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

3.2.3. Геоморфология морского дна

Моря занимают специфические впадины, что характерно для рельефа дна обоих морей, окружающих территорию края.

Азовское море. Основная особенность рельефа дна Азовского моря - слабая расчлененность, небольшие глубины и монотонное их распределение с постепенным увеличением к центральной части моря. Максимальные глубины (14-14,5 м) несколько смещены к юго-западу. Глубины более 10 м занимают около 45 % общей площади дна. Геофизические и геологические исследования выявили неднородность тектонической структуры дна моря (Маловицкий, 1965; Успенская, 1965, Судариков, 1965; Собакарь, 1966). Северная его часть расположена на Южной окраине Русской платформы, средняя - в пределах эпигерцинской Скифской платформы, южная - в области передовых прогибов геосинклинальной зоны. Контакт допалеозойской и эпигерцинской платформ проходит южнее оконечностей северных кос и выражен продольным нарушением.

В области эпигерцинской платформы с севера на юг выделены Северо-Азовская (Ейско-Утлюкская) зона прогибов, Азовский вал с относительно высоким залеганием поверхности фундамента (1100-1200 м) и сокращенной мощностью мелового комплекса и южный склон эпигерцинской платформы в виде моноклинали с погружением фундамента и осадочного чехла к югу до 6-7 км. Граница Северо-Азовской зоны прогибов и Азовского вала фиксируется дизъюнктивными нарушениями в фундаменте и меловом комплексе. Переход к Индоло-Кубанскому прогибу, ось которого проходит в 12-13 км от линии берега Керченского и Таманского полуостровов, происходит по резкой флексуре, выраженной в фундаменте нарушениями, связанными с движениями альпийского цикла.

Кроме субширотных нарушений большое значение в структуре имеют глубинные разломы субмеридионального направления (Мелитопольский, Бело-сарайская зона разломов, коса Обиточная - мыс Казантип). Движения по линиям нарушений создали дифференциацию единой субширотной зоны на относительно поднятые и опущенные блоки. Движения альпийского этапа вместе с кристаллическими породами затрагивают миоценовые, плиоценовые и более поздние отложения (Кравченко, 1965). Намечаются разломы, формирующие более мелкие блоки, смещение которых в новейший этап развития, возможно, имело значение для образования областей аккумуляции в береговой зоне (Довгань, 1967). Основные тектонические структуры акватории дна Азовского моря, как правило, не отражаются в третичном комплексе, который имеет спокойное моноклинальное залегание, осложненное цепочками локальных поднятий - главным образом в пределах Азовского вала.

Несоответствие вытянутых в широтном направлении тектонических структур и типов рельефа дна, имеющих тенденцию к концентрическому распределению, показывает, что определяющим в их развитии был неотектонический, в особенности голоценовый этап, определивший формирование впадины моря, наложенной на более древний структурный план. В работе Д.Г. Панова и Ю.П. Хрусталева (1966) даны ориентировочные скорости вертикальных движений за последние 5000 лет, выявленные по глубине залегания континентальных новоэвксинских отложений на дне моря. Тектонический фактор в формировании впадины моря и рельефа дна был одним из ведущих наряду с эвстатическими изменениями уровня Азово-Черноморского бассейна (Невесский, 1961). Современный рельеф дна - результат взаимодействия геологических, гидрологических, динамических и биологических условий, проявляющихся на фоне современных движений. Типы рельефа морского дна выделяются по характерным глубинам, мощностям отложений со времени последней, новоазовской (Хрусталев, 1966) трансгрессии, в определенной мере отражающих направление и скорости тектонических движений, а также по наличию форм рельефа и преобладающим современным процессам.

Прибрежные абразионно-аккумулятивные равнины имеют глубину 0-6 м, среднюю мощность новоазовских отложений 0-1 м. Уклоны абразионной части профиля 0,003-0,01о. Осадки представлены песками, крупноалевритовыми илами, ракушей. Их возраст около 2000 лет. Широко развиты абразионные террасы (бенчи), выработанные в коренных лёссовидных суглинках и глинах, и аккумулятивные формы (подводные продолжения кос, валы, грязевые вулканы в Темрюкском заливе). Надводные и подводные аккумулятивные формы сложены песчано-ракушечным материалом. В наносах кос преобладает кварцевый песок, на формах открытого моря - биогенный материал: ракуша (Мамыкина, 1961, 1974). Особенностью прибрежных равнин является большая расчлененность по сравнению с другими районами и чередование участков размыва дна и районов аккумуляции. Площади размыва составляют 20% общей площади поверхности дна и относятся к областям положительных и отрицательных движений (Мамыкина, Хрусталев, 1966). Это указывает на обусловленность гидродинамическими причинами и дефицитом материала в береговой зоне. Абразии подвержены не только коренные породы берегов и дна, но также подводные и надводные аккумулятивные формы (Сафронов, 1979).

Узкие участки аккумуляции в виде современных кос в области размыва береговой зоны, возможно, связаны с линиями разломов. Залегание кровли древнеэвксинских отложений выше уровня моря к западу от кос и ниже уровня моря к востоку от них позволяет предполагать, что первопричиной аккумуляции явились неравномерные движения по обе стороны от линий разломов. Дальнейшее развитие кос определено воздействием волн, вдольбереговых и придонных компенсационных течений (Сафронов, 1979). Большая интенсивность углубления дна (Ахтарское побережье) тяготеет к областям погружения и, вероятно, также связана с тектоническими структурами дна. Основным современным процессом в области прибрежных равнин является абразия, интенсивность которой обусловлена ветроволновыми условиями моря и распространением рыхлых отложений, слагающих берега и дно. Аккумуляция биогенного и терригенного материала в береговой зоне имеет второстепенное значение.

Аккумулятивно-абразионные равнины имеют глубины 6-10 м в открытом море, до 5-8 м в Таганрогском заливе; средняя мощность новоазовских отложений 1-3 м; уклоны дна 0,0001-0,0003о. Гидродинамические условия соответствуют области транзита материала в связи с сильным воздействием на дно вдольбереговых ветровых течений. Характерно постепенное увеличение глубин, нарушаемое поднятиями дна в виде ракушечных банок (Железинская, Морская, Арабатская и др.). Основные грунты дна - алевритовые илы с различной примесью ракуши и песка; преобладающий процесс - слабая аккумуляция, на глубинах 6-7 м - локальные размывы дна.

Аккумулятивные равнины центральной части моря с глубинами 10-14 м занимают около 45% общей площади дна, соответствуют области наибольших мощностей новоазовских отложений (более 5м) и максимальной скорости погружения (до 3 мм/год); уклоны дна - менее 0,0001о. В гидродинамическом отношении этот район наименее активен. Предельно выположенная аккумулятивная равнина центральной части моря сложена ритмичной толщей алеврито-глинистых илов и ракуши. Основной современный процесс - интенсивная аккумуляция. Источниками осадконакопления служат продукты разрушения берегов и дна, сток взвешенных и растворенных веществ рек Дона и Кубани, материал органогенного и эолового происхождения. На подводных равнинах Азовского моря по геологическим данным ориентировочно намечаются контуры реликтовых форм рельефа - древних долин Дона, Еи, Кальмиуса, Молочной и др. (Хрусталев, 1966). Долины были заложены во время новоэвксинской регрессии, когда дно моря представляло сушу, прорезанную палеодолинами рек Дона, Кубани, Молочной, Салгира и др. Распространение в Азовском море вод последней черноморской трансгрессии создало условия для выполнения древних долин более молодыми осадками.

Черное море представляет собой обширный внутриконтинентальный водоем, обладающий лишь ограниченной связью через узкий и мелководный Босфорский пролив с Мраморным и через него - со Средиземным морем. Средняя глубина Черного моря 1301 м, максимальная - 2212 м. Приблизительно четвертая часть площади приходится на материковую отмель, очень широкую в северо-западной части моря и весьма узкую в его северо-восточной и южной частях. Внешний край отмели имеет среднюю глубину немного более 100 м. Верхний уступ материкового склона очень крут: зона с глубинами 200-1000 м занимает лишь 8,5% всей площади моря; 36,1% площади приходится на центральную глубоководную часть Черного моря (глубже 2000 м) (Кузьминская, 1977; Сафронов, 1979).

По характеру распределения глубин дна Черное море четко разделяется на две основные части: мелководную северо-западную, расположенную между Крымом и румынским побережьем, которая целиком представляет собой материковую отмель с глубинами от 0 до 100 м, и остальную, большую - глубоководную Черноморскую котловину с плоским ложем, довольно крутыми и на многих участках сложно расчлененными материковыми склонами и узкими каемками отмели. Эти главные морфологические элементы дна Черного моря соответствуют двум основным тектоническим структурам: северо-западная мелководная часть моря лежит в пределах древней добайкальской Восточно-Европейской (Русской) платформы и примыкающей к ней с юга молодой эпигерцинской Скифской платформы, а глубоководной котловине соответствует Черноморская впадина - структурный элемент Альпийского эпигеосинклинального орогенного пояса.

До недавнего времени строение дна Черного моря было почти неизвестно. Однако за последние 15 лет в результате проведения детальных батиметрических, сейсмических (ГСЗ, MOB, сейсмопрофилирование), магнито- и гравиметрических исследований, геологического изучения донных осадков и начавшегося бурения на акватории положение резко изменилось и сложились определенные представления о тектонической зональности и глубинной структуре земной коры в области Черного моря. Вместе с тем ряд вопросов строения, происхождения и возраста Черноморской впадины остаются еще неясными и дискуссионными.

В тектонической структуре впадины четко выделяются периферические зоны и центральная часть. Их граница местами приблизительно совпадает с границей плоского глубоководного ложа Черноморской котловины (изобатой -2 км), местами же (например, к югу от Северо-Западного Кавказа) проходит внутри нее. Периферические зоны представляют собой фрагменты разновозрастных складчатых сооружений, вовлеченных в опускание Черноморской впадины и перекрытых чехлом морских отложений различной мощности (от 0 до 8-10 км). В периферических частях впадины выделяется прерывистая узкая кайма внешних зон, представляющих собой опущенные участки альпийских (мезозойских и раннекайнозойских) складчатых структур, и более широкая непрерывная полоса внутренних зон, образованных глубоко опущенными палеозойскими (герцинскими) и главным образом позднепротерозойскими (байкальскими, дальсландскими) складчатыми структурами. Внешние зоны, выраженные в рельефе шельфом и наиболее крутыми и резко расчлененными верхними частями материкового склона, расположены к югу от Горного Крыма, к югу от Северо-Западного Кавказа, к северу от Понта и к востоку от Странджи и Старой Планины в Болгарии. К югу от Крыма предполагается раннемезозойское (киммерийское) складчатое основание, покрытое мощной толщей верхнемезозойских и кайнозойских отложений, а на периферии Северо-Западного Кавказа - складчатые зоны, сложенные мелом-эоценом и несогласно перекрытые сравнительно маломощными (1-3 км) неоген-четвертичными осадками, довольно сильно нарушенными глыбовыми подвижками (Терехов, Хахалев, Маловицкий, 1970, 1971). Аналогичное строение имеет, по-видимому, южная краевая зона дна, примыкающая к Понту (Сафронов, 1979).

Внутренние зоны на тех участках, где они граничат с внешними, занимают нижние, более пологие части материкового склона, его подножие и кое-где краевые участки центральной глубоководной равнины, а местами, в северо-западной и восточной частях Черноморской впадины, распространяются на весь материковый склон, непосредственно примыкая к затопленной юго-западной части Скифской плиты и к опущенной западной части Грузинского срединного массива – Рионской впадине. Породы внутренних зон имеют, очевидно, мезокайнозойский возраст, а их нижняя часть, на отдельных участках с байкальским фундаментом, может относиться к палеозою. Палеозойское или протерозойское складчатое основание во внутренних зонах несогласно перекрыто осадочным чехлом, мощность которого колеблется от 4-5 до 10-12 км. Чехол образует пологие брахиморфные структуры, выявленные сейсмическими исследованиями (например, поднятие Андрусова к югу от Крыма и Восточно-Черноморское к юго-западу от Абхазского побережья), но, как правило, слабо выраженные в рельефе дна. Исключение составляет район к северу от центрального участка Понта, между Инеболу и Орду, где имеется ряд подводных хребтов и ложбин со сглаженным рельефом (хр. Архангельского и др.), отражающим пологие сводово-глыбовые деформации осадочной толщи (Сафронов, 1979).

В периферических зонах Черноморской впадины (особенно внутренних) мощность земной коры сокращается по сравнению с окружающей сушей главным образом за счет редукции "гранитно-метаморфического слоя"; у границы с центральной глубоководной частью впадины он полностью выклинивается. Как показали сейсмические исследования Я.П. Маловицкого, Ю.П. Непрочнова (1966), А.Ф. Непрочновой (1972) и др., центральная часть Черноморской впадины характеризуется субокеаническим строением земной коры, имеющей общую мощность 18-25 км и состоящей из "базальтового" (5-14 км) и осадочного (8-15 км) слоев. При этом в западной части впадины большей мощности достигает осадочный слой, а в восточной - "базальтовый". В верхней части осадочного слоя мощностью 3-4 км методом отраженных волн на значительной части площади впадины установлена четкая горизонтальная слоистость, строго параллельная поверхности дна моря. Горизонтальное положение границы осадочного и "базальтового" слоев позволяет предполагать, что и большая его часть залегает ненарушенно. Однако в последнее время на некоторых участках впадины в верхней части чехла выявлены складчатые деформации.

Существует предположение, что исчезновение гранитного слоя в центральной части Черноморской впадины было связано или с процессом "базификации" (Белоусов, I960), или оттоком вещества этого слоя под зоны смежных альпийских сооружений (Муратов, 1955). В последнее время допускают присутствие маломощного гранитно-метаморфического "слоя" на среднем участке внутренней глубоководной зоны Черноморской впадины (Москаленко, Маловицкий, 1974). Стратиграфический диапазон отложений, выполняющих центральную часть Черноморской впадины, достоверно не известен и трактуется резко различно. Одни исследователи (Маловицкий, Чекунов и др.) предполагают, что основная часть этих отложений и главный этап формирования Черноморской впадины относятся к позднему кайнозою (олигоцен - антропоген), другие считают время погружения впадины более длительным (М.В. Муратов) и даже допускают ее существование уже в палеозое (Милановский, 1965, 1967,1968; Сорский, 1966; Гончаров, Непрочнова, Непрочнов, 1966).

О малой тектонической активности центральной части Черноморской впадины в настоящее время и в позднем кайнозое, а следовательно, о ее относительной древности свидетельствуют такие факты, как асейсмичность (в отличие от сейсмичных периферических зон), низкий тепловой поток, отсутствие региональных изостатических аномалий, отсутствие явлений центробежной вергентности в обрамляющих впадину альпийских сооружениях, а также ненарушенное залегание неоген-четвертичных осадков на большей части впадины и идеально ровный рельеф ее дна. Все эти признаки резко отличают Черноморскую впадину от молодых глубоководных впадин Средиземного моря.

Мощности осадков, накопившихся в центральной части Черного моря в течение голоцена (т.е. за 10 тыс. лет), составляют в среднем около 1,0-1,5 м. Если бы скорость седиментации в прошлом была неизменной, то накопление толщи осадков в 15 км должно было бы продолжаться около 100-150 млн. лет, а с учетом уплотнения осадков - и более длительное время. Однако в действительности скорость осадконакопления в Черном море в плиоцен-четвертичное время была значительно выше, чем в предшествующие эпохи, в связи с ростом альпийских горных сооружений в плиоцене и плейстоцене. Главный источник терригенного материала, питающего Черноморскую впадину, - р. Дунай - возник не раньше конца плиоцена. Эти соображения приводят к предположению о значительной древности Черноморской впадины, существующей по крайней мере с мезозоя, а возможно, и с палеозоя, и о ее длительном погружении, темп которого в целом резко усилился с конца миоцена.

Центральная часть впадины возникла, по-видимому, в области байкальского (или даже добайкальского?) консолидированного Мизийско-Закавказского массива, скорее всего, в результате процесса растяжения (или переработки?) континентальной коры (Сафронов, 1979). Периферические зоны стали вовлекаться в погружение позднее, позже всего погрузились самые внешние краевые участки впадины, представляющие собой опущенные и раздробленные фрагменты соседних альпийских складчатых сооружений. Особенности строения материкового склона послужили основой для геоморфологического районирования Черного моря (Гончаров, 1965). В пределах края выделяются следующие районы: III - Керченско-Таманский; IV- западная часть Кавказского побережья; V- восточная часть Кавказского побережья.

К югу от Керченского и Таманского полуостровов рельеф дна значительно упрощается. Широкая отмель (до 50 км) плавно переходит в спокойный сглаженный склон. На нем прослеживаются лишь две долины (от края отмели до глубин 1500-1700 м) и несколько террасовидных поверхностей на разных глубинах (от 80 до 135 м), разделенных невысокими уступами, которые, по-видимому, связаны с древними береговыми линиями. Продолжения складчатых структур Горного Крыма и Северо-Западного Кавказа в рельефе дна не находят отражения. В районе Кавказского побережья, от Анапы примерно до Гагры, рельеф дна тесно связан с тектоническим строением мегантиклинория Большого Кавказа. Ширина отмели уменьшается до нескольких километров, а иногда до нескольких сотен и даже десятков метров. Глубина ее внешнего края достигает 100-110 м, уменьшаясь в некоторых местах до 65-75 м. От Анапы и почти до Туапсе верхняя часть склона (до глубин 1200-1400 м) имеет большую крутизну - до 15-17°, а в некоторых местах - более 30°.

В большинстве районов моря шельф очень узкий, а материнский склон крутой. На Кавказском побережье величина перепада глубин в среднем составляет 1500-1800 м на 10 км. Практически  на удалении 15 км от береговой линии глубины моря повсеместно  превышают 1900 м  (Русаков и др., 2002). Вдоль полуострова Абрау склон довольно резко переходит в плоское дно желоба, простирающегося на северо-запад между параллелями Геленджика и Анапы. Крутые боковые склоны желоба, резкий переход ко дну, плоская поверхность которого осложнена узкой щелью, дают основание предполагать, что его происхождение связано с разломом. Однако данные сейсмоакустических исследований (Терехов и др., 1970, 1971) показывают, что этот желоб скорее затопленная эрозионная ложбина (возможно, палео-Кубани) (Сафронов, 1979).

Параллельно берегу, но дальше от него, чем желоб, располагается относительно невысокий подводный хребет, выраженный морфологически очень четко. Склоны его пологи и почти не расчленены, а вершинная поверхность выровнена. Северо-западное продолжение хребта постепенно переходит в материковую отмель Керченско-Таманского района, где оно не прослеживается. В рельефе дна склона (до глубин 1600-1700 м) продолжается система поперечных разломов Северо-Западного Кавказа. Так, Молдаванский и Кабардинский разломы ограничивают Неберджаевский прогиб, которому соответствует в рельефе дна прогиб напротив Цемесской бухты, представляющий собой, по-видимому, молодой грабен. Продолжение Геленджикского и Туапсинского разломов можно видеть в подводных долинах. Небольшие хребты и поднятия, расположенные параллельно или под небольшим углом к линии берега, прослеживаются на участках Ольгинка-Лазаревское и Сочи–Гагра. Относительная высота их 300-500 м, а основания погружены на глубину 1400-1800 м. Хребты у Лазаревского лежат на продолжении осевой зоны Новороссийского синклинория, уходящего в море в районе устья реки Шахе. В области перехода к ложу центральной котловины на глубинах 1900-2100 м расположены гряды невысоких хребтов (относительной высотой 100-200 м), почти параллельных линии берега.

Изучение строения верхней части осадочной толщи восточной части Черноморской впадины методом сейсмопрофилирования (Терехов и др., 1970, 1971) показало двухъярусную структуру зоны материкового склона в этом районе. Нижний ярус образует, очевидно, складчато-дислоцированный комплекс меловых и нижнепалеогеновых флишевых отложений опущенной части Новороссийского синклинория, косо срезанного береговой линией. На шельфе и в верхней, самой крутой, части материкового склона этот ярус почти (или вовсе) не прикрыт более молодыми осадками, а ниже (в зоне шириной около 20 км) разбит продольными сбросами на несколько узких горстов и грабенов и погребен под несогласно залегающими молодыми, неоген-четвертичными осадками. Мощность осадков над горстами и грабенами резко различается (от 0,5 до 1,5 км); разделяющие их сбросы кверху постепенно затухают, и блоковые дислокации переходят в пологие (до 2-5°) коробления, выраженные в рельефе дна хребтами, описанными в районах Ольгинка-Лазаревское и Сочи-Гагра. Далее от берега прослеживается глубокий прогиб, полностью заполненный осадками, а за ним - зона отдельных невысоких пологих антиклинальных гряд, осложненных сбросами и затухающих или почти затухающих в верхах осадочной толщи. Эта зона имеет глубины до 1,8-2,1 км и ширину 20-30 км. Под этим слабодеформированным чехлом кайнозойских отложений на глубине нескольких километров можно предполагать киммерийское или домезозойское складчатое основание. На расстоянии 60-70 км от берега начинается плоское дно центральной глубоководной котловины (2,0-2,1 км), на котором доступная изучению верхняя часть осадочной толщи (мощностью до 2,5 км) залегает уже совершенно горизонтально.

Наиболее важной отличительной чертой дна глубоководной котловины является ее исключительная выравненность. Это огромная предельная равнина морской аккумуляции, аналога которой трудно найти среди равнин суши. Через центральную котловину было сделано большое количество профилей, но ни на одном из них не были обнаружены хотя бы незначительные неровности (Гончаров, 1962). Максимальные глубины Черного моря расположены в центральных его частях между Крымским полуостровом и Анатолийским побережьем и приближены к южным берегам моря. По-видимому, ось погружения впадины проходит не по средней линии акватории, а значительно смещена к югу. На геоморфологической карте дна Черного моря (Гончаров и др., 1966) представлены важнейшие морфоструктурные элементы и типы генетически однородных поверхностей - волновые, аккумулятивные и эрозионные.

Край шельфа является границей между погруженной окраиной материка и "переходной зоной", к которой относится и материковый склон. Эта граница отделяет области с корой типично континентального типа от областей, где отмечается утоньшение и выклинивание "гранитного" слоя или где этот слой совершенно отсутствует. Нередко эта граница практически совпадает с краем прибрежной отмели, происхождение которой в отличие от материковой отмели (погруженной окраины материка) связывается с абразионно-аккумулятивным выравниванием в процессе миграции зоны волнового воздействия. Повсеместное положение внешнего края прибрежной отмели на глубине немного ниже 100 м, независимо от особенностей тектонических движений отдельных районов побережий Черного моря, очевидно, указывает на ее молодость, поскольку ранне- и даже среднеплейстоценовые морские террасы существенно дислоцированы. По всей вероятности, формирование прибрежной отмели было связано с абразионно-аккумулятивными процессами, происходившими в период позднеплейстоценового оледенения, во время которого уровень Черного моря понижался на 80-100 м по сравнению с современным (Сафронов, 1979).

Предыдущая