WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

загрузка...
   Добро пожаловать!

Pages:     | 1 | 2 || 4 |

Рельеф Абинско-Хадыженского района низкогорных куэст развит на палеогеновых и неогеновых породах северокавказской моноклинали. В рельефе района преобладают прямые складчатые морфоструктуры куэст и моноклинальных впадин. В восточной части района насчитывается три цепи куэстовых хребтов и массивов, южная из которых выражена наиболее отчетливо и представлена протяженными куэстами Пшаф и Котх. Северный структурный склон куэст бронирован кампанскими и маастрихтскими известняками и песчаниками, а на крутом аструктурном южном склоне последовательно обнажаются породы сантонского – альбского ярусов мела.

Собербашско-Гунайский район среднегорных антиклинальных хребтов и синклинальных мульд протягивается между реками Цица и Абин. Нижнемеловые песчаники, глины, известняки и конгломераты здесь смяты в складки эжективного стиля. На этой основе сформировался рельеф узких гребневидных антиклинальных и моноклинальных хребтов с вершинами Шупсе (987 м), Оплепен (1007 м), Боз-Депе (1081 м), Гейман (1060 м), Сарай-Гора (772 м), Убиньсу (875 м), разделенных крупными синклинальными мульдами эллиптической формы. Мульды имеют общий наклон к северу, к их ядрам часто приурочены долины рек, а крылья являются моноклинальными хребтами. Выделяются три цепи синклинальных мульд субкавказского направления: 1) Режетская, Гунайская, Навислинская, Безепская, Эриванская; 2) Карабетская, Красного Ерика; 3) Собербашская и Ильская, очевидно, некогда составлявшие единые крупные синклинальные впадины в ядре Собербашско-Гунайского синклинория.

В центральной части района наблюдается поперечная деформация и дробление нескольких линейных складчатых морфоструктур. Оси Собербашской и Планческой синклинальных мульд деформированы со сдвигом их восточных частей к югу. Эти данные позволяют предположить наличие здесь правостороннего сдвига, названного нами Афипским по названию реки Афипс, долина которой заложена вдоль простирания этого разлома. Судя по деформации осей морфоструктур, его амплитуду можно оценить в 3 км. Деформация, отчасти с S-образным искривлением осей складок, отмечается в зонах Анапско-Джигинского, Джанхотского, Джубгинского и Туапсинского поперечных нарушений (рис. 1).

Рис. 1 Карта морфоструктурного районирования Северо-Западного Кавказа

Условные обозначения:

Морфоструктурные районы: 1 – Таманский, 2 – Абинско-Хадыженский, 3 – Собербашско-Гунайский, 4 – Лагонакский, 5 – Центральный, 6 – Новороссийский, 7 – Лазаревский, 8 – Пластунский, 9 – Сочинский;

Морфоструктуры 3-го порядка: Складчатые: 10 – антиклинальные хребты, 11 – брахиантиклинальные хребты, 12 – моноклинальные хребты, 13 – куэсты, 14 – синклинальные впадины, 15 – синклинальные хребты, 16 – антиклинальные впадины; Складчато-разрывные: 17 – покровно-надвиговые ступени, 18 – глыбовые хребты; Псевдовулканические: 19 – грязевые вулканы;

Разрывные элементы мофоструктур: 20 – надвиговые уступы: Г – Главный, Тг – Тугупсинский, Бз – Безепский, Бк – Бекишейский, См – Семигорский, Кр – Красноалександровский, К – Краснополянский, М – Монастырский; 21 – сдвиги, выраженные в рельефе: ПА – Пшехско-Адлерский, Т – Туапсинский, Дж – Джубгинский, Аф – Афипский, Дн – Джанхотский, Ш – Шесхарисский, Ан – Анапский; 22 – Швы по фронту шарьяжей: П – Пластунский, В – Воронцовский; 23 – предполагаемые разрывы, выраженные комплексом геоморфологических признаков;

Прочие обозначения: 24 - реки и долины прорыва, 25 – железные дороги, 26 – автодороги.

Лагонакский район высокогорных структурных плато выступает широким сорокакилометровым клином из зоны простирания северокавказской моноклинали в осевую зону горной системы, почти вплотную подходя к Водораздельному хребту (в 2 км южнее г. Фишт). Морфоструктурный анализ показывает, что плато Лагонаки является окончанием Скалистого хребта. Куэста смогла сохраниться в осевой зоне мегантиклинория благодаря прочности титонских рифовых известняков, бронирующих плато. Консервации рельефа плато способствует также почти полное отсутствие поверхностного стока, связанное с мощным развитием карста.

Плато Лагонаки является пограничной морфоструктурой Большого Кавказа, где происходит выклинивание трех крупнейших хребтов – Главного, Бокового и Скалистого, которые, несомненно, относятся к высокогорному Западному Кавказу. Исходя из этого, восточную границу Северо-Западного Кавказа следует проводить по подножью западного структурно-литологического уступа плато, соответствующего Фиштинскому и Цицинскому разломам.

Центральный район среднегорного складчатого рельефа соответствует Гойтхскому антиклинорию, сложенному породами пшишской и индюкской свит средней юры с участием аргиллитов, алевролитов, песчаников, туфов и туфобрекчий. Антиклинорий выражен серией антиклинальных, синклинальных и моноклинальных хребтов субкавказского простирания, один из которых носит функцию черноморо-кубанского водораздела и называется в большинстве источников Главным хребтом. Основные вершины этого хребта соответствуют оси крупной синклинали и представляют собой клинья выжимания, сформированные при участии процесса послойного взбрасывания.

Новороссийский район низкогорного обращенного складчатого рельефа протягивается узкой полосой от Анапы до Туапсе. Район занимает зону южного макросклона и частично осевую зону и сложен верхнемеловыми породами Новороссийско-Лазаревского флишевого синклинория. В рельефе района доминируют обращенные складчато-надвиговые морфоструктуры 3-го порядка, развитые в условиях мощных пликативно-дизъюнктивных дислокаций зоны южного макросклона. Крупнейшими из них являются синклинальные и частично моноклинальные Коцехурский и Маркотхский хребты, разделенные протяженными антиклинальными впадинами – Михайловской, Безепской и др.

Лазаревский район среднегорного обращенного складчатого рельефа. Флишевые породы Новороссийско-Лазаревского синклинория собраны здесь в серию южновергентных изоклинальных складок. На этой основе выработался среднегорный рельеф, с преобладанием синклинальных хребтов, расчлененных реками на отдельные короткие отрезки, и протяженных антиклинальных впадин. Доминирующие хребты района Аутль и Амуко, где в единый массив собраны сразу несколько складок, свидетельствуют о формировании этих морфоструктур в условиях мощнейшего латерального стресса.

Пластунский район надвиговых хребтов и покровных ступеней сформировался в условиях мощного тангенциального стресса на верхнемеловых и палеогеновых породах Туапсинского флишевого прогиба. Район расположен в зоне контакта Кавказского мегантиклинория с жестким упором Закавказского срединного массива, выступающего в роли автохтона. Рельеф поверхности Пластунского, Воронцовского и других более мелких покровов является аструктурным, однако четко выражен тектонический уступ во фронтальной части, соответствующий Монастырскому надвигу. Уступ маркируется вершинами Флагох (580 м), Сапун (574 м), Черная (623 м), Пластунская (813 м), Верблюдка (752 м).

Южнее выделяется структурный рельеф Сочинского района брахиантиклинальных хребтов, развитый на палеогеновых глинах, песках и песчаниках Закавказского массива. В рельефе района доминируют низкогорные брахиантиклинальные хребты 3-го порядка – Ахун и Галицинский. В осевых частях этих складчатых морфоструктур обнажаются верхнемеловые известняки.

Крайний юго-восток района в междуречье Мзымты и Псоу занят почти равнинной приморской Адлерской депрессией, сложенной неоген-четвертичными терригенными осадками, своим восточным краем уходящей за пределы Российской Федерации.

Глава 6. Опасные геоморфологические процессы Северо-Западного Кавказа

Проведенный нами анализ позволил установить различные формы влияния морфоструктур на развитие опасных экзогенных процессов. Многие процессы определяются структурно-литологическими условиями и геодинамической активностью морфоструктур, однако часть из них проявляется аструктурно.

Основными причинами активизации оползневых процессов являются: на морских склонах – абразия, на речных – эрозия, и, реже, подземные воды. В верхних частях склонов основным фактором выступают атмосферные осадки, воздействующие преимущественно на рыхлые поверхностные отложения. Крупные блоковые оползни и оползни-массивы часто возникают в приразломных зонах и являются сейсмодислокациями. Степень оползневой опасности Северо-Западного Кавказа варьирует от К = 1 до К = 3.

Развитие обвально-осыпных процессов на Северо-Западном Кавказе связано с высотной поясностью. Однако в пределах отдельных высотных поясов выделяется достаточно четкая зависимость развития этих процессов от морфоструктурных условий территории. В целом опасность обвально-осыпных процессов на основной территории региона слабая. Однако высокой степени она достигает на участке Черноморского побережья от Анапы до Туапсе в местах развития абразионных уступов. Учитывая узость пляжей и их повсеместное активное использование отдыхающими, а также то, что клиф почти нигде не укреплен противокамнепадной сеткой, коэффициент опасности здесь может достигать высоких значений (К=2 – 3). Наиболее интенсивно обвально-осыпные процессы протекают при срезании морем моноклинальных структур (п-ов Абрау, р-ны Дивноморска, Лермонтовского).

Проявления лавин в среднегорьях Северо-Западного Кавказа связаны с большим количеством осадков и снижением снеговой линии. Лавины проявляются в районе водораздельного хребта между вершинами Хуко и Ачишхо, а также в районе Фишт-Оштенской горной группы. Лавинная деятельность не имеет непосредственной морфоструктурной обусловленности и зависит, прежде всего, от высотной поясности и количества выпадающего снега. Степень лавинной опасности определяется нами как слабая (К = 1) вследствие крайне незначительного использования зоны высокогорий человеком.

Можно отметить достаточно четкую связь эрозионных и аккумулятивных процессов с морфоструктурными условиями территории. Развитие эрозионных процессов Тамани четко приурочено к брахиантиклинальным грядам, проявляющим положительную геодинамическую активность. Здесь проявляются плоскостной тип эрозии и эрозия временных водотоков. Преобладание плоскостного сноса в пределах пологонаклонных пластовых равнин Тамани связано, преимущественно, с их распашкой и носит, скорее, аструктурный характер. Аккумулятивные процессы Тамани четко приурочены к синклинальным впадинам, обнаруживающим тенденцию к прогибанию в условиях общего поднятия территории.

Развитие овражной эрозии в Новороссийском районе носит аструктурный характер, однако здесь встречаются приразломные долины прорыва, с доминантой глубинной русловой эрозии. Преобладание глубинной эрозии и характерных крутосклонных долин в Лазаревском, Пластунском и Сочинском морфоструктурных районах связано с современными поднятиями территории. Каньонообразные ущелья рек Агура, Псахо, Хоста, Мзымта и др. являются яркими свидетельствами роста складчатых хребтов. Доминанта боковой эрозии в осевой зоне и зоне северного макросклона является свидетельством снижения тектонической активности морфоструктур этих районов.

Причиной крайне слабого развития эрозионных форм на основной территории плато Лагонаки является его структурно-литологическая основа, вызывающая мощнейшее развитие карста и осуществление стока по подземным каналам.

Развитие плоскостного сноса носит аструктурный характер. На пологонаклонных пластовых равнинах Тамани его преобладание вызвано распашкой. В среднегорных районах плоскостному сносу уступают место как эрозионно-оползневые процессы, более свойственные низкогорьям, так и нивальные и гравитационные процессы, преобладающие в высокогорьях.

Флювиальная аккумуляция в целом не несет опасности для хозяйства и жизни человека. Единственным опасным видом аккумуляции является селевая. Коэффициент селевой опасности для Новороссийского и Лазаревского морфоструктурных районов – К=2. Это вызвано ливневым характером осадков, а также достаточным количеством рыхлого материала в местах горных выработок и тектонически ослабленных зонах.

В развитии абразионных процессов проявляется достаточно четкая зависимость от морфоструктуры территории. Своё воздействие на характер процессов оказывают как структурно-литологический комплекс каждой отдельно взятой морфоструктуры, так и её геодинамические проявления. На побережье участки, соответствующие синклинальным впадинам, четко маркируются по развитию береговой аккумуляции, а клиф различной высоты развит благодаря абразионному срезу выходящих на побережье под острыми углами антиклинальных или моноклинальных морфоструктур.

Степень опасности абразии оценивается как слабая (К = 1). Это связано со слабым использованием большей части абразионных уступов в строительстве и прочей хозяйственной деятельности. К юго-востоку от Туапсе, где абразионные процессы способны оказать негативное воздействие на социальную и транспортную инфраструктуру (железную дорогу), берег укреплен противоабразионными сооружениями. Нами не отмечено примеров негативного воздействия береговой аккумуляции на хозяйственную деятельность человека. Скорее наоборот, развитие этого процесса, способствующего формированию пляжей, повышает рекреационный потенциал региона.

Карстово-суффозионные процессы обнаруживают четкую приуроченность к зоне куэст северного макросклона. Они зависят как от условий структурно-литологического комплекса, так и от тектонической трещиноватости породы. Степень опасности карста оценивается от К = 0 до К = 1, что объясняется его локальными проявлениями на основной территории региона и минимальным хозяйственным использованием карстующихся территорий (плато Лагонаки).

Заключение

Pages:     | 1 | 2 || 4 |






© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»