения, развитые в низовьях Кубани, являются аналогами апшеронского и акчагыльского ярусов.

Западно-Кубанский прогиб испытывал интенсивное погружение на неотектоническом этапе в раннем и особенно в среднем плиоцене (до -1,5 км) и более умеренное - в позднем плиоцене (-200 м) и плейстоцене (-100 м). В низовьях р. Кубани интенсивное погружение продолжается и в голоцене (Сафронов, 1979). Западно-Кубанская равнина разделяется на три части: левобережную наклонную террасированную равнину, правобережную аллювиальную равнину и дельту р. Кубани. Левобережная наклонная террасированная равнина сложена аллювиальными и аллювиально-пролювиальными отложениями. Они образуют обширную позднеплейстоценовую террасу, а вдоль предгорий - узкую полосу средне- и раннеплейстоценовых террас. Здесь же выделяются останцы позднеплиоценовой (апшеронской) террасы (Чередниченко, 1973), которая к востоку от р. Афипс широко развита. Уступы террас хорошо выражены и имеют субширотное направление на водоразделах притоков Кубани.

На правобережье Кубани аллювиальные отложения залегают ниже уровня реки и покрыты мощной толщей лёссовидных суглинков. Они образуют вложенные аккумулятивные террасы, которые западнее Краснодара широкой полосой окаймляют дельту Кубани. Их уступы, сложенные суглинками, слабо выражены в рельефе, а поверхность раннеплейстоценовой террасы севернее р. Кирпили сливается с Азово-Кубанской равниной (Сафронов, 1973). Дельта реки Кубани разделяется на современную и древнюю, расположенную к востоку от меридиана города Славянска-на-Кубани. В рельефе современной дельты выделяются многочисленные русла временно действующих рукавов, мелкие временные протоки (ерики), прирусловые гряды, межгрядовые плоские понижения, связанные с ними озера (дельтовые "лиманы") и заболоченные пространства (плавни). Аналогичные черты рельефа сохраняются и в переходной полосе к древней, более повышенной (до 12-16 м) дельтовой равнине, где характерные элементы дельтового рельефа (ерики, гряды и др.) уже значительно изменены.

Большой Кавказ (Крымско-Кавказская горная страна). Большой Кавказ представляет собой горную систему линейно-вытянутых с северо-запада на юго-восток хребтов с отчетливой асимметрией всей структуры, благодаря которой ее орографическая ось приближена к югу. По особенностям и амплитудам новейших поднятий, глубине и интенсивности расчленения, литолого-стратиграфическим комплексам, развитию наземного вулканизма, современным и древним климатическим условиям, связанным с различной степенью оледенения, Большой Кавказ разделяется на ряд областей, соответствующих его поперечным сегментам. В пределах Краснодарского края из них представлен Северо-Западный и Западный Кавказ.

Северо-Западный Кавказ. Северо-Западный Кавказ отличается средне- и низкогорным эрозионно-денудационным рельефом, выработанным в породах доггера, меловом и нижнепалеогеновом флише. Его узкий и крутой южный склон обрывается краевой зоной Черноморской впадины и опущен по продольным и диагональным разломам. Северо-Западный Кавказ в тектоническом отношении соответствует зоне погружения мегантиклинория Большого Кавказа. Существенной морфоструктурной особенностью Северо-Западного Кавказа служит отсутствие палеозойских тектонических структур, играющих важную роль в строении рельефа более восточных территорий, а также современных ледников и следов древнего оледенения.

Геоморфологические границы Северо-Западного Кавказа совпадают с линиями крупных тектонических нарушений. Анапский поперечный разлом отделяет его от Керченско-Таманской области, Пшехско-Адлерская зона поперечных разломов - от горных сооружений западной части Центрального Кавказа, Черноморский разлом - от впадины Черного моря. От Закубанской наклонной равнины он отделяется крупной флексурой. Серией поперечных разломов Северо-Западный Кавказ отчетливо разделяется на несколько отрезков, отличающихся один от другого характером морфоструктур, средними высотами водоразделов и особенностями речных долин. В связи с этим были выделены три основные поперечные орографические ступени - Новороссийская, Афипско-Дефановская и Гойтхская (Хаин, Муратов, 1962).

На крайнем западе Новороссийской ступени, вблизи Анапы, горы Северо-Западного Кавказа начинаются узкими цепочками невысоких холмов, относящимися к Маркотхскому и Коцехурскому хребтам. На восточной окраине ступени средние высоты водоразделов достигают 550-600 м. Новороссийская ступень характеризуется типичным низкогорным рельефом. Низкогорные гряды чередуются с обширными продольными литоскульптурными депрессиями, где преобладают пологие, эрозионно-денудационные склоны типа глясисов, постепенно опускающиеся к северному днищу. Речные долины обычно широки и хорошо разработаны, но в большинстве случаев полностью лишены террас. Афипско-Дефановская ступень отделяется от Новороссийской Геленджикским разломом. Она имеет преимущественно низкогорный рельеф с обширными литоскульптурными депрессиями, лишь на востоке появляются небольшие участки среднегорий. Высота водоразделов повышается до 800-900 м, увеличивается ширина горного сооружения. В речных долинах появляется сложный комплекс террас.

Гойтхская ступень отделена от предыдущей Туапсинским поперечным разломом. Для нее характерен среднегорный рельеф с высотами водоразделов до 1200-1400 м. В пределах ступени происходит дальнейшее расширение горной области со сложнопостроенной системой дробно ветвящихся хребтов. Литоскульптурные депрессии сужаются и играют в рельефе второстепенную роль. Наряду с меловыми отложениями, преобладающими в двух западных ступенях, в осевой зоне Гойтхской ступени значительно распространены породы юрского возраста, что приводит к усложнению рельефа.

В противоположность разрывным нарушениям складчатые структуры играют на Северо-Западном Кавказе преимущественно пассивную роль. Им соответствует план расположения структурно-литологических комплексов, определяющих характер рельефа. Наиболее высокие участки приурочены к выходам устойчивых пород, а депрессии связаны с легко размываемыми толщами (Муратов, 1960). К наиболее устойчивым породам относятся массивные рифовые верхнеюрские известняки. Ими сложены небольшие массивы, доминирующие в рельефе на крайнем востоке области. К литологическим комплексам средней устойчивости принадлежат все породы мезозойского возраста (за исключением песчано-глинистых нижнемеловых отложений), занимающие большую часть территории. На фоне легко размываемых отложений они образуют возвышенности, а в окружении устойчивых карбонатных пород слагают пониженные участки.

Нижне-среднеюрские глинистые сланцы и аргиллиты с горизонтами устойчивых вулканогенных пород распространены в осевой части Гойтхской ступени. В сланцах выработан неглубоко расчлененный рельеф с пологими склонами. С ним резко контрастируют причудливые остроугольные массивы и отдельные вершины, сложенные вулканогенными породами (горы Индюк, Шесси, Собор-Скала и др.). С выходами нижнемеловых отложений связаны внутригорные эрозионно-литоскульптурные котловины и депрессии. К палеогеновым отложениям приурочены расширения приморской равнины около Сочи и Туапсе.

В связи с увеличением амплитуд новейших поднятий к юго-востоку и к осевой зоне Большого Кавказа план расположения литологических комплексов обладает строго закономерным строением. Периклинально погружаясь к северо-западу, они последовательно сменяют друг друга, поэтому в периферических частях горного сооружения Северо-Западного Кавказа появляются все более и более молодые отложения. Литологические комплексы разной устойчивости определяют возникновение прямого или инверсионного рельефа. Если устойчивыми являются наиболее древние породы, то они приурочены к ядрам антиклиналей, где возникает прямой рельеф. Примером такого рельефа служит Гойтхский антиклинорий, непосредственно выраженный в рельефе в виде главного водораздельного хребта. Самые молодые, устойчивые породы располагаются в осевых частях синклиналей, поэтому здесь возникает инверсионный, обращенный рельеф (горы Невеб, Большой и Малый Псеашхо). В случае распространения устойчивых комплексов на крыльях структур возникают промежуточные варианты морфоструктурных соотношений, отвечающие различным типам смещенного рельефа.

На Северо-Западном Кавказе весьма отчетливо развиты поверхности выравнивания. В пределах Гойтхской ступени выделяются четыре основные поверхности выравнивания. Верхний водораздельный уровень (Грачевская поверхность) развит в осевой части Гойтхского антиклинория на высотах 1250-1400 м. Следующий уровень поверхностей выравнивания в восточной части ступени имеет внутридолинный характер, а к западу выходит на водоразделы второго порядка. На южном склоне высоты этого уровня достигают 1000 м (Бекишейская поверхность), а на северном - 800 м (Семашхинская поверхность). Два нижних уровня выравнивания распространены преимущественно на склонах речных долин. Верхний из них поднимается на южном склоне до 650 м (Пшенахская поверхность), а на северном достигает 550 м (Пшишская поверхность). Высота нижнего на южном склоне - 450 м (Туапсинская поверхность), на северном - 300 м (Елизаветинская поверхность). Эти поверхности можно рассматривать как древние речные террасы, расширенные процессами последующей эрозии и денудации (Сафронов, 1979).

В Афипско-Дефановской и Новороссийской ступенях число поверхностей выравнивания сокращается до трех. Наиболее древняя из них лучше всего выражена на водоразделах Коцехурского хребта. В пределах Афипско-Дефановской ступени высота поверхности составляет 650-850 м; к западу она снижается до 650-450 м. Следующий уровень выравнивания в Афипско-Дефановской ступени развит на высотах 450-550 м на плоских вершинах и выположенных гребнях второстепенных хребтов. Значительно полнее он представлен в Новороссийской ступени, где ему отвечают обширные поверхности низких предгорий. Высоты в восточной части ступени составляют 400-440 м, а к западу снижаются до 220-200 м. Нижний уровень поверхностей выравнивания в обеих ступенях распространен на высотах 200-300 м. На южном склоне он выражен преимущественно одновысотными перегибами склонов, а на северном - узкой полосой предгорной равнины. Местами здесь сохранились остатки покрова позднеплиоценовых красноцветных отложений. На обоих склонах Северо-Западного Кавказа отмечается одинаковое количество поверхностей выравнивания, что свидетельствует об общности основных этапов развития рельефа. Извилистый рисунок границ между поверхностями свидетельствует об их эрозионном происхождении.

Обусловленные дизъюнктивными нарушениями границы между поверхностями выравнивания встречаются только на отдельных участках и имеют небольшое протяжение. Исключением являются региональные поперечные разломы, разделяющие высотные ступени Северо-Западного Кавказа. С этими крупными поперечными разломами связано выклинивание верхней поверхности с запада на восток и скачкообразное изменение высот отдельных поверхностей. Анализ данных о высотах поверхностей выравнивания различных ступеней показывает разные амплитуды блоковых перемещений: чем моложе уровень, тем меньшие по амплитуде перемещения он испытывает. Для каждой ступени отмечается наклон поверхностей к западу. Чем моложе поверхность, тем меньше угол ее наклона.

Проблема возраста поверхностей выравнивания представляется сложной и еще недостаточно разработанной. Вполне определенно устанавливается возраст лишь двух нижних поверхностей. На основании корреляции нижней поверхности выравнивания с рыхлыми толщами Закубанской равнины можно считать доказанным ее позднеплиоценовый возраст (Хаин, Муратов, 1962). На южном склоне аналогами этой поверхности служат морские позднеплиоценовые абразионные уровни. Для следующей книзу поверхности установлен раннеплиоценовый возраст (Хаин, Муратов, 1962). Менее ясен возраст остальных поверхностей. Можно предполагать на основании косвенных сопоставлений, что третья поверхность формировалась в течение сармата-мэотиса, а возраст четвертой следует датировать олигоцен-миоценом. Не исключена возможность, что самая древняя поверхность начала формироваться еще раньше - может быть, в самом конце позднего мела.

На обоих склонах Северо-Западного Кавказа в речных долинах устанавливается одинаковый пятичленный комплекс плейстоценовых террас. Кроме того, известны по крайней мере две более высокие, по-видимому, плиоценовые, террасы. Общее количество речных террас в долинах северного и южного склонов Северо-Западного Кавказа и их высоты довольно близки. Причиной подобной согласованности, видимо, следует считать единый ритм климатических изменений в плейстоцене и голоцене. На северном и южном склонах в распространении террас наблюдаются некоторые различия. В долинах рек северного склона выделяются три участка – горный, предгорный и равнинный. В горных участках развиты только низкие эрозионные и цокольно-эрозионные террасы. В предгорных участках происходит постепенное сближение высот террас. Однако высокие террасы не погружаются под уровни более низких, образуя так называемые ножницы, а последовательно обрываются в сторону Кубани эрозионными уступами. Подобное строение террас отражает втягивание Закубанской равнины в общее сводово-глыбовое неотектоническое воздымание Большого Кавказа.

Реки южного склона характеризуются двучленным строением долин. Здесь выделяются горные и предгорные (или приморские) участки, в образовании которых принимали участие морские ингрессии; равнинные участки здесь отсутствуют. Это различие отражает структурную асимметрию горного сооружения Большого Кавказа и связано с тем, что его южный склон оборван Черноморским разломом. Разные по возрасту террасы различаются по морфологии. Повсеместно очень хорошо выражена третья терраса (шириной до 1 км) в крупных долинах северного склона; она перекрывается наиболее мощным чехлом склоновых отложений. Вторая терраса, напротив, развита плохо, в виде небольших разрозненных фрагментов. Характерный признак четвертой и пятой террас - перекрывающий их шлейф красно-бурых отложений, свидетельствующий о том, что во времена среднего и раннего плейстоцена климат был значительно теплее современного.

На Северо-Западном Кавказе установлено семь морских террас, датиро- ванных фаунистически как куяльницкая, чаудинская, древнеэвксинская, узунларская, карангатская, сурожская, древнечерноморская (Островский,1968). Не исключена возможность, что в результате дальнейших исследований здесь удастся выделить и новые террасовые уровни. В последнее время при массовом бурении в речных долинах были получены интересные данные о позднеплейстоценовых и голоценовых регрессиях (Островский, 1966). Низовья всех рек Кавказского побережья на протяжении нескольких километров от устья заполнены аллювиальными отложениями аномальной мощности.

Мощность аллювия значительно колеблется в зависимости от водности реки и уменьшается в долинах малых рек. Западнее Геленджика мощность аллювия составляет 15-20 м, между Геленджиком и Туапсе – 45-50 м, восточнее Туапсинского разлома – 55-75 м. Таким образом, распределение мощностей аллювия в переуглубленных участках долин отражает сложную картину сочетания общего эвстатического изменения уровня Черного моря с проявлением местных дифференцированных тектонических движений. Большинство морских террас имеют свои аналоги в речных долинах. Расхождения в высотах морских и речных террас незначительны и, по-видимому, связаны с неточностью определения высот тыловых швов. Отсутствие в речных долинах аналога древнеэвксинской террасы, объясняется, очевидно, недостаточной детальностью исследований (Сафронов, 1979).

История формирования рельефа Северо-Западного Кавказа началась лишь в кайнозое. Начало развития его рельефа (не позднее эоцена-олигоцена) совпадает с возникновением суши (Хаин, Муратов, 1962). Вполне вероятно, что в это время суша неоднократно заливалась морем. В раннем плиоцене повсеместно усиливается темп восходящих движений. Для большей части территории его можно считать основным этапом рельефообразования. На северном склоне на протяжении этого этапа происходит постепенное расширение области поднятий, отступание водного бассейна из Закубанской равнины и удлинение рек, образующих конусы выноса, слившиеся в аллювиально-пролювиальную равнину. На этом этапе происходит формирование двух нижних уровней выравнивания, располагающихся по периферии поднимающегося горного сооружения и связанных с одним ритмом неотектонических движений всего региона.

В самом конце плиоцена – начале плейстоцена начался последний этап формирования рельефа. Судя по характеру коррелятивных отложений, на этом этапе продолжается усиление темпа неотектонических поднятий, так как состав четвертичных аллювиальных и пролювиальных образований значительно грубее, чем состав более древних отложений. Вблизи сейсмоактивных разломов здесь установлены многочисленные палеосейсмогенные дислокации и палеосейсмогравитационные проявления позднеплейстоцен-голоценового возраста (Островский, 1970). Вместе с тем суммарные амплитуды неотектонических поднятий сравнительно невелики - не более первых сотен метров, что объясняется сравнительно небольшой длительностью этого этапа, а также умеренной интенсивностью тектонических движений.

Западный Кавказ  расположен между меридианом горы Фишт на западе и горы Аджара на востоке. Осевое положение занимает Водораздельный (или Главный Кавказский) хребет. К северу расположен ряд отдельных горных массивов Бокового хребта. Между реками Баксаном и Белой тянется цепь высокогорного Передового хребта, расположенного к северу от Бокового хребта. Севернее протягиваются Северо-Юрская депрессия и прилегающие к ней хребты Северо-Кавказской моноклинали. Блоковые структуры осевой зоны Западного Кавказа имеют прямое отражение в современном рельефе в виде хребтов и разделяющих их продольных межгорных депрессий, в которых заложены продольные отрезки долин главных рек и их притоков. Западный и Северо-Западный Кавказ разделяются Пшехско-Адлерской системой меридиональных разломов, проходящих в районе горной группы Фишта. На южном склоне Западного и Центрального Кавказа приподнятым блокам соответствуют в рельефе субширотные хребты, а в относительно опущенных участках - в верховьях рек и их притоков находятся продольные котловины. В зависимости от особенностей рельефа и характера морфоструктур Западный Кавказ разделяется на следующие подобласти: Кубанскую на северном склоне, Водораздельный и Передовой хребты и южный склон.

Прикубанские моноклинальные хребты и депрессии. Кубанская подобласть занимает западную часть Северо-Кавказской моноклинали между реками Белой и Кубанью. На юге на высотах 800-1200 м она начинается широкой (до 15-20 км) полосой относительно пониженного рельефа Северо-Юрской депрессии. На севере сильно размытые гряды неогеновой куэсты примыкают к Восточно-Кубанской наклонной равнине. Северо-Юрскую депрессию слагают моноклинально залегающие глинистые сланцы и песчаники нижней и средней юры. Легко поддающиеся размыву сланцы способствуют развитию мягкого, холмистого рельефа. Песчаники и известняки средней юры местами образуют резкие формы рельефа стволовых вершин и обрывистых склонов, но их отметки не превышают уровня поверхности междуречий, которая расчленена поперечными широко разработанными террасированными долинами главных рек (Сафронов, 1979).

Скалистый хребет бронирован карбонатными породами верхней юры, моноклинально падающими на северо-северо-восток под углом от 5-7о до 11-12°. Нижнемеловые песчаники, мергели, мергелистые известняки и глины образуют депрессию между Скалистым хребтом и Пастбищным, который сложен верхнемеловыми тонкослоистыми известняками. Северо-западнее реки Урупа, в связи с сокращением мощности известняков и переходом их в мергелистые фации, Пастбищный хребет постепенно понижается и приобретает более мягкие формы. Широкая полоса предгорий северного склона до границы с Восточно-Кубанской наклонной равниной занята палеогеновыми и неогеновыми отложениями. Над ее поверхностью возвышаются гряды наиболее северной неогеновой куэсты, сложенной среднемиоценовыми (чокракскими) песчаниками, известняками и конгломератами, их северные склоны расчленены глубокими балками.

Куэстовые хребты имеют обрывистые южные склоны, которые осложнены уступами и сопровождаются крупными обвалами и осыпями; в нижних частях склонов развиты оползни. Для северных склонов Скалистого и Пастбищного хребтов характерно широкое развитие карстовых форм рельефа в карбонатных породах (карров, воронок, котловин, ниш, пещер и др.). Поперечные долины главных рек, глубиной до 700-900 м, образующие каньоны в куэстовых хребтах, сужены. На их склонах находятся структурные уступы, фрагменты позднеплиоценовых уровней и плейстоценовых террас. Межкуэстовые литоскульптурные депрессии (узкая нижнемеловая и более широкая палеогеновая) также расчленены широкими долинами главных рек с хорошо выраженными террасами и балками (Сафронов, 1979).

Сочетание новейшего поднятия моноклинали и продольных структурно-литологических зон обусловило развитие коленчатого рисунка речной сети, подчеркнутого поперечным (субмеридиональным) направлением главных рек и продольным (субширотным) направлением их притоков, широко разработанных в депрессиях, где долины сильно расширены и террасированы. Морфология речных долин в депрессиях послужила основанием относить продольные долины к древней широтной речной сети, впоследствии перехваченной меридиональными руслами (Кузнецов, 1950; Великовская, 1958; Великовская, Израилев, 1960). Это мнение противоречит распространению и составу галечников речных террас. В куэстовой области вся серия террас, начиная с современной и кончая позднеплиоценовой, прослеживается по речным долинам как в депрессиях, так и в местах прорыва хребтов. На всем протяжении речных долин террасы не только увязываются гипсометрически, но и имеют сходный по строению и петрографическому составу аллювий. В продольных депрессиях на наиболее высоких междуречьях нет речных галечников. В допозднеплиоценовых континентальных и прибрежно-морских отложениях предгорий встречаются гальки кристаллических пород, что свидетельствует о меридиональном направлении стока с Кавказского хребта.

В долинах главных поперечных рек Кубанской подобласти прослеживаются как низкие, так и высокие террасы. В долине реки Кубани между Карачаевском и Черкесском кроме поймы выделяется семь низких верхнеплейстоценовых террас; в долинах Малого и Большого Зеленчука, Урупа, Большой и Малой Лабы число низких террас сокращается до пяти. Четыре высокие террасы развиты во всех долинах. Среди них выделяются среднеплейстоценовые (35-45 м), нижнеплейстоценовая (90-120 м), апшеронская (170-200 м) и предположительно акчагыльская (280-350 м) террасы (Сафронов, 1979).

Полный комплекс низких и высоких террас развит по периферии наиболее молодых куэст, на границе с Восточно-Кубанской наклонной равниной, в межкуэстовых депрессиях и в Северо-Юрской депрессии. Кроме первой, аккумулятивной террасы, все остальные террасы цокольные. Только в Северо-Юрской депрессии почти по всем рекам аккумулятивной является и вторая терраса. Плейстоценовые террасы - внутридолинные; лишь нижнеплейстоценовая терраса в молодой наложенной Зеленчукской впадине образует наиболее низкие плоские междуречья рек Кубани, Малого и Большого Зеленчука (Милановский, 1968).

Высокие террасы развиты во всех речных долинах. Среди них выделяются среднеплейстоценовая (35-45 м), нижнеплейстоценовая (90-120 м), апшеронская (170-200 м) и предположительно акчагыльская (280-350 м), которые местами сопровождаются дополнительными уровнями (Кожевников, 1962; Дотдуев, 1975). Гребни и бронированные известняками поверхности северных склонов Скалистого и Пастбищного хребтов не приурочены к определенному уровню рельефа, как это считают некоторые авторы (Лебедева, 1956; Дотдуев, 1975), но представляют собой структурные образования, отпрепарированные денудацией в позднеплейстоценовое время (Сафронов,1979). Выравнивание Северо-Юрской депрессии происходило как путем снижения водоразделов в процессе их эрозионного расчленения, так и путем параллельного отступания к северу южного эскарпа Скалистого хребта с образованием педимента у его подножия. В результате этого процесса оказались подрезанными верховья некоторых рек, истоки которых находились в Северо-Юрской депрессии или на Скалистом хребте; следы их сохранились на его гребне в виде висячих эрозионных седловин.

На крутых, местами отвесных южных склонах Скалистого и Пастбищного хребтов проявляются мощные гравитационные процессы. Многочисленные тектонические трещины в верхнеюрских и верхнемеловых известняках, расширенные благодаря прибортовым оседаниям, являются причиной образования крупных обвалов и осыпей. У подножия хребтов наряду со свежими срывами глыб известняков и крупнообломочных осыпей наблюдаются древние, ныне разрушающиеся или закрепленные растительностью обвалы и шлейфы осыпей. Гравитационные процессы проявились наиболее интенсивно во время позднеплиоценовых и плейстоценовых оледенений, когда перигляциальная зона охватывала обширные области Кавказа. В зонах развития нижнеюрских сланцев (Северо-Юрская депрессия у южного подножия Скалистого хребта), альбских глин (южный склон Пастбищного хребта) и глинистых пород палеогена широко распространены оползни, образующие характерный мелкобугристый рельеф на склонах долин и куэст.

Предыдущая