Инженерная геология СССР - Буачидзе И.М., Джанджгава К.И., Чуринова М.В.

РАЗДЕЛ ПЕРВЫЙ. Основные закономерности инженерно-геологических условий Кавказа и история их формирования, 9
РАЗДЕЛ ВТОРОЙ. Инженерно-геологическое описание Кавказа, 54
РАЗДЕЛ ТРЕТИЙ. Опыт строительства и изменение природных условий под влиянием деятельности человека, 165
РАЗДЕЛ ПЕРВЫЙ. Основные закономерности инженерно-геологических условий Горного Крыма и история их формирования, 217
РАЗДЕЛ ВТОРОЙ. Инженерно-геологическое описание Горного Крыма, 255
РАЗДЕЛ ТРЕТИЙ. Опыт строительства и изменение природных условий под влиянием деятельности человека, 286
РАЗДЕЛ ПЕРВЫЙ. Основные закономерности инженерно-геологических условий Восточных Карпат и история их формирования, 303
РАЗДЕЛ ВТОРОЙ. Инженерно-геологическое описание Восточных Карпат, 336
РАЗДЕЛ ТРЕТИЙ. Опыт строительства и изменение природных условий под влиянием деятельности человека, 357
Автор: Буачидзе И.М. Джанджгава К.И. Чуринова М.В.
Теги: строительство инженерных сооружений геология гидрогеология горное дело издательство мгу минеральные ресурсы
Год: 1978
Похожие
Инженерная геология СССР Т.1. Русская платформа
Ландшафтно-климатические условия юры, мела и палеогена Юга СССР
Кавказ. Очерк природы
Геоморфология европейской части СССР
Текст
                    
МИНИСТЕРСТВО ГЕОЛОГИИ СССР
НАУЧНЫЙ СОВЕТ ПО ИНЖЕНЕРНОЙ ГЕОЛОГИИ И ГРУНТОВЕДЕНИЮ
ОТДЕЛЕНИЯ ГЕОЛОГИИ, ГЕОФИЗИКИ И ГЕОХИМИИ АКАДЕМИИ НАУК СССР
МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ имени М. В. ЛОМОНОСОВА
ИНЖЕНЕРНАЯ в®оаши
ГЕОЛОГИЯ
ОООР
РЕДАКЦИОННАЯ КОЛЛЕГИЯ:
ГЛАВНЫЙ РЕДАКТОР Е. М. СЕРГЕЕВ, Г. А. ГОЛОДКОВСКАЯ
(ЗАМ. ГЛАВНОГО РЕДАКТОРА), | И. В. ПОПОВ | (З^АМ. ГЛЙВ'
НОГО РЕДАКТОРА), Е. Г. ЧАПОВСКИИ (ЗАМ. ГЛАВНОГО РЕ-
ДАКТОРА), М. В. ЧУРИНОВ (ЗАМ. ГЛАВНОГО РЕДАКТОРА),
К- И. АНТОНЕНКО, А. Е. БАБИНЕЦ, Г. К. БОНДАРИК,
И. М. БУАЧИДЗЕ, И. В ГАРМОНОВ, С А. ГУРЬЕВ, С. Л. ДИ-
КОВСКАЯ, В. И. ДМИТРОВСКИИ. С В. ДРОЗДОВ, д. Г. зи-
ЛИНГ, Г. С. ЗОЛОТАРЕВ, Н. В. КОЛОМЕНСКИЙ |, И. С КО-
МАРОВ, В. А. КУДРЯВЦЕВ, В. Д ЛОМТАДЗЕ, Р П. ТЕУШ,
X. Т. ТУЛЯГАНОВ. Н. Н. ХОДЖИБАЕВ
Издательство Московского
университета
1978
СЕКТОР ГИДРОГЕОЛОГИИ И ИНЖЕНЕРНОЙ ГЕОЛОГИИ АН ГССР
ВСЕСОЮЗНЫЙ НАУЧНО-ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ ИНСТИТУТ ГИДРОГЕОЛОГИИ
И ИНЖЕНЕРНОЙ ГЕОЛОГИИ (ВСЕГИНГЕО)
ИНЖЕНЕРНАЯ
ГЕОЛОГИЯ
ССОР
том
восьмой
КРЫМ
КАРПАТЫ
ПОД РЕДАКЦИЕЙ И. М. Б У А Ч И Д 3 Е,
К. И. ДЖАНДЖГАВА,
М. В. ЧУРИКОВА
Издательство Московского
университета
1978
УДК 624
Печатается по постановлению
Редакционно-издательского совета
Московского университета
Инженерная геология СССР. В 8-ми томах. Т. 8.
Кавказ, Крым, Карпаты. М., Изд-во Моск, ун-та,
1978 г.
с. 366... пл.
Восьмой том монографии «Инженерная геология СССР»
посвящен инженерно-геологическому описанию Кавказа, Кры-
ма, Карпат. Рассмотрены региональные закономерности фор-
мирования инженерно-геологических условий по наиболее
крупным этапам геологической истории, дастся систематиче-
ское инженерно-геологическое описание регионов. В заключи-
тельной главе приводится опыт строительства и изменение
природных условий под влиянием деятельности человека.
„20806-030
И	~ подписи.
077(02)—78
© Издательство Московского университета, 1978 г.
Часть первая
КАВКАЗ
Под ред. И, М. Буачидзе,
К. И. Джацджгава
ВВЕДЕНИЕ
Территория Кавказа ограничена с севера Русской платформой, с юга —
Иранской платформой, с запада — Черноморской глубоководной впади-
ной, с востока — Каспийской впадиной и занимает площадь порядка
0,5 млн. км2.
Исключительное многообразие и контрастность геолого-геоморфоло-
гической обстановки обусловили развитие на территории Кавказа широ-
кой гаммы климатических ландшафтов: от зоны вечных снегов Главного
Кавказского хребта до субтропиков Черноморского и Каспийского побе-
режий.
Природные богатства Кавказа, поставленные научно-техническим
прогрессом в условиях социалистической системы на службу народу,
позволили создать мощную минерально-сырьевую базу для промышлен-
ности и сельского хозяйства. Наряду с богатыми гидроэнергетическими
ресурсами на Кавказе имеются месторождения нефти, газа, каменного
угля, железа, марганца, меди, свинца, цинка, редких металлов, а также
нерудных полезных ископаемых: барита, бентонитовых глин, диатомита,
талька, стройматериалов, мрамора и др.; здесь насчитывается более 300
минеральных источников.
На Кавказе получили широкое развитие нефтехимическая н химиче-
ская промышленность, металлургия и машиностроение, пищевая и лег-
кая промышленность, зерновое земледелие, разведение винограда и суб-
тропических культур. Бальнеологические курорты Северного Кавказа и
Закавказья и климатические курорты Черноморского побережья получи-
ли всемирное призпание.
В связи с большим размахом социалистического строительства и
интенсивным народнохозяйственным освоением территории Кавказа уже
в первые годы Советской власти приходилось учитывать сложные инже-
нерно-геологические условия региона. Строительство городов, промыш-
ленно-гражданских сооружений, гидроэлектростанций, горнорудных ком-
плексов, обширной сети дорожных коммуникаций осложнялось такими
неблагоприятными процессами, как оползни, обвалы, карст, просадки и
морская абразия. В послевоенный период в проектных институтах Тби-
лиси, Баку, Еревана, Ставрополя, Сочи и других городов начали органи-
зовываться инженерно-геологические отделы, которые решали сложные
задачи при проектировании, строительстве и эксплуатации сооружений.
Осуществление таких объектов, как МингечаурГЭС, ХрамГЭС, же-
лезнодорожная линия Сухуми—Туапсе в Причерноморской полосе, Неф-
тяные Камни иа Каспии, оросительные каналы Предкавказья, строитель-
ство городов металлургов Рустави, Сумгаит и других, происходило на
7
основе разработанных к тому времени первых методических руководств
по инженерно-геологическим изысканиям в строительстве.
В последние десятилетия в связи с большим масштабом народнохо-
зяйственного освоения горных, предгорных и равнинных зон Кавказа
проведены региональные инженерно-геологические исследования, кото-
рые способствовали выработке научно обоснованных рекомендаций по
локализации неблагоприятных геологических процессов и планомерному
освоению ценных территорий.
Директивами XXV съезда КПСС, а также принятыми в последние
годы специальными постановлениями ЦК КПСС и Совета Ми-
нистров СССР по дальнейшему развитию республик Закавказья,
а также автономных республик, краев и областей Северного
Кавказа намечены грандиозные перспективы строительства. К их
числу относятся завершение строительства уникальных высотных
арочных плотин Ингурской р Чиркейской ГЭС, осуществление
генсхем берегоукрепления Черноморского побережья, дальнейшее раз-
витие морских нефтепромыслов на Каспии, работы по осушению значи-
тельной территории Колхиды, сооружение оросительных систем в Гру-
зинской, Азербайджанской, Армянской ССР и на Северном Кавказе,
крупнейшего в стране Севанского гидротехнического тоннеля, проекти-
рование Транскавказской железной дороги, развитие морских портов и
строительство новых причалов и др.
Значительный вклад в инженерно-геологическое обоснование этих
крупных сооружений внесен научными, проектными и производствен-
ными организациями Кавказа в содружестве со специалистами Москвы
и других городов Советского Союза.
Часть «Кавказ» составлена сотрудниками Сектора гидрогеологии и
инженерной геологии АН ГССР совместно с сотрудниками кафедры гид-
рогеологии и инженерной геологии ГПИ им. В. И. Ленина, партии VII
района II ГГУ, Тбилгидропроекта, Грузгеологни, Азербайджангеологии,
Армгеологии, Северо-Кавказского геологического управления, ВСЕГИН-
ГЕО, ПНИИИСа и Геологического института АП АзССР.
РАЗДЕЛ I
ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИХ
УСЛОВИЙ КАВКАЗА
И ИСТОРИЯ ИХ ФОРМИРОВАНИЯ
Территория Кавказа характеризуется свойственными горно-складчатым
областям исключительно сложными инженерно-геологическими ус-
ловиями, предопределенными большим разнообразием геологических
формаций от допалеозоя до четвертичного времени, их интенсивной тек-
тонической нарушенностью, многообразием геоморфологических форм,
активной неотектоникой и современной сейсмотектоникой и, наконец,
резкой сменой климатических ландшафтов. С историей геологического
развития основных геоструктуриых единиц и перечисленными природны-
ми факторами тесно связаны условия осадконакопления, процессы лити-
фикации, тектогенеза, метаморфизма, гипергеиеза горных пород и ха-
рактер циркуляции подземных вод, формирующие региональные инже-
нерно-геологические условия, сложный фон которых обусловлен нали-
чием иа территории Кавказа почти всех геологических типов пород —
от скальных* (метаморфических и интрузивных) до особо слабых лессов,
болотных глеевых глин и современных илов на шельфе Черного, Кас-
пийского и Азовского морей.
На Кавказе широко развиты все современные геологические про-
цессы (за исключением вечной мерзлоты): оползни, обвалы, сели, сей-
смогеологическне деформации, карст, просадки, эрозия, абразия мор-
ских берегов и другие, приносящие значительный ущерб народному хо-
зяйству и осложняющие процесс планомерного освоения больших тер-
риторий.
ГЛАВА 1
ИСТОРИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ИНЖЕНЕРНО-
ГЕОЛОГИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ В ДОПЛИОЦЕНОВОЕ
ВРЕМЯ
Формирование ипженерно-геологических условий территории нахо-
дится в тесной связи с историей развития земной коры в пределах Кав-
казского орогена и прилегающих к нему бассейнов Черного и Каспий-
9
ского морей. Несмотря на то что областью исследований современной
инженерной геологии являются верхние горизонты земной коры, следует
вкратце охарактеризовать ее глубинное строение в пределах континен-
тальной и экваториальной частей, которое проливает свет на последую-
щую историю формирования структурных элементов и инженерно-геоло-
гических условий Кавказского региона.
О глубинном строении земной коры в исслёдуемом регионе можно
судить лишь по геофизическим данным, согласно которым Черное море
характеризуется субокеанической корой мощностью 20—30 км (Непроч-
ное, Михио, 1961). Отсутствие в центральной части Черного моря гра-
нитного слоя М. В. Муратов (1960) считает результатом недавнего,
плиоцеи-четвертичного, его уничтожения путем оттока гранитного мате-
риала в зоны растущих поднятий Большого и Малого Кавказа, где, по
данным Б. К Балавадзе и П. Ш. Миндели (1964), наблюдается вздутие
коры соответственно до 65 и 48 км, при этом в пределах первого
«гранитный» слой, слагая корни гор, утолщается до 35 км.
К северу и югу от мсгантиклинория Большого Кавказа, r поясе
Предкавказских передовых прогибов и в области Закавказского меж-
горного прогиба, положительные гравиаиомалии свидетельствуют о рез-
ком сокращении мощности «гранитного» слоя соответственно до 4—6
и 15 км. Геофизические исследования в Каспийском море, определяя
мощность осадочного чехла 10—15 км, допускают отсутствие «гранит-
ного» слоя и, следовательно, двухслойное строение земной коры.
В сложной истории геологического развития Кавказа выделяются
три основных этапа с соответствующими им структурными этажами:
1) догерцинский, 2) герцинский, 3) альпийский.
Догерцинский этап
Геологическая история догерцинского (байкало-каледонского) эта-
па развития земной коры в пределах Кавказа слабо расшифрована вви-
ду отсутствия достоверных датировок докембрийских и нижнепалеозой-
ских формаций. Можно лишь с достаточной степенью надежности от-
метить, что в позднем протерозое и нижнем палеозое существовала еди-
ная Кавказская геосинклиналь, в которой накапливались мощные вул-
каногенно-осадочные образования, представленные амфиболитами, пор-
фиритами, сланцами, песчаниками и известняками, отлагающимися
вплоть до конца кембрия.
Изучение природы выходов этих пород указывает на то, что в ре-
зультате каледонского орогенеза происходят процессы складкообразо-
вания и глубокого регионального метаморфизма, вследствие чего они
превращаются в метаморфические свиты (мощностью несколько кило-
метров), среди которых в зоне кристаллических пород Главного хребта
и Малкииского поперечного поднятия различаются: а) свита слюдяных
гнейсов с подчиненными прослоями мраморов, гранулитовых гнейсов, ам-
фиболитов; б) свита полосчатых кварц-слюдялых сланцев и гнейсов
(Милановский, Хайн, 1963).
На Дзирульском массиве наиболее древней считается толща кри-
сталлических сланцев — мусковитовые, биотитовые, двуслюдяпые слан-
цы и плагиоклаз-биотитовые, двуслюдяные и гранитовые гнейсы, более
молодой — свита филлитов, включающая зеленые актинолитовые и хло-
ритовые сланцы, пачки мраморов с редкой фауной археоциат, указыва-
ющих на кембрийский возраст. В результате каледонского орогенеза
кристаллические сланцы и филлиты собраны в складки противополож-
10
иого альпинотипному простирания — юго-западного — северо-восточ-
ного.
Выходы пород докембрия — нижнего палеозоя имеются в пределах
Малого Кавказа. На Локском и Храмском массивах обнажаются раз-
нослюдяные, хлорит-актинолитовые, андалузитовые сланцы, амфиболи-
ты, гнейсы, филлиты, мраморы, кварциты. Образования байкальского
этапа известны в Нахичеванской АССР, где они представлены разно-
образными метаморфическими породами докембрия и нижнего палеозоя
(Азизбеков, 1961). Породы метаморфической формации — сланцы, мра-
моризованные известняки, прорываемые интрузиями ультраосновных
пород, — обнажаются п виде небольших выходов и в Армении: на Ар-
заканском, Ахумском массивах и обнаружены скважиной (на глубине
517 м) в Среднеараксинском межгорном прогибе.
К концу байкальского этапа значительная часть Кавказа испытыва-
ла поднятие, каледонский орогенез вызвал крупную перестройку струк-
турного плана и вполне вероятно, что ядра консолидации зародились в
Закавказье и в области Главного хребта (Азизбеков, 1961; Адамия,
1968). Эрозионные процессы постепенно разрушали выветрелую зону
пород, оставляя хребты и возвышенности. Климатическая реконструк-
ция этого времени, выполненная Н. М. Страховым (1962) по характеру
осадков, свидетельствует об умеренном климате на рассматриваемой
территории с колебанием температуры от минусовых до 4-20—|-23°,
среднегодовая норма осадков предположительно до 600 мм.
Герцииский этап
Геологическое развитие Кавказа в течение герцинского этапа (си-
лур — ранняя пермь) подразделяется на две стадии (Милановский, Ха-
йн, 1963; Адамия, 1968): первая (силур — нижний карбон) охватывает
время заложения и развития геосинклинальных прогибов, вторая —
орогенная стадия (средний карбон — ранняя пермь) — время их замы-
кания и формирования складчатых сооружений, межгорных и предгор-
ных впадин, срединных массивов, крупнейших региональных разломов.
Начиная со среднего девона в пределах Тырныаузской шовной зо-
ны и южной части Лабино-Малкипской зоны обособился узкий и глу-
бокий прогиб эвгеосинклинального типа (зона Передового хребта), где
накапливаются аспидная, спилито-кератофировая, карбонатная и терри-
генная формации мощностью несколько километров. Севернее эвгеосин-
клинали Передового хребта протягивалась Южно-Предкавказская гео-
антиклиналь. Южнее эвгеосинклинали, в зоне Главного хребта, разви-
валась крупная геоантиклиналь, ее интенсивный рост (на 3—5 км) ком-
пенсировался усиленным размывом, особенно на границе карбона и пер-
ми (отложения конгломератов). С наиболее активной эвгеосинклиналью
Передового хребта связаны многочисленные проявления интрузивного
магматизма (с середины девона до начала карбона — уруштенский ком-
плекс) и интенсивный метасоматоз вмещающих пород.
В орогенную стадию в результате интенсивной складчатости и глы-
бовых движений по разломам Тырныаузского шва зона Главного хреб-
та приобрела устойчиво приподнятое положение. Горообразование со-
провождалось излиянием лав кислого и среднего состава, наиболее ак-
тивным в нижнем — среднем карбоне, к которому на основе абсолютных
датировок относится образование большей части микроклиновых грани-
тов Главного хребта. Эвгеосинклиналь Передового хребта превратилась
в грабен-синклинорий с отложениями мощной угленосной формации
карбона и красноцветных моласс ранней перми. В разных районах
И
Предкавказья орогенная фаза заканчивается в разное время — от кар-
бона до средней перми, отложения этих эпох представлены то типично
геосинклинальными образованиями (интрузии Ахтырского глубинного
разлома), то близкими к платформенным. Поздпспсрмская и триасовая
эпохи являются переходными от 1срцинского к альпийскому этапу раз-
вития Предкавказья. В это время еще завершалось формирование мо-
ласс в Лабино-Тырныаузской зоне и гранитоидов d поднятии Главного
хребта.
Материал размыва Главного хребта сносился и к югу в заложен-
ную синхронно с северной эвгеосинклиналью геосинклиналь Южного
склона Большого Кавказа, в которой накапливались песчано-глинистые
карбонатные породы, метаморфизованные до степени аспидных и фил-
литовых сланцев, мраморов дизской свиты (мощностью 3000—3500 м),
датируемой III. А. Адамия (1968) средним палеозоем — триасом.
Судя по нижнепалеозойским метаморфическим формациям Дзи-
рульского, Храмского и Локского массивов, в герцинское время продол-
жалась дальнейшая консолидация Закавказского срединного массива с
прорывами древних толщ мощными интрузиями гранитоидов, габбро-
амфиболитов и серпентинитов. Закавказский срединный массив оставал-
ся в основном сушей в течение герцинского этапа, и лишь отдельные его
межгорные впадины перекрывались верхнепалеозойскими кварц-порфи-
рами, альбитофирами и их пирокластолитами с большим количеством
растительных остатков и линз рифогенных известняков, свидетельствую-
щих о прибрежно-лагунной среде их накопления. С данной фазой вул-
канизма Ш. А. Адамия (1968) увязывает интрузии микроклиновых гра-
нитов, гранит-порфиров и кератофиров Дзирульского, Храмского и Лок-
ского массивов.
Большая часть Малого Кавказа, входя в гсрцнпском этапе в Закав-
казский срединный массив, характеризуется континентальным режимом,
и лишь к югу от него в Приараксинском прогибе отлагалась мощная
(до 5 км) толща морских отложений в интервале девон—триас (Асла-
нян, 1957). В среднем девоне образовались коралловые и хемогенные
известняки, в позднем девоне заметно увеличилось количество терриген-
ного материала. В целом в Приараксинском прогибе в герцинском эта-
пе образовались нормально-осадочные формации, характеризующиеся
устойчивостью фациального состава и мощности, почти полным отсут-
ствием пластических пород, слабым проявлением складчатых движений,
а также эффузивного и интрузивного магматизма. В позднем триасе
происходит общее поднятие области, вызвавшее регрессию моря, соз-
дается расчлененный рельеф и в синклинальных прогибах накаплива-
ются мелководные угленосные отложения, соответствующие завершаю-
щей стадии герцинского этапа развития.
Инженерно-геологическое значение герцинского этапа на террито-
рии Кавказа можно резюмировать следующим образом: глубинный ре-
гиональный метаморфизм способствовал созданию очень прочных по
сравнению с исходными продуктами кристаллических сланцев и филли-
тов; палеозойские гранитоиды залегали в то время на больших глуби-
нах, способствовавших формированию значительной их прочности в ус-
ловиях' постепенного остывания при больших давлениях.
В течение позднего палеозоя Главный Кавказский хребет и Закав-
казский срединный массив являлись ареной интенсивного выветрива-
ния и денудации метаморфических и магматических формаций, продук-
ты разрушения которых отлагались в смежных геосинклинальных про-
гибах. Здесь шло накопление терригенных и карбонатных отложений,
прошедших все стадии диагенетического преобразования от рыхлых
12
слабоуплотнёиных осадков до пород субметаморфической стадии ката-
генеза филлитовых, аспидных сланцев и мраморов, отличающихся вы-
сокой прочностью (/?сж>2000- 10е Па). Сказанное подтверждается ис-
следованиями Р. Ц. Фербриджа (1971), отмечающего, что в ортогеосин-
клиналях постепенное прогибание и выполнение трога может привести
к захоронению осадков на глубине нескольких километров, где темпера-
Рнс 1. Палеогеологнческая карта конца герцииского этапа (пермь—триас). Составил
К. И. Джанджгава по материалам Е. Е. Милаиовского, В. Е. Хайна, 1963; А. Т. Асла-
няна, 1957; III. А. Азизбскова, 1961; Ш. А. Адамия, 1968:
/ — межгорные и приразломные впадины поздней стадии геосиклииального цикла,
выполненные молассами; 2— геоантиклннальпые поднятия, испытывающие абсолютное
воздымание; 3—геоантнклинальные поднятия, испытывающие интенсивное абсолютное
воздымаиис; 4 — прогибы, выполненные терригспно-карбонатной формацией; 5 — Закав-
казский срединный массив — размываемая суша; 6—Севаио-Араксинская миогеосин-
клиналь, выполненная карбонатной формацией; 7—Приараксинскнй предгорный про-
гиб— область накопления прибрежно-морских угленосных отложений; 8 — Араксинский
срединный массив — область накопления эпнкоптннеитальио-морских карбонатных отло-
жений; 9— кислые интрузии; 10— щелочные интрузии, И — разломы
тура будет выше предельной для стадии диагенеза (100°). Это подкреп-
ляется и материалами по изучению теплового ноля Кавказа, указываю-
щими на увеличение значений теплового потока в геосинклинальных про-
гибах по сравнению со срединными массивами (Буачидзе и др., 1970).
Закавказский срединный массив, находившийся в герпннском этапе
в континентальной стадии развития, характеризуется тропически влаж-
ным климатом со средней температурой самого холодного месяца 4-18°
и осадками более 1500 мм в год (Страхов, 1962). В этот период на
Дзирульском массиве происходит интенсивное выветривание кварц-пор-
фиров и их пирокластолитов, на что указывают реликты погребенной ко-
ры выветривания с хорошо выраженной зональностью — от процессов
13
окисления до полного выщелачивания и образования чистой каолнннто-
вой глины (Дзоценидзе, 1959). Период верхнепалеозойского денудаци-
онного цикла здесь отличался интенсивной пенепленизацией в условиях
влажного субтропического климата, что привело к- резкому ухудшению
инженерно-геологических свойств пород в коре выветривания, процессы
которого, судя по погребенным долейасовым реликтам, проникали па
глубину до 100 м.
Определенную роль в развитии общего структурного плана и фор-
мировании сейсмотектонической активности в герцннском орогеннчес-
ком этапе должны были играть предполагаемые Е. Е. Милановским и
В. Е. Хайном (1963) активные глубинные разломы вдоль геоантикли-
нали Главного хребта, по которым происходило заложение и погруже-
ние смежных геосинклннальиых прогибов. Закавказский срединный мас-
сив также испытывал интенсивные тектонические подвижки, которые
привели к региональным разломам и создали глыбовую структуру фун-
дамента, что обусловило распределение прогибов и поднятий в последую-
щие этапы.
Палеогеологнческая карта герцинского (предальпийского) этапа
приводится на рис. 1.
Альпийский этап
С лейаса начинается альпийский этап развития Кавказа, состоящий
из трех стадий: ранней (лейас — средняя юра) — геосинклинальной;
средней (верхняя юра — миоцен) — сильно растянутой предорогенной
и раннеорогенной; позднеорогенной (плиоцен—антропоген).
Юрские отложения залегают на палеозойских преимущественно
трансгрессивно. В Предкавказье это маломощные типично платформен-
ные образования прибрежно-морской (песчано-алевритовой и конгломе-
ратовой) и прибрежно-лагунной (угленосной) фаций, мощность которых
постепенно возрастает от южного края Скифской платформы в сторону
будущих Кубанского и Терского прогибов. Южнее Тырныауз-Пшекиш-
ской шовной зоны тип разреза становится миогеосинклинальпым: здесь
преобладают черные аргиллиты и аспидные сланцы, а также вулкано-
генные образования. Интенсивные погружения на ранней стадии альпий-
ского тектогенеза охватили кроме Главного антиклинория также обла-
сти Гоитхского хребта на западе н Главного н Бокового хребтов — на
востоке. В Дагестане сформировались мощная (5 км) паралическая уг-
леносная формация и толща аргиллитов (сланцевый Дагестан).
Длительное и устойчивое прогибание Кавказской геосинклинали
сопровождалось подводными извержениями преимущественно основной
магмы в Центральном и Восточном Кавказе в нижней юре, н на Севе-
ро-Западном Кавказе и в Балкарии - - на границе нижней и средней
юры. В течение раннего и среднего лейаса интенсивно прогибались гео-
синклиналь Южного склона и восточная часть геоантиклинали Большо-
го Кавказа, в которой накопилась мощная глинисто-сланцевая форма-
ция (1000—2500 м). Сравнительно глубокое прогибание (до 2,5 км) от-
дельных зон геосинклинали способствовало катагенезу с отжиманием
воды из глинистых осадков, превратившихся в аспидные сланцы с вы-
сокой степенью литификации.
Значительная часть Закавказского срединного массива между ран-
ним и средним лейасом обнаруживала слабое абсолютное поднятие и
характеризовалась влажным субтропическим климатом, выразившимся
в образовании каолинитовой коры на «нижних туффитах». В среднем
лейасе наблюдается трансгрессия моря с севера на Дзирульский массив,.
14
начавшаяся отложением известняков (до 60 м), пропитанных окислами
железа, что указывает на резкоокислительную среду (Дзоценидзе,
1948). На Локском массиве в течение раннего-среднего лейаса отлагает-
ся фация глинистых сланцев и слюдистых песчаников; то же наблюдает-
ся и на Храмском массиве, которого трансгрессия достигла в позднем
лейасе.
Начало прогибания Антикавказского оротектонического пояса, в
«ределах которого формируется Сомхето-Карабахская эвгеосинклиналь-
ная зона, знаменуется накоплением в лейасе граувакковой формации
(до 300 м), породы которой состоят из продуктов размыва Локского и
Ахумского кристаллических массивов (Габриелян, 1961). Донецкая оро-
фаза, хорошо устанавливаемая на Дзирульском и Локском массивах,
вновь превратила Закавказский срединный массив в арену денудации.
Очевидно, в этот период в известняках лейаса (Дзирульский массив)
протекали слабые процессы карста, выразившиеся в высокой макропо-
ристости пород.
В начале байоса началось интенсивное погружение геосинклинали
Южного склона, в которое вовлекается большая часть Закавказского
срединного массива и вновь образованная к этому времени Сомхето-
Карабахская эвгеосинклиналь. Погружение сопровождалось интенсив-
ным вулканизмом, в результате которого в байосском море отложились
мощные вулканогенно-осадочные образования, представленные порфи-
ритами и их пирокластолитами: туфами, туфобрекчиями, туфопесчаника-
ми. В байосское время наблюдается миграция эвгеосинклинали Южного
склона Большого Кавказа в южном направлении. Это подтверждается
изопахитами, указывающими на максимальные мощности (свыше
2500 м) в зоне примыкания к Закавказскому срединному массиву (Гру-
зинской глыбе), где И. Р. Кахадзе (1947) и Г. С. Дзоценидзе (1948)
предполагают наличие глубинных разломов, по которым происходили
вулканические извержения. В северном направлении мощность байоса
уменьшается и в верховьях р. Ин гур и наблюдается смешанная фация,
представленная чередованием нормально-морских и вулканогенных от-
ложений, которая северо-западнее полностью замещается глинисто-пес-
чанистой фацией байоса мощностью не более 500 м. Закавказский сре-
динный массив испытывал дифференцированное погружение; так на
Дзирульском и Локском массивах отлагалась порфиритовая свита мощ-
ностью до 500 м, а южнее, в осевой части Сомхсто-Карабахской эвгео-
синклинали, мощность этой свиты увеличивается.
Вулканогенно-осадочная формация байоса слагает значительную(
часть территории Закавказья и играет существенную роль в формирова-
нии ее инженерно-геологических условий. Порфириты, туфы, туфобрек-
чии являются в свежем состоянии высокопрочными скальными порода-
ми. Прочность и плотность этих пород формировались на ранних ста-
диях диап исза в процессе остывания магмы и сингенетической цемен-
тации туф-«генным материалом изверженных пирокластолитов в усло-
виях подвид поп среды. Процессы катагенеза наложили незначительный
отпечаток на литологические разновидности вулканогенно-осадочной
формации байоса, дальнейшее изменение которых всецело зависит от
локальных процессов тектонической трещиноватости и гипергенеза.
Для территории Закавказья, как впервые установил А. И. Джане-
лидзе (1940), наибольшую роль сыграла батская (предкелловейская)
орогеническая фаза, в результате которой произошло разделение гео-
синклинали Южного склона на два бассейна вследствие интенсивного
складкообразования, формирование крупных глубинных разломов по
краям Местиа-Тианетской зоны и консолидация порфиритовой свиты
15
юры Гагра-Джавской зоны. С батской фазой связаны крупные неоин-
трузии гранитоидов как в геосинклинальном прогибе Южного склона
(Келасурская), так и на Закавказском срединном массиве (Хевская —
на Дзирульском) и Малом Кавказе (Поладаурская на Локском масси-
ве), извержения лав андезитового состава (массивы Кахи, Шеки, Ван-
дам).
Рис 2. Палеогеологическая карта конца ранней стадии (доггер) альпийского этапа Со-
ставил К. И. Джапджгава по материалам И. Р. Кахадзе, 1947; Э. М. Шихалибейли,
1956; А. А. Габриеляна, 1961; Е. Е. Милаповского, В. Е. Хайна, 1963; II. Д Гамкре-
лндзе н др, 1964:
1 — геосипклинальные прогибы, заполненные песчано-сланцевой формацией нижней-
срсдней юры; 2 — то же, с наиболее прогибаемыми осевыми зонами; 3— геоантикли-
нальные поднятия с относительным воздыманием; 4 — то же, с абсолютным воздыма-
иием; 5— Закавказский срединный массив — размываемая суша; 6—Армянский сре-
динный массив, испытывающий слабое воздымание; 7 — геосинклинальный прогиб,
выполненный порфиритовой и спилито-кератофировой формацией; 8— своды, испыты-
вающие относительное воздымание; 9 — кислые интрузии; 10 — разломы
Батская орофаза на Южном склоне создала четко выраженный до-
меловой (в основном юрский) структурный ярус, хорошо прослеживае-
мый по несоответствию простирания и углов заложения с залегающим
над ним меловым. Эта фаза способствовала образованию изолирован-
ных от моря лагуп — Ткварчельской, Магапской, Ткибульской, в кото-
рых наряду с терригенными осадками, приносимыми с суши, в пред-
горных тектонических впадинах, испытывавших локальное погружение
(до 350 м на Ткибульском каменноугольном месторождении), отлага-
лись пласты каменного угля.
Этими событиями закончилась геосинкливальная стадия альпий-
ского этапа (рис. 2), и Кавказ вступил в нредорогенную стадию. Смена
16
трансгрессий и регрессий, оживление и затухание тектонической дея-
тельности позволяют выделить несколько фаз, соответствующих верхней
юре, нижнему мелу, верхнему мелу и палеоцен—эоцену.
В верхней юре устойчиво проявилось субмеридиоиальное поднятие
от Ставропольского свода через Минераловодский выступ к центрально-
му поднятию Северного склона Кавказа. В келловей—Оксфорде это бы-
ло подводное поднятие, поэтому разрез неполный и сильно опесчанен.
В южной части Западного Предкавказья в это время располагался мел-
ководный бассейн перикратонного типа (терригенные осадки с при-
месью карбонатах), и только. Абино-Гунайская зона характеризова-
лась интенсивным погружением ^образованием пестроцветного карбо-
натно-терригенного флиша. В области будущего Терского прогиба бас-
сейн более устойчиво и интенсивно-погружался (миогеосинклинального,
типа). В кимеридж—титоне в результате поднятия субмеридиональной
зоны бассейны разъединились и приобрели характер лагун с сильным
осолоиснием* и отложением мощной, пестроцветной гипс-ангидрит-соле-
носной толщи. Терригенный материал в оба бассейна поступал с Пред-
кавказской суши и островных поднятий Кавказа. Но уже в начале позд-
ней юры Предкавказская суша была пенепленизирована до уровня низ-
кой равнины. Влажный субтропический климат способствовал химиче-
скому выветриванию с образованием латеритов.
Раннемеловой период характеризовался более интенсивными текто-
ническими движениями, были заложены складчатые структуры в Цент-
ральном Дагестане и моноклинали Северного склона Центрального
Кавказа, устойчивыми были поперечные поднятия: Лабино-Малкинское
и Ставропольское. Осадконакопление в Кубанском и Терско-Дагестан-
ском бассейнах носило терригенно-карбонатный характер.
На рубеже раннего и позднего мела отмечается некоторое оживле-
ние восходящих движений, но начиная с турона море углубляется и тер-
ригенные осадки сменяются карбонатными. Конец сенопа — время мак-
симальной трансгрессии в альпийском цикле н повсеместного развития
карбонатных отложений. Максимальное погружение испытывали мио-
геосинклиналь известнякового Дагестана и Абино-Гунайская флишевая
зона. На выровненных островных поднятиях образовалась латеритная
кора выветривания.
В конце мела — начале палеогена в результате восходящих движе-
ний в осевой зоне Большого Кавказа образовался единый остров с при-
соединившимся к нему Абино-Гунайским прогибом. Это была невысо-
кая, плоская, слаборасчлсненная суша с крутыми берегами, с которыми
связаны береговые и подводные оползни, обнаруженные в Дагестане н
на Северо-Западном Кавказе. На остальной территории существовал
морской бассейн с условиями седиментации, близкими к верхнемеловым.
В осевой полосе Большого Кавказа в конце доггера нарастают подня-
тия, приведшие в начале келловея к ее осушению. Этими поднятиями
были созданы основные антиклинории Северо-Западного, Восточного и
Юго-Восточного Кавказа и возрожден горст-антиклинорнй Центрально-
го Кавказа (Милановский, Ханн, 1963).
В области геосинклинали Южного склона в начале поздней юры
наступает трансгрессия, сопровождаемая интенсивным прогибанием
вдоль глубинных разломов и накоплением терригенно-карбонаиюго
флиша в верхней юре — эоцене общей мощностью 6—8 км. Флишевый
прогиб резко суживается в центральной части хребта в зоне Казбег-
ского поперечного разлома и сильно расширяется к северо-западу (Мес-
тиа-Тианетская зона, Новороссийский синклинорий) и к юго-востоку
(Чиауро-Дибрарокий сшито инорий). Накопление флишевых отложений
17
fi этих синклинальных прогибах обусловлено, с одной стороны, пульса-
ционным характером прогибания, и с другой — действием^ турбидитов
(мутьевых потоков), способствовавших образованию слабо/выраженпых
циклотем карбонатного флиша в нижней.части и терригенного — в верх-
ней части разреза мощной флишевой толщи.
Гагра-Джавская зона, отделенная с севера и юга (на границе с За-
кавказским срединным массивом) глубинными разломами (Гамкрелид-
зе и др., 1964), испытывала меньшее погружение, и здесь, как и в Ра-
чино-Осетинском заливе и Кахетинском барьерном рифе{ в верхней юре—
эоцене отлагались нормально-осадочные отложения общей мощностью
до 2 км. Разрез этих отложений начинается базальными конгломерата-
ми, мергелями и песчаниками (келловей—Оксфорд) и мощными барьер-
ными рифами часто доломнтизировапных известняков)(лузитан—титоп),
сменяющимися последовательно валанжии-аптскими известняками н до-
ломитизированными известняками, песчано-мергелистой свитой альб-
сеномана, криптозерпистыми и литографскими известняками верхне-
го мела — палеоцена, мергелистыми известняками и мергелями
эоцепа.
Палеоклиматические реконструкции позволяют допустить, что кли-
мат в поздней юре был очень жарким, па это указывают мощные барь-
ерные рифы, отлагающиеся обычно на небольшой глубине в краевых
частях геоеннклинальных прогибов в условиях теплого климата (Ру-
хин, 1953), а также мощные линзы эвапоритов (гипс, алебастр, камен-
ная соль). Широкое развитие процесса доломитизации в нижнем мелу
следует объяснить магниевым метасоматозом карбонатного осадка в
.процессе диагенеза. На вторичность процесса доломитизации указывает
его распространение в виде локальных крупных линз и карманов в
елоистой толще известняков.
Анализ процесса доломитизации играет существенную роль при
оценке инженерно-геологических условий массивов горных пород, так
как доломитизация способствует образованию трещиноватых, а часто и
очень слабых зон с развитием доломитовой муки. По подсчетам
Р. Ц. Фербриджа (1971), постепенная доломитизация приводит к поте-
ре 12% объема, что способствует развитию трещиноватости. В тех участ-
ках, где наряду с этим проявляется воздействие тектонических сил, воз-
никают обширные зоны дробления, способствующие интенсивной цирку-
ляции подземных вод и тем самым развитию карста. Эти явления хо-
рошо наблюдаются по южному краю Гагра-Джавской зоны и особенно
в правом плече примыкания арочной плотины ИнгуриГЭС. Вслед за
доломитизацией в мелу следуют процессы окремнения, выраженные в
метасоматическом замещении кремнеземом карбонатных минералов и
ведущие к повышению прочности массивов известняков. Таким обра-
зом, процессы доломитизации следует относить к регрессивному катаге-
незу, а последующие фазы окремнения, несомненно, свидетельствуют о
прогрессивных катагенетических изменениях.
Закавказский срединный массив в течение верхней юры оставался
в основном сушей; по его северной периферии отлагались лагунные от-
ложения пестроцветпой свиты и протягивалась цепочка барьерных ри-
фов. Очевидно, наблюдавшаяся на Кавказе тенденция поперечного под-
нятия обусловила отсутствие на Дзирульском массиве отложений верх'
ней юры; предпижнемеловой денудационный цикл являлся наиболее ин-
тенсивным, заметно снивелировавшим этот выступ. Западнее Дзируль-
ского массива (г. Самтредиа) скважиной вскрыты отложения пестро-
цветпой свиты, свидетельствующие о неглубоких погружениях в верхней
юре в районе Колхиды с образованием полузамкнутого залива или лагу-
18
ны. На протяжении раннего мела Закавказский срединный массив по-,
степенно вовлекался в погружение, и нижнемеловая трансгрессия до-
стигла его лишь в барреме, в период которого отлагались известняки
ургопского типа. К этому же времени следует отнести заложение Кол-
хидской и Кур^нской межгорных впадин, в которых представлен полный
разрез меловых и нижнепалеогеповых карбонатных отложений мощно-
стью до 2 км.
На южном крае Дзирульского массива и в глубоких скважинах
Колхиды апт и \альб представлены смешанной карбонатно-туфогенной
фацией, образование которой связано с усилением вулканической дея-
тельности в АДжаро-Триалетской геосинклинали, зародившейся
в пределах Закавказского срединного массива (Гамкрелидзе и др.,
1964). Зарождение этого прогиба в конце раннего мела сыграло суще-
ственную роль в реконструкции структурного плана Закавказского сре-
динного массива и Малого Кавказа. В меловом разрезе Аджаро-Триа-
летского прогиба ёулкапогеппые породы чередуются с известняками,
сменяющимися в палеоцен-эоцене флишевыми осадками (боржомский
флиш). Вулканогенная свита среднего эоцена (2,5—5 км) играет веду-
щую роль при оценке инженерно-геологических условий Аджаро-Триа-
летской складчатой системы. Эти отложения, распространенные на боль-
шой площади, характеризуются высокой прочностью в массиве, обуслов-
ленной благоприятными условиями литификации в стадии диагенеза
(постепенное остывание порфиритов в условиях подводной среды и
прочность туфогенного цемента пирокластолитов), довольно устойчивы
эти образования и в зоне гнпергенеза.
Крупные орогсннческие движения имели место перед поздним эоце-
ном (триалетская орофаза); они сыграли большую роль в формирова-
нии Аджаро-Триалетского орогена (Гамкрелидзе и др., 1964). Верхне-
эоценовая трансгрессия, последовавшая за этой фазой, распространя-
лась в основном на зародившиеся к этому времени внутриорогенные
(Ахалцихская депрессия) н предгорные (северный склон Аджаро-Триа-
летского хребта) прогибы, в которых отлагалась довольно мощная
(300—2500 м) свита песчаников, конгломератов и глин. Эти породы
отличаются невысокой степенью литификации ввиду неблагоприятной
геохимической среды в стадии раннего диагенеза, обусловившей преоб-
ладание малостойких типов цемента — глинистого и сульфато-кальцие-
вого (гипс, ангидрид), легко разрушающихся в стадии гнпергенеза.
В Сомхето-Карабахской эвгеосинклинали в верхней юре отмечается
сочетание интенсивного вулканизма с накоплением карбонатных пород.
В конце верхней юры и нижнем мелу наблюдаются перерывы в вулка-
низме и осадконакоплении. Начало нижнего мела ознаменовалось об-
щим поднятием и внедрением мощных гранитоидных интрузий.
В верхнем мелу, начиная с альба, на юге Малого Кавказа транс-
грессия сопровождается раскалыванием палеозойского субстрата и воз-
никновением глубинных разломов. Среди них выделяется Присевапский,
вдоль которого в позднем мелу и эоцене происходит внедрение ультраос-
новных и основных интрузий (офиолитовый пояс Малого Кавказа). Про-
должает развиваться Мнсхано-Зангезурскнй и возникает Ани-Орду-
бадский глубинный разлом; во внутренней части Малого Кавказа фор-
мируются Присеванский и Еревано-Ордубадский иитрагеосинклиналь-
пые прогибы (Габриелян, 1961); в это же время, очевидно, формируется
и Талышский прогиб (Милановский, Хайн, 1963). Наряду с отложением
нормально-морских карбонатных и терригенных осадков в верхнемело-
вое время (турон—сантон) проявились интенсивные вулканические из-
вержения лав базальтового состава, приуроченные к синклинальным
ia
депрессиям в пределах Сомхето-Карабахской, Присеванской/й Еревапо-
Ордубадской тектонических зон.
Поздпемеловая трансгрессия достигает максимума в кампанс; от-
ложения кампан-маастрихтского возраста характеризуются сравнитель-
ной устойчивостью фаций и по всему Малому Кавказу /представлены
глубоководными пелитоморфными известняками литографского типа и
Рис 3. Палеогеологическая карта поздней стадии альпийского этапа (олигоцен —
мноцеи). Составил К. И. Джапджгава по материалам Е. Е. Милаповского, В. Е. Хайна,
1963; А Г. Лалиева, 1957; А Т. Асланяна, 1957; Э ТП Шихалибейли, 1956-
/ — передовые прогибы, выполненные глиннсто-тсррнгеннымн формациями майкопской
свиты (олнгоцеи — миоцен); 2 — участки краевой части платформы с теми же обра-
зованиями; 3—межгорные впадины, выполненные глинисто-терригенными формациями
(олигоцен — мноцеи); 4—периклинальные прогибы, выполненные глинисто-терриген-
ными формациями; 5 — геоантиклинальпые поднятия, испытывающие абсолютное воз-
дымянке; 6 — то же, с интенсивным абсолютным воздыманием; 7 — относительные
подпития с сокращенным маломощным разрезом; 8— срединные массивы, испыты-
вающие слабое воздымание; 9 — внутриорогенные прогибы, выполненные апдезито-
дацитовой формацией; 10— кислые интрузии; 11— разломы; 12— грязевые вулканы
мергелями, образованными в результате геостатнческого уплотнения
карбонатного ила, сопровождаемого вытеснением из осадка воды и за-
мещением пор сингенетичного с ним карбонатного цемента. В конце
Маастрихта происходят мощные тектонические движения, обусловившие
четко выраженное по всему Малому Кавказу общее поднятие и регрес-
сию в датском веке. В результате предпалеоценовых движений на терри-
тории Сомхсто-Карабахской зоны формируются Ллавсрдинскпй, Лок-
ский, Шамхорскнй, Мравдагский антиклинории и Лалварский, Идже-
ванский и Дашкесанский синклинории, которые выражены н в совре-
менном рельефе.
20
В раннем эоцене начинаются новые опускания и трансгрессия, ко-
торая достигла максимума в среднем эоцене, происходит дальнейшее
расчленение интрагсосинклинальных прогибов (Ерсвано-Ордубадского
и Присеванского) поперечными гсоаитиклинальнымн перемычками. По-
гружение ЕреЦано-Ордубадского и Талышского прогибов, подобно более
северным прогибам Малого Кавказа, сопровождалось интенсивной вул-
канической активностью в эоцене. Предпоздпеэоценовые тектонические
^движения сопровождаются внедрением части ультраосновных интрузий
Севанского офиолитового пояса, а также части гранитоидных интрузий
массивов Памбак, Мегри и др.
С олигоцена Кавказ вступает в заключительную орогенную стадию
.альпийского циклр (рис. 3). Соответственно времени накопления нижних
и верхних молассу граница между которыми приходится на конец сар-
мата, эта стадия делится на две фазы.
В зоне .Главного хребта началось формирование крупных складча-
то-глыбовых поднятий (мегантиклинориев) н межгорных прогибов.
Впервые создавался горный рельеф, однако до чокрака относительная
скорость поднятий была невелика. В сопряженных районах южной пери-
ферии Предкавказской платформы, включая Ставрополье, начинается
интенсивное погружение с накоплением мощной (до 1,5 км) фациально
однообразной глинистой и песчано-глинистой толщи майкопской серии
(нижняя моласса — тонкообломочная).
Относительное тектоническое спокойствие майкопского времени в
«ачале чокрака сменилось активизацией движения земной коры. Кав-
казский хребет начал интенсивно подниматься, в передовом прогибе по-
гружение усилилось. Из сферы опускания выключилось Ставропольское
поднятие, а в конце миоцена — и Восточно-Кубанский прогиб, отделив-
шийся от Индоло-Куба некого Адыгейским выступом. С образованием
Ставропольского свода единый Предкавказский прогиб разделился на
два глубоких передовых прогиба: Индоло-Кубанский и Терско-Каспий-
ский.
Отложения этого времени накапливались в условиях резко изменяю-
щейся солености морской воды. Уменьшение роли грубозернистого ма-
териала вверх по разрезу в прибрежных отложениях вдоль Кавказа
наряду с усилением процессов физического выветривания в более сухом
климате (с чокрдда) свидетельствует об ослаблении эрозии в результа-
те планации рельефа. Выравнивались и прилегающие части морского
дна, о чем говорит почти полное затухание подводно-оползневой дея-
тельности.
В начале олигоцена в Закавказье накапливается довольно мощная
толща (до 1000. м) однообразных глин, которые на участках, прилегаю-
щих к зонам локальных поднятий, частично замешаются песчаниками.
Накопление майкопской серии в условиях интенсивного прогибания
дна морского бассейна предгорных прогибов Закавказья и Предкав-
казья привело к тому, что гравитационное уплотнение от вышенакапли-
вающихся слоев, возможно, происходило медленнее, чем имело бы мес-
то при неподвижном дне или при .меньшей скорости прогибания (Тсс-
.ленко, Коротков, 1966; Церцвадзе, 1967). По этим же данным, начав-
шиеся в позднем олигоцене орогеническне движения способствовали
резкой смене морского режима континентальным и разуплотнению май-
копских глин, что наряду с неоднократным повторением смены режима
при последующих орофазах обусловило недостаточное упрочнение май-
копских глин, занимающих согласно инженерно-геологической класси-
фикации глинистых пород (Ломтадзе, 1956) положение между породами
-средней и высокой степени литификации.
21
По данным П. Д. Гамкрелидзе и других (1964), предсреднемиоце-
Новая (штирийская) орофаза вызывает очень важные изменения в па-
леогеологической обстановке: Аджаро-Триалетская геосинклиналь »
геосинклиналь Южного склона Большого Кавказа целиком выходят из
стадии погружения и превращаются в горные системы,/Закавказский
срединный массив испытывает относительное погружение, превращаясь-
в межгорную молассовую депрессию.
К чокракскому времени в основных чертах зародилась современная,
гидрографическая сеть. В устьях налеорек Бзыбь, Кодори, Ингури, Чо-
рох и Кура отлагался материал из воздымающихся складчатых систем.
К этому времени следует отнести прогибание и образование глубоковод-
ной Черноморской впадины (Николаев, 1973), в которой одновременно*
с прогибанием происходила перестройка земной коры за счет уплотне-
ния подкорового материала.
В Закавказском межгорном прогибе, образованном на субстрате
срединного массива, и особенно в его краевых частях — Колхидской и
Куринской впадинах, в среднем и позднем миоцене отлагались мощные
молассы, состоящие из конгломератов, оолитовых и органогенных из-
вестняков, песчаников и глин, при этом наблюдается увеличение роли
последних, а также уменьшение прочности пород в восходящем разрезе.
В конце позднего сармата море полностью покидает Закавказский
межгорный прогиб вследствие общей регрессии, сопровождаемой интен-
сивным горообразованием (аттическая фаза) и коренной перестройкой
структурного плана, связанного с дальнейшим развитием обрамляющих,
горно-складчатых систем Большого и Малого Кавказа. Заложение но-
вых структур особенно четко наблюдается в Колхидском прогибе, где-
образуются складки покровного характера, системы доплиоценовых раз-
рывов, приведшие к созданию зон повышенного катагенеза пород.
К этому времени приурочено образование современных контуров,
глубоководной впадины Черного моря с обрамляющими системами*
складчатых сооружений Понта (с Анатолийским разрывом), Аджаро-
Триалетии, Южного склона Большого Кавказа и Колхидской межгорной»
впадины.
В процессе превращения Малого Кавказа в единое сводово-глыбо-
вое поднятие начиная с олигоцена подавляющая часть его территории»
вовлекается в воздымание, однако на месте отмирающих прогибов —
Аджаро-Триалетского, Севанского, Еревано-Ордубадского, Талышско-
го — в течение олигоцена еще сохраняются остаточные впадины, запол-
няющиеся лагунными и континентальными осадками (Милановский,
Хайн, 1963). В олигоценовую эпоху возникает Среднеараксинскнй про-
гиб, в котором накапливаются мощные (свыше 1 км) песчано-глинистые
отложения майкопского типа.
Иными палеогеографическими условиями характеризовалась оли-
гоценовая суша, располагавшаяся в центральной части междуречья Ку-
ра—Араке. Здесь в мульдовой части Севано-Ширакского синклинория-
установился пресноводно-озерный режим и происходило накопление пес-
чано-глинистых лигнитоносных отложений (терригенная формация).
Тектонические движения ранне-среднеолигоценового времени вызвали*
мощную вулканическую деятельность как в подводных, так и в назем-
ных условиях. В конце среднего олигоцеиа происходят новые весьма зна-
чительные горообразовательные движения и весь Малый Кавказ вовле-
кается в общее поднятие.
В позднем олигоцене — раннем миоцене вдоль современной Сред-
неараксинской депрессии образуется обширный межгорный прогиб, в ко-
тором устанавливается озерно-континентальный режим и происходит на-
22
копление молассовых отложений. Верхнеолигоценовое — нижнемиоце-
новое время — один из переломных этапов геологического развития
Антнкавказа и формирования его структур. Это начало континенталь-
ного режима и создания современного высокогорного рельефа, а также
заложения верхнеальпийских межгорных прогибов и заполняющих их
молассовых и соленосных формаций.
В среднем-поздпем миоцене Малый Кавказ вовлекается в новое
опускание и в Среднеараксинской депрессии происходит ингрессия моря,
устанавливается лагунный режим, накапливаются мощные (около 1 км)
гипс-соленосные отложения. Наиболее мощное соленакопление имело
место в северо-западной части Среднеараксинской впадины (Ереван-
ский, Арташатский прогибы).
Антнкавказская суша характеризовалась сравнительно сглаженным
слаборасчлененным рельефом, о чем свидетельствует отсутствие в раз-
резах средпе-верхнемиоценовых соленосных отложений Среднеараксин-
ской впадины грубокластических пород. Климат суши был сухим и жар-
ким (аридным).
В позднесарматское время начинается новый (неогеновый) этап вул-
канической деятельности, более интенсивно проявившейся в плиоцене.
Продукты сарматского вулканизма широко распространены в Айоцдзо-
ре, на Варденисском и Гегамском хребтах, где они представлены клас-
толитами (вохгабердская, годердзекая свиты). В конце позднего мио-
цена (перед мэотисом) происходят мощные тектонические движения, ре-
грессия сарматского моря и Малый Кавказ вступает в континентальную
фазу развития.
ГЛАВА 2
ИСТОРИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ИНЖЕНЕРНО-
ГЕОЛОГИЧЕСКИХ УСЛОВИЯ
В ПЛИОЦЕН-ПЛЕИСТОЦЕНОВОЕ ВРЕМЯ
Конец миоцена — начало плиоцена знаменуется позднеорогенной ста-
дией альпийского этапа (рис. 4), в результате которой сформировался
современный структурно-морфологический облик Кавказа с высокогор-
ным рельефом (2—2,5 км).
Плиоценовое время отличается интенсивным воздыманием сводово-
глыбового сооружения Большого Кавказа, которое, по подсчетам
Е. Е. Милановского (1968), за первую фазу новейшей стадии (ниж-
ний-средний плиоцен) в средней зоне достигло 1,5—2 км, а за вторую
(поздний плиоцен) — 1—1,5 км. В восходящие движения были втянуты
также отделенные от срединной части разломами западный и восточный
сегменты и Южный и Северный склоны Большого Кавказа. Интенсивное
воздымание здесь сопровождалось глубинной эрозией и пенепленизаци-
ей, на которую указывают плиоценовые денудационные поверхности на
абс. выс. 2—3 км, а также проявлением вулканизма в Эльбрусском, Каз-
бекском и Нижнечегемском районах, образование гранитоидов Тырны-
аузской зоны, даек и лакколитов Пятигорья.
В относительное воздымание были втянуты Ставропольское подня-
тие и Дзирульский массив, приуроченные, по мнению Е. Е. Милановско-
23
го (1968), к грандиозной зоне Транскавказского поперечного поднятия.,
В результате этого поднятия Предкавказский прогиб к началу плиоце-
на распадается на два глубоких прогиба: Ипдолр-Кубапский и Терско-
Каспийский, в которых в течение плиоцена идет накопление мощных (до-
Рис. 4. Палеогеологическая карта позднеорогенной стадии альпийского этапа (плио-
цен— аптропоген). Составил К. И. Джапджгава по материалам Е. Е. Милановско-
го, В. Е. Хайна. 1963; А. Л. Цагарели, 1964; Д. В. Церетели, 1966; П. В. Федорова,
1957; Е. Н. Невесского, 1961; А. Б. Островского. 1968; И Ш. Ширинова, 1973:
/ — передовые прогибы позднеорогениой стадии, выполненные молассами; 2—внут-
ренние поднятия в передовых прогибах; 3— межгорные и внутренние впадины,
выполненные морскими и континентальными молассами; 4 — внутренние поднятия
в межгорных впадинах; 5—периклинальные поперечные прогибы (Таманская и
Апшеронская зоиы); 6— внутренние поднятия в них; 7—геоаптнклинальныс под-
нятия, испытывающие абсолютное воздымание; 8—то же, с интенсивным абсолют-
ным воздыианием; 9— срединные массивы, испытывающие слабое абсолютное воз-
дымание; 10— свод краевой части Русской платформы, испытывающий слабое аб-
солютное воздымание; 11— то же, со слабым относительным воздыманием; 12 —
активные разломы и флексуры; 13— молодые вулканические щиты и плато, сло-
женные неогепчетвертипными андезито-базальтовыми лавамп; 14 — грязевые вулка-
ны и сопки, /5—величина воздымания, км: -f Р1 — в точение плиоцена, f Q — в те-
чение аптропогена; 16—величина погружения, км: | Р1—в течение плиоцена, | Q—
в течение антропогена; 17—береговая линия чаудинской трансгрессии; 18— берего-
вая линия повоэвксинской регрессии и сс уровень (—100 м и более); 19 — берего-
вая линия плейстоценовых трансгрессий Каспия
нескольких километров) морских и континентальных отложений верхних
моласс. Со среднего плиоцена молассы начали отлагаться и во вновк
образованном Кусаро-Дивичинском прогибе, отделенном от Терско-Кас-
24
•пийскдго прогиба Терской и Сунженской антиклиналями. Дзнрульский
выступ окончательно изолировал друг от друга Колхидскую (Рионскую)
и Куринскую межгорные впадины, которые в течение всего плиоцена
были участками интенсивного прогибания, достигающего в осевых ча-
стях впадин соответственно 2—2,5 и 3—3,5 км, с отложением мощной
верхней молассовой формации из материала интенсивного размыва об-
рамляющих сооружений Большого и Малого Кавказа в условиях мор-
ской (Колхида) и континентальной (западная часть Куринской впади-
ны) среды.
В конце плиоцена формируются разрывные и складчатые структу-
ры в Черноморской впадине, отдельные участки которой (по оси Колхи-
ды) испытывали интенсивное погружение; к концу плиоцена были сфор-
мированы близкие к современным контуры шельфа в зонах Гудаутской
и Гагрской флексур, в зоне погружения в море Аджаро-Триалетской
складчатой системы.
По данным Д. В. Церетели (1966), основанным на палеонтологиче-
-ском и палеоботаническом анализах, Дзнрульский выступ в раннем
плиоцене являлся климатическим барьером между Колхидской и Курнн-
ской впадинами; в Западном Закавказье в плиоцене существовал в ос-
новном теплый субтропический климат, с относительным похолоданием
в куяльпицкос время. В Восточном Закавказье, как свидетельствуют ос-
татки фауны млекопитающих, климат саванного типа в нижнем плиоце-
не сменяется более умеренным и влажным режимом, плювиальная ста-
дия которого в верхнем плиоцене сопровождалась накоплением мощных
моласс в предгорной зоне и межгорных депрессиях (Карталинской,
Марнеульской, Гардабанской, Эрцо-Тианетской, Алазанской и др.). Вос-
точнее эти отложения представлены глинами, песками и известняками
(Маразинская мульда, Джейранкечмезская депрессия, Апшеронский
полуостров), причем во всех мелких синклиналях отчетливо проявляет-
ся развитие поперечной зональности, связанное с дальнейшим прогиба-
нием Каспийской впадины и образованием структурных элементов кас-
пийского направления (Абдулаев, Джафаров, 1962; Григорянц, 1964).
В области Куринской впадины в это время существовал обширный мел-
ководный залив (глубиной 50—60 м), который на западе доходил до
окрестностей Тбилиси. По периферии его отлагались терригенные осад-
ки грубого состава, а в центральной части — тонкоотмученные глины и
мелкозернистые пески. На большей территории Азербайджана к концу
плиоцена морские фации вытесняются континентальными. Море занима-
ет незначительную часть Куринской депрессии и прибрежную зону Кас-
пия. Глубины моря вряд ли превышают десятки метров, климатические
условия аридные, близкие к современным.
В интенсивное воздымание был втянут и Малый Кавказ, где плио-
ценовые денудационные поверхности зафиксированы на абс. выс. 2—
3 км. В среднем плиоцене Малый Кавказ испытывает общее поднятие,
вызвавшее расчленение его рельефа и формирование крупных речных
долин (Дзорагетская, Дебедская, Памбакская, Арпинская, Воротан-
ская). В позднем плиоцене и особенно в первой половине его (в акча-
гыле) происходит общее опускание Малого Кавказа, значительное ос-
лабление дифференцированных движений, приведшее к планации релье-
фа, соответствующей акчагыльской трансгрессии в Куринской впа-
дине.
На Малом Кавказе в тектонических депрессиях (Араратская, Се-
ванская, Ширакская, Дорийская и др.) и крупных речных долинах фор-
мируются обширные озерные водоемы, в которых происходит накопле-
ние различных пресноводных отложений: диатомитов, диатомитовых
25
глин и др. В среднем-позднем а кч а гы ле вновь усиливаются дифферен-
цированные тектонические движения, выразившиеся в сводово-глыбовом
поднятии древних антиклинальных массивов и грабенообразном опуска-
нии синклинальных впадин. Эти движения сопровождались оживлением
тектонических разрывов. К линиям глубоких тектонических расколов
приурочены центры и трещины мощных излиянии базальтовых лав позд-
пеплиоценового времени.
В результате раскалывания территории структура страны приобрела
складчато-глыбовый характер, что отчетливо выражено в современном
рельефе Армянского вулканического нагорья. Вулканическая деятель-
ность позднего плиоцена проявилась в виде ареально-трещинных излия-
ний (Джавахетскнй, Гегамский, Ишхансарский хребты), а также в виде
крупных стратовулканов — Арагац, Араилер, Шавнабада, Тавкветили
и др. Лавовые излияния образуют сплошные покровы, которые брониру-
ют и нивелируют расчлененный рельеф, что приводит к образованию
обширного Армяно-Ахалкалакского вулканического щита.
Значительные геолого-структурные, палеогеографические и палео-
климатические изменения, по данным И. М. Буачидзе и других (1970),.
резко отразились и на режиме подземных вод. В течение плиоцена уси-
лились дренаж и промыв доплноценовых пород как на Большом (высо-
той в то время 1,5—2 км), так н на Малом Кавказе. Интенсивное про-
гибание Черноморской и Каспийской впадин, наряду с резким подъемом:
складчатых систем на юге и севере, создало весьма благоприятные ус-
ловия для активной разгрузки подземных вод из обрамляющих фор-
маций.
Реконструкция инженерно-геологических условий на границе плио-
цена и антропогена, основанная на анализе приведенных фактов геоло-
гического развития, палеоклимата и палеогндрогеологии, позволяет до-
пустить, что период всего плиоцена характеризовался широким разви-
тием геологических процессов. В осевой части Большого Кавказа, не-
превышающего в плиоцене абс. выс. 3—3,5 км, по мнению Е. Е. Мнла-
новского (1968), могли существовать отдельные незначительные очаги,
оледенения в виде ледниковых шапок или карово-долинных ледников
небольшого размера. В западной части Большого Кавказа интенсивная,
эрозия сопровождалась карстовыми процессами и дезинтеграцией из-
вестняков, материал разрушения н переноса которых отлагался в пред-
горных прогибах в виде мощных толщ известняковых конгломератов
понта — киммерия. В восточной части Большого Кавказа плювиальный
режим и выветривание флишевых и сланцевых пород мезозоя способ-
ствовали, по всей вероятности, развитию селевых процессов, материал
которых отлагался мощными толщами в предгорных впадинах Пред-
кавказья и Закавказья.
Глинистые толщи плиоцена, отлагаемые в Колхиде и приморской
полосе Абхазии, характеризуются высокой пористостью и невысокой-
плотностью (до 2 г/см3), величина которой увеличивается вниз по раз-
резу в силу гравитационного уплотнения. В зоне выветривания они под-
вергаются интенсивному регрессивному катагенезу, сопровождаемому
физическим н химическим выветриванием.
Активные процессы выветривания, сопровождающие поднимающую-
ся в плиоцене Аджаро-Трналетскую зону, способствовали образованию
мощной латеритной коры на вулканогенах среднего эоцена, переотло-
женные продукты которой встречены на низких отметках Причер-
номорья в киммерийских отложениях. Вертикальные поднятия в»
этой складчатой области, а также на Дзирульском массиве сопровож-
дались глубинной эрозией, склоновыми гравитационными процессами
26
(оползни, обвалы) и образованием плиоценовых денудационных по-
верхностей.
Малый Кавказ отличался интенсивной вулканической деятельно-
стью и сейсмотектоникой. По всей вероятности, к концу плиоцена наи-
более активные сейсмические зоны Кавказа явились прообразом совре-
менных и были приурочены к унаследованным и заложенным в плиоцене
многочисленным продольным и поперечным глубинным разломам, обус-
ловившим складчато-глыбовую структуру мегантиклинориев Большого
и Малого Кавказа и мозаичную структуру межгорных и предгорных зон.
Из продольных разломов в плиоцене наиболее энергично развивались
краевые надвиги-^Сиазанский, Орхевский, Сурамо-Гокишурский, Ад-
жичайский и другие, из поперечных наиболее активными являлись
Транскавказский, Пшехско-Адлерский, Самурский, Кубанский и Средне-
араксинский.
На границе плиоцена и четвертичного периода проявились орогени-
ческие движения, знаменующие начало широко выраженной по всему
Кавказу заключительной (валахской) фазы позднеорогенной стадии.
Согласно Е. Е. Милановскому (1968), сооружения Большого и Малого
Кавказа, а также зона Трапскавказского поперечного поднятия продол-
жают воздыматься и разрастаться за счет прилегающих межгорных про-
гибов.
Большой Кавказ в этот период был охвачен процессами складко-
образования. По данным Е. Е. Милановского (1968), наибольшая ам-
плитуда воздымания в аптропогене характерна для осевой зоны Цент-
рального и Восточного Кавказа, где она достигает 0,8—1 км за 0,5 млн.
лет, что составляет в среднем 2 мм в год. Согласно А. Л. Цагарели
(1964), амплитуда поднятия за антропоген достигает еще большей вели-
чины — до 2500 м, при этом максимум падает на нижний плейстоцен.
Наиболее достоверно амплитуда устанавливается па Цив-Гомборском
хребте, где отложения плиоцена приподняты на высоту до 2 км, что, оче-
видно, является максимальной величиной для всего Кавказа.
Рисунок гидрографической сети па Большом Кавказе в основном
сохранился прежний; интенсивность поднятия в нижнем плейстоцене от-
разилась иа значительных врезах горных ущелий, где фрагменты тер-
рас, сложенных аллювиальными галечниками, наблюдаются па отн.
выс. 350—400 м и относятся к миндельской эпохе, синхронизуемой с чау-
динско-бакииским веком (Церетели, 1966).
Из плейстоценовых орогенических импульсов на Главном Кавказе
следует отметить предхазарские (преддревнеэвксинские), которые, со-
гласно А. Л. Цагарели (1964), проявились как в сводовых, так и в свя-
занных с оживлением глубинных разломов поднятиях Большого Кавка-
за почти до современной высоты (4000—5000 м).
В течение плейстоцена па Большом Кавказе происходят мощные из-
вержения крупных вулканов — Эльбрус, Казбек и других, дающих на-
чало долинным потокам андезито-дацитовых лав, заполняющих неров-
ности рельефа. Вулканическая активность прослеживается с раннего
плейстоцена (миндельская эпоха), по, по данным Е. Е. Милановского
(1968), максимума она достигла в позднем плейстоцене, в течение кото-
рого наблюдается образование Кельского вулканического нагорья и
значительных вулкано-тектонических впадин типа Казбекской с переуг-
лублеиием в зоне разлома до 400 м. В подобных прогибах отлагались
мощные толщи озерных глин и песков, ледниковых моренных фаций, че-
редующихся с андезито-дацитовыми лавами потоков-запруд.
В течение плейстоцена резко изменился климат, что наряду с об-
щим воздыманием обусловило фиксируемые на Большом Кавказе фазы
27
оледенения горно-долинпого типа, каждая из которых характеризуется
конечными моренами и днищами трогов, стратиграфически увязываю-
щихся с речными террасами предгорий (Сафронов, 1972).
Наиболее ранняя фаза оледенения — миндельская — увязывается с
резким похолоданием климата в нижпем плейстоцене. Согласно
Д. В. Церетели (1966), ледники миндсльской эпохи спускались до абс.
выс. 1800—2200 м. Ледниковые отложения миндельского возраста на
Северном и Южном склонах Большого Кавказа почти не сохранились
ввиду его интенсивного воздымания в нижнем плейстоцене, сопровож-
даемого значительными врезами русел рек и разрушением конечных
морен. Миндель-рисская межледниковая эпоха характеризуется значи-
тельным потеплением климата, охватившим оба склона Большого Кав-
каза, где, по палеонтологическим и антропологическим данным, наблю-
дается значительное отступление снеговой линии в указанный интерста-
диал.
В рисскую ледниковую эпоху (хазарско-древнеэвксинское время}
отмечается снижение снеговой линии на Большом Кавказе до отметок
800—1000 м. Остатки рисских ледников сохранились очень скудно, к
ним относятся моренные гряды в долинах горных рек, расположенные на
высотах 150—200 м над уровнем моря. Рисс-вюрмский интерстадиал
(узунлар-карангатский век) характеризуется значительным потеплени-
ем климата, сопровождаемым отступанием снеговой линии, интенсив-
ным выветриванием, активизацией обвально-оползневых процессов и се-
левых выносов. Следы последних особенно четко фиксируются по мощ-
ным ритмичным накоплениям в межгорных депрессиях. Последнее
вюрмское оледенение (хвалынско-новоэвксинское время) датируется по
14С интервалом 50—15 тыс. лет, соответствующим верхнему плейсто-
цену — нижнему голоцену. Снеговая линия опускалась в это время до
800—900 м. Верхнеплейстоценовые троги переуглублены нередко до
200—400 м и заполнены мощной толщей ледниковых, флювиогляциаль-
ных и озерных отложений.
В Западно-Кубанском прогибе, к северу от Ахтырского разлома,
плиоценовые и четвертичные отложения в отличие от более древних об-
разуют довольно простую, близкую к моноклинальной структуру. Ось
прогиба — Славянско-Рязанская синклиналь — испытывала погруже-
ние вплоть до голоцена, к западу она сменяется Южпо-Азовским проги-
бом, входящим в западную часть Индоло-Куба некого прогиба. Более
южные зоны в плейстоцене стали втягиваться в очень слабое поднятие,
переходящее к западу в Керченско-Таманскую периклинальную зону.
Терско-Кусарский предгорный прогиб представляет собой крупную,
глубокую и сложнопостроснную депрессию, состоящую из двух проги-
бов: Терского и Кусарского. Наиболее обширен Терский прогиб, запад-
ная и восточная части которого относительно более опущены. Его сред-
ний участок наиболее приподнят («Дагестанский клин») и сложно пост-
роен. Главнейшими структурами пеотектонического этапа развития
здесь являются Терское и Сунженское антиклинальные поднятия, выра-
женные в рельефе низкогорными передовыми хребтами, и разделяющая
их синклинальная депрессия, состоящая из трех впадин: Кабардинской,
Алхан-Чуртской и Грознепской.
Значительную роль в плейстоценовом развитии Северного Кавказа
сыграли резкие колебания режима Каспийского и Черного морей, вы-
званные частой сменой регрессий (ледниковые эпохи) и трансгрессий
(межледниковые эпохи) па общем сложном фоне дифференцированных
неотсктонических движений в краевых частях указанных морских
впадин.
28
В Каспийском бассейне раннему плейстоцену отвечает бакинская
трансгрессия. Уровень бакинского моря примерно на 10—20 м был выше
современного уровня океана. На побережье Дагестана сохранилась аб-
разионно-аккумулятивная терраса, прослеживающаяся на высоте 220—
250 м над уровнем Каспия. В восточной части Терского прогиба (дель-
та Терека) в это время отмечается погружение на 250 м. Таким обра-
зом, размах тектонических движений в бакинское время составил
500 м. По Манычскому проливу этот бассейн сообщался с замкнутым
Чаудинским бассейном Азово-Черноморской области, уровень зеркала
которого был, по-видимому, ниже уровня Мирового оксана. На Таман-
ском полуострове сохранились небольшие абразионные уступы этого
возраста на высоте 40—45 м.
В истории Каспийского бассейна среднему плейстоцену отвечают
ранне- и позднехазарские трансгрессии, разделенные кратковременной
регрессией. Во время раннехазарской (гюргянской) трансгрессии уро-
вень Каспия был на 40 м выше современного. Наибольшие опускания
(160 200 м) в это время испытывали Кизлярская и Махачкалинская
впадины. На побережье Дагестана прослеживаются два абразионных
уступа высотой НО—120 и 80—85 м, покрытые маломощными галеч-
никами.
Уровень Эвксина наиболее низко стоял в самом начале среднего-
плейстоцена. В это время в него был сток по Манычскому проливу из
Каспия. В конце первой половины среднего плейстоцена последовала
древнеэвксинская трансгрессия. На Таманском полуострове древнеэвк-
синская терраса морфологически плохо выражена и возвышается над
уровнем моря всего на несколько метров. Это было море-озеро с опрес-
ненной водой.
При последующей узунларской трансгрессии Черноморский бас-
сейн вступил в сообщение через Босфор и Дарданеллы с бассейном
Средиземного моря, с чем связано сильное осолонение воды. На Таман-
ском полуострове узунларская терраса морфологически не выражена,
здесь ее погребенные отложения залегают на высоте 1—5 м над уровнем
моря. В конце среднего плейстоцена отмечается еще одна фаза повыше-
ния уровня — карангатская трансгрессия. На Тамани отложения этой
террасы (пески, ракушечники) встречаются на высоте 5—7 м. В запад-
ной части Кубанского прогиба, где существовал ингрессивный залив, в
среднем плейстоцене отмечается значительное погружение, мощность
накопленных отложений около 100 м.
В бассейне Каспийского моря к позднему плейстоцену относится
хвалынская трансгрессия с двумя фазами: нижпехвалыпекой (уровень
моря на 75 м выше современного) и верхнехвалынской (уровень на 27 м
выше современного), разделенными регрессией. С нижнехвалыпекой
трансгрессией и ее спадом связаны две террасы, с верхнехвалынской —
три террасовых уровня, хорошо выраженные в рельефе и прослеживаю-
щиеся по всему Дагестанскому побережью. При образовании самой
низкой террасы происходила усиленная аккумуляция материала по все-
му берегу Каспия и формирование баров и пересыпей. Область дельт
Терека и Сулака за позднеплейстоценовое время испытала погружение-
порядка 100 м.
Уровень Азово-Черноморского бассейна в начале позднего плейсто-
цена резко понизился (до 40—50 м), а более высокий уровень Каспия
в хвалынское время способствовал стоку в него каспийских вод через
пролив. Связь со Средиземным морем прекратилась. Новоэвксинская ре-
грессия вызвала усиленное врезание и переуглубление речных долин в
бассейне Черного моря. С ней связано окончательное оформление лож-
29
бины Керченского пролива. В Кубанском прогибе в это время продолжа-
лось опускание, накопилась толша мощностью более 100 м.
Некоторая неравномерность новейших тектонических движений в^со-
четании с колебаниями базиса эрозии Черного и Каспийского морей —
основные факторы формирования речных террас Северного Кавказа.
В течение плейстоцена отмечается несколько фаз глубокого врезания
речных долин и аккумуляции аллювиальных, флювиогляциальных, а в
верхних частях — и моренных отложений. Для всех рек Предкавказья
характерно чередование террас, сложенных суглинками и галечниками.
Формирование галечниковых террас совпадало со временем таяния лед-
ников и низким положением базиса эрозии. Напротив, в период транс-
грессий, когда создавался подпор речному стоку, могли накапливаться
аллювиальные суглинки.
Другая характерная особенность большинства рек Предкавказья —
инверсия разновозрастных террас в областях выхода долин с гор на
равнину. В горах наблюдается классическое расположение террас, в
области предгорных Прогибов — обратное их расположение, т. е. древ-
ние террасы погружаются под уровень молодых. Точки пересечения
уровней террас обычно определяют положение глубинного разлома. Ти-
пичным примером таких долин являются реки Сулак, Кубань, Под-
кумок.
В горной области речные террасы с маломощным валунно-галечни-
ковым материалом распространены локально. В полосе предгорий они
получают сплошное распространение и образуют обширные наклонные
равнины типа Кубанской, Кабардинской и др. Здесь они сложены мощ-
ными (35—40 м) галечниками и суглинками. Количество и высота тер-
рас изменяются как по бассейнам рек, так и внутри одной долины.
В предгорьях по всем крупным рекам нижнеплейстоцёновая терра-
са возвышается над поймой на 100—120 м, имеет несколько дополни-
тельных уровней, вниз по течению резко снижается и совсем погружает-
ся ниже русла в прогибах, сменяясь морскими осадками в дельтовой
части.
В раннем плейстоцене в результате неотектонических движений про-
исходила существенная перестройка речной сети; поднятие Черномор-
ско-Каспийского водораздела вызвало отмирание восточного и северно-
го рукавов палео-Кубани и резкое отклонение рек к северо-западу в
бассейне Кубани и к северо-востоку в бассейнах Кумы и Терека. В на-
чале плейстоцена воды Кубани ниже г. Кропоткина направлялись дале-
ко на северо-запад. Левобережные притоки западней Лабы впадали в
Азово-Черноморский бассейн. В результате поднятий в северной части
Азово-Кубанской впадины р. Кубань резко отклонилась вначале к за-
паду, а затем к юго-западу. На своем пути она перехватила систему сво-
их левобережных притоков, а на правобережье осталась самостоятель-
ная речная сеть северо-западпого направления. Этим и объясняется от-
сутствие в нижней части долины Кубани морфологически выраженной
нижнеплейстоценовой террасы. Аллювиально-пролювиальные отложения
этого возраста в виде шлейфа покрывали всю территорию Западно-Ку-
банского прогиба.
В бассейне Терека произошла более сложная перестройка речной
сети. В позднем плиоцене реки Северной Осетии имели субмеридиональ-
ное направление и заканчивались в районе Терского хребта. В начале
плейстоцена в результате поднятий Назрановской антиклинали и роста
Терского и Сунженского хребтов Терек отклонился к северо-западу и
перехватил реки Гизельдон, Фиагдон и Ардон, превратив их в свои
левые притоки.
30
Среднеплейстоценовая терраса, прослеживающаяся по всем круп-
ным долинам Предкавказья, хорошо выражена в предгорьях, где се от-
носительная высота колеблется от 45 до 75 м. На Тереке она переходит
в хазарскую дельту, в низовьях Сулака и Самура увязывается с по-
верхностью хазарской террасы Каспия.
Верхнеплейстоценовые террасы прослеживаются по всем речным до-
линам северного склона и морфологически хорошо выражены. Главная
терраса этой серии возвышается над поймой на 20—35 м, ей подчинены
более низкие — от 2—3 до 5—6 м. В бассейне Кубани в связи с глубокой
регрессией Эвкснна, вызвавшей сильное переуглубление речной сети,
террасы этого времени характеризуются цокольным строением с мало-
мощным покровом галечников и суглинков. По рекам Каспийского бас-
сейна те же террасы являются аккумулятивными, что связано с влия-
нием подпора хвалынскнх трансгрессий.
Зона Закавказского межгорного прогиба характеризуется в плейсто-
цене дифференцированными тектоническими движениями. Колхидская
и Куринская впадины периодически погружаются, в то время как разде-
ляющий их Дзирульский массив находился в этот период в процессе
абсолютного воздымания, амплитуда которого за антропоген составила
300—400 м. Реки в пределах массива носят эпигенетический характер,
глубина их врезов за четвертичный период превысила 350 м. Допускает-
ся связь между морфологическими ступенями на склонах и четвертич-
ными фазами эрозии. С каждой фазой эрозии связаны интенсивное вы-
ветривание пород, гравитационные смещения иа склонах и образование
делювия, вследствие которых крутизна склонов уменьшается и выраба-
тывается устойчивый профиль. Развитие карстовых форм на уровне ру-
сел рек свидетельствует о том, что карстовый процесс протекает в од-
ном темпе с эрозией. Огромное количество материала четвертичной де-
нудации кристаллических, вулканогенно-осадочных н терригенно-карбо-
натных пород Дзирульского массива сносилось реками и отлагалось до-
вольно мощными толщами в соседних прогибах.
Область западного погружения Грузинской глыбы (Рионский про-
гиб) состоит из трех крупных структурных зон: Колхидской впадины и
обрамляющих ее с севера и юга по системам разломов Абхазско-Мен-
грельской и Гурийской пологоскладчатых зон, которые как в континен-
тальной, так и в морской части характеризовались разным знаком вер-
тикальных движений в антропогене.
Колхидская впадина в течение плейстоцена являлась зоной унасле-
дованного от неогена устойчивого новейшего прогибания с накоплени-
ем мощной (свыше 600 м) толщи морских моласс. Буровыми скважина-
ми вскрыты разные горизонты антропогепа — от чауды до голоцена,
свидетельствующие о том, что Колхида в разные фазы четвертичных
трансгрессий являлась шельфовой зоной с интенсивной аккумуляцией
на фоне общего погружения.
По данным Д. В. Церетели (1966), чаудинский бассейн не намного
превышал уровень Черного моря, береговая линия его в Колхидском за-
ливе проникала на 10- -18 км. В результате нижнечаудинской трансгрес-
сии, состоящей из двух фаз и датируемой 500—300 тыс. лет назад, в-
Колхиде отложилась толща (до 200 м) песков и глинистых песков, ко-
торые вскрыты буровыми скважинами иа глубине 200—250 м и отлича-
ются низкой степенью литификации. Древнсэвксинские слои, выделяе-
мые А. Г. Лалиевым (1957) в скважинах Колхиды, без заметного пере-
рыва залегают на чаудинских и аналогично нм сложены песками и гли-
нистыми песками, распространяющимися от современного берега в
глубь Колхиды на 7 км.
31
Иптерстадиал, связанный с днепровско-рисским оледенением, сме-
нился узунлареной трансгрессией, которая выражена в Колхиде слабо,
так как, по мнению П. В. Федорова (1963), представители древнеэвксин-
ской фауны сохраняются и в узунларском бассейне. Карангатская
трансгрессия, начало которой датируется 100 тыс. лет назад, характери-
зуется притоком теплых вод из Средиземного моря и отбивается d рай-
оне Поти в буровых скважинах на глубине от 70 до 157 м, где светло-
серые песчанистые глины и пески, местами с прослойками гравия, име-
ют мощность 30—40 м (Лалисв, 1957).
Плейстоценовая история замыкается новоэвксипским временем
(25 15 тыс. лет пазад), увязываемым с вюрмским оледенением. Этот
период характеризуется значительной регрессией с падением уровня
до 100 м и более, вследствие чего Черное море было вновь изолирова-
но от Средиземного
Несмотря на столь значительную регрессию в Колхиде в 12—15 км
от современного морского берега на глубинах 40—70 м залегают серые,
черноватые и зеленовато-серые глины и пески с новоэвксинской солоно-
ватой фауной каспийского типа, что указывает на абсолютно устойчи-
вое ее погружение в течение всего плейстоцена и о существовании до- .
вольно глубокого новоэвксинского залива в дельте р. Риони.
Сухумско-Мегрельская зона является переходной от Колхидского
прогиба к Южному склону Большого Кавказа и отличается сильнодиф-
фереицированными неотектоническими движениями по системам круп-
ных поперечных и продольных разломов глубокого заложения, унасле-
дованных от ранних фаз позднеорогенной стадии. Одной из таких круп-
ных деформаций является установленный М. М. Рубинштейном (’,957).
глубинный разлом, вдоль которого сформировалась в аптропогене Юж-
ная антиклинальная гряда Мсгрелии с амплитудой поднятия в плейсто-
цене 400—500 м.
Интенсивное воздымание южных предгорий Большого Кавказа обус-
ловило унаследованную с неогена интенсификацию карстового процесса
в известняковой полосе Мегрслии и Абхазии; в депрессиях происходило
отложение континентальных формаций Колхидской серии (чауда), со-
провождаемое интенсивным выветриванием в условиях субтропическо-
го климата. Зона морского обрамления Мегрельско-Абхазской н Гурий-
ской зои характеризуется дифференцированными неотектоническими
движениями по системам установленных тектонических разломов на
шельфе и в береговой зоне. Более четко плейстоценовые фазы развития
краевой зоны Черноморской впадины устанавливаются на суше (по ос-
танцам морских террас) (Федоров, 1963; Церетели, 1966; Островский,
1968).
Чаудинские отложения устанавливаются на абс. выс. 100—160 м.
Отметки чаудинских морских террас контролируются дифференциро-
ванными движениями по поперечным разломам; максимальная высота
у г. Сухуми, к западу и юго-востоку она значительно понижается.
Чаудинские морские отложения сложены галечниками, желтовато-крас-
ными суглинками и глинами, сильно разрушенными процессами вывет-
ривания.
Отсутствие древнеэвксинских и узупларских слоев на суше и шель-
фе свидетельствует о продолжении воздымания в среднем плейстоцене,
.в период которого береговая линия находилась на значительном уда-
лении от современной в сторону моря, в зоне глубин 100—150 м, где под
«современными илами, очевидно, эти слои сохранились. По данным
Д. В. Церетели (1966), юго-восточнее, в районе г. Сухуми, древнеэв-
.ксинские отложения синхронизируются с IV террасой (60—75 м), за
32
узунларские приняты террасовые ступени 40—45 и 55—60 м (Федоров,
1963).
Общее воздымание среднего плейстоцена сменилось верхнеплейсто-
цсповой (карангатской) трансгрессией, высокая терраса которой, сло-
женная галечниками, желто-охристыми песками, микрокопгломератами
и суглинками, отмечается на абс. отм. 14—24 м. В карапгатское время
возобновляется гидравлическая связь со Средиземным морем. Отложе-
ния нижней карангатской террасы отделены регрессией от отложений
верхней карангатской террасы (6—8 м) (Островский, 1968).
В конце верхнего плейстоцена четко проявилась новоэвксинская ре-
грессия, увязываемая с последним (вюрмским) оледенением и датируе-
мая интервалом 25—10 тыс. лет назад. В период новоэвксинской ре-
грессии на Черном море, по мнению Е. II. Певесского (1961), уровень
снизился до отметок — 60 м, что характерно для всего Мирового океа-
на (Каплип, 1973).
Последние данные бурения на шельфе и в береговой зоне восточ-
ной части Черного моря позволили нам установить понижение уровня
в новоэвкспнскпй период до —100 м и более. На эти же глубины зало-
жены врезы подводных каньонов Пицунда, Гумиста, Кодорп, Супса, Чо-
рох и др. Значительные колебания врезов подводных каньонов объяс-
няются приуроченностью их к разным регрессивным циклам, вызванным
явлениями эвстазии в верхнем плейстоцене, и влиянием дифференциро-
ванного характера пеотсктонических движений в краевой зоне Чер-
номорской впадины, где установлены системы разрывов, секущих мор-
ские отложения плейстоцена. Куринская впадина в течение плейстоцена
испытывала дифференцированные движения: поднятие сооружений зон,
переходных к Дзпрульскому массиву, Большому и Малому Кавказу, и
значительное погружение сопредельных депрессий — Куринской, Мар-
пеульской, Алазанской и др. По данным В. Е. Хайна и Л. Н. Шарламова
(1952), наблюдается значительное увеличение глубины прогибания от
Верхнекуринского сегмента вдоль оси впадины к Нижнекурпнскому сег-
менту. В западной части Куринской депрессии в плейстоцене отмечает-
ся слабое поднятие, сопровождаемое четырьмя эрозионно-аккумулятив-
ными циклами, выделенными с помощью четырех террас р. Куры, син-
хронизируемых по возрасту с эпохами оледенения Кавказа. Притоки
р. Куры — Сурамула, Чератхевн, Проне и другие — в своем эрозион-
ном развитии отстают от р. Куры па одну фазу. Фазам четвертичной
эрозии соответствуют фазы оползнеобразования, из которых по древним
оползням, погребенным под аллювием второй террасы, хорошо устанав-
ливается рисс-вюрмская.
Восточнее в результате плейстоценовых орогенических движений
сформировались две обширные депрессии — Тирифонская и Мухран-
ская, разделенные Игоетской седловиной. В течение плейстоцена в Тирп-
фонской депрессии накопились аллювиальные гравийно-галечные отло-
жения мощностью 140—160 м, а еще восточнее, в Мухранской депрес-
сии, их мощность превысила 250 м.
По мнению Д. В. Церетели (I960) и Е. Е. Милановского (1968),
в нижнем плейстоцене р. Кура протекала по указанным депрессиям, ис-
пытывавшим прогибание, а в среднем плейстоцене в результате пред-
хазарских тектонических движений она сместилась к югу, в сторону
современного русла. Интенсивные складкообразовательные движения в
плейстоцене наложили отпечаток на развитие восточного сегмента Ку-
ринской впадины.
Восходящие движения, наблюдаемые вдоль северного борта впади-
ны, вызвали формирование Джейрангельских и Аджпнаурских складча-
3.3
тых предгорий и полное обособление Алазано-Агричайской депрессии.
Некомпенсированное опускание (700—800 м) этой депрессии привело
к образованию аллювиальной внутригорной котловины. В связи с этим
реки Южного склона Большого Кавказа слились с р. Алазапи (Агри-
чай), протекающей вдоль депрессии. Область междуречья Кура—Йорк
испытывала слабые поднятия, сопровождаемые оврагообразованием с
глубиной вреза 60—70 м.
В Апшероно-Кобыстанской периклинальной области, испытывающей:
в плейстоцене воздымание, развиваются копседиментационпые складча-
тые структуры, отображенные в рельефе суши и морского дна (Мила-
новский, 1968), к которым приурочен интенсивный грязевый вулканизм
Южный борт Куринской впадины в результате сводового поднятия
Малого Кавказа также испытывал поднятие, вследствие чего увеличил-
ся уклон поздпеплиопеновой аллювиальной равнины и произошло на-
ращение ее более низкой плейстоценовой. Новейшие тектонические дви-
жения в краевых зонах обусловили интенсивное прогибание Нижнеку-
ринской (на 1000—1600 м) и Каспийской (на 2500—3000 м) впадин, со-
провождаемое плейстоценовыми трансгрессиями моря (Ширинов, 1973).
Начавшаяся в плейстоцене трансгрессия заняла всю восточную часть.
Куринской впадины и отдельными заливами проникла до устьев рек
Алазапи, Иори и Гянджачай. Береговая линия Куринского залива в ба-
кинское время проходила на севере на абс. выс. 100—200 м, а на юге —
на 140—240 м. В заливе отлагались в основном глины, а в прибрежных
участках — песчано-глинистые отложения с прослоями галечников №
известняков-ракушечников. Соленость воды близка к современной.
В конце бакинского времени наблюдается кратковременная регрессия»
моря, сменившаяся к началу хазарского века трансгрессией. Море до-
стигло почти прежних границ. На севере оно проходило вдоль южного
склона Коджашен-Геокчайской и Ленгебизско-Алятской гряд, а на юге—
по окраине современных Мнльской и Муганской низменностей, о чеМ1
свидетельствует серия сильнодислоцированных террас с абс. отм. 40—45,.
75—80, 90—100 и 120 м. Колебание высот одиовозрастных террас свя-
зано с дифференцированным характером тектонических движений.
Глубины хазарского моря на западе достигали 20—30 м, а на вос-
токе — несколько больше. В целом осадконакопление происходило в ус-
ловиях мелководья. Многие антиклинальные поднятия Кура-Араксин-
ской депрессии выступали по-прежнему в виде островов. В центральной
части депрессии отлагались пески и глины, а по периферии залива —
галечники, пески, редко глины с прослоями ракушечника.
Незначительная по площади хвалынская трансгрессия дошла до
устьев рек Алазапи и Кюракчай. Размеры Куринского залива в это*
время не были постоянными и постепенно сужались. Об этом свидетель-
ствуют фрагменты четырех террас (30—33 м, 17—20, 0 и —10 м), со-
хранившихся на Мнльской и Муганской низменностях. Особенно четко
выделяется береговая линия с отметкой 0 м, оконтуривающая почти все
антиклинальные поднятия Кура-Араксинской низменности (Кюровдаг,
Мишовдаг, Калмас, Бабазанан и др.), что указывает на островное
положение этих поднятий. К концу хвалынского времени море занимало
лишь приосевую полосу Куринской впадины, при этом наиболее сильное
погружение испытывала ее восточная часть. Хвалынские отложения,
представлены в основном глинами, песками и неотсортированными по-
родами. В прибрежных участках Куринского залива отлагались ракуш-
няково-детритусовые известняки мощностью до 15 м.
На фоне описанных пеотектонических движений и колебаний уровня?
моря формировалась шельфовая зона Каспия. Деятельность моря вы-
34
(ражалась в заполнении отрицательных форм рельефа за счет смыва
положительных. Немаловажную роль при этом играли гидродинамиче-
ские факторы и грязевые вулканы, конусы которых четко выражены в
рельефе дна.
Поднятие Малого Кавказа в течение антропогена было менее интен-
сивным, чем Большого Кавказа, амплитуда его составила не более
300—400 м (Мнлановский, 1968). Тектонические движения носят явно
дифференцированный характер — воздымание сооружений в целом со-
провождается погружением и подпруживапием лавами отдельных де-
прессий, где накапливаются мощные (до 400 м) толщи озерных отложе-
ний (Араратская, Апаранская, Цалкинская, Марнеульская депрессии
.и др.). Значигельно оживился Транскавказский поперечный разлом и
опережающие его многочисленные разломы, контролирующие борта тек-
тоногенно-вулканогенных депрессий, с чем связаны активная вулкани-
ческая деятельность и плейстоценовая пологая складчатость лавовых по-
кровов па Малом Кавказе. В плейстоцене Малый Кавказ является уна-
-следованной от плиоцена активной ссйсмогенетической областью.
Новейший вулканизм на Малом Кавказе в основном приурочен к
районам наиболее высоко приподнятого палеозойского фундамента. Вы-
рисовывается определенная связь между явлением гравитационного ми-
нимума, вулканизмом и новейшей тектоникой. Линейно-вытянутые вул-
канические хребты — Ишхапсарский, Варденисский, Гегамский, Абул-
-Самсарский, Мокрые горы и другие — генетически связаны с глубин-
ными разломами.
Плейстоценовая фаза выразилась в излиянии андезито-базальто-
вых лав и па Армяно-Ахалкалакском вулканическом щите. Плейстоце-
новые вулканические извержения сначала имели трещинный, а затем
.центральный характер (Амарян, 1965). Наибольшая активность на-
блюдалась в среднем плейстоцене, когда мощные андезито-базальтовые
покровы и их пирокластолиты — туфы, туфобрекчии, вулканические пеп-
лы— перекрыли плагцем значительную территорию Армяно-Ахалкалак-
ского щита и часть сопредельных с ним зон (Сомхетско-Карабахскую,
Севанскую и в меньшей степени Аджаро-Триадетскую).
В поздиеплейстоценовую фазу формировались потоки апдезито-да-
цитов, долеритов, проникающие по долинам Куры, Храми, Машавера,
;рек Армянского нагорья, а также Бакурианский андезитовый ноток
(Схиртладзе, 1958). Эти потоки часто перекрывают террасы рек на отн.
выс. 50—250 м, а также чередуются с озерными отложениями в межгор-
ных котловинах. Вулканическая деятельность в плейстоцене нашла свое
•отражение в некоторой перестройке гидрографической сети и в форми-
ровании многочисленных озерных впадин — Севан, Тапаравани, Табац-
•кури, Хозапин и др.
Воздымание Малого Кавказа отразилось и на значительных врезах
речных долин Куры, Аракса и их притоков, по которым в диапазоне
отн. выс. 10—20 м выделяются четыре террасы, отвечающие соответст-
венно верхнеапшероискому, бакинскому, хазарскому и хвалынскому
времени.
Плейстоценовые оледенения на Малом Кавказе, ввиду более пони-
женного гипсометрического положения, были значительно слабее, чем
на Большом Кавказе. Наиболее четко выделяются следы позднеплейсто-
цепового (вюрмского) оледенения, которое проявилось в привершинных
зонах вулканов Абул, Ара га ц и носило горно-долинный характер с дли-
ной ледников в максимальную фазу до 10—12 км. Ледниковые отложе-
41ия представлены моренными и флювиогляциальными накоплениями
(Советашенское, Агавнадзорское плато).
35
Климат Малого Кавказа в плейстоцене неоднороден: в западной ча-
сти влажный, а в приморской зоне субтропический, па что указывает
интенсивная латеритизация пород и образование мощной толщи красно-
земов. В восточной и южной частях Малого Кавказа в плейстоцене су-
ществовал сухой аридный климат, местами с полустепным ландшафтом;
некоторое увлажнение и похолодание отмечается в период рисской и
вюрмской эпох (Церетели, 1966). Климатические условия способство-
вали процессам термического, биохимического и морозного выветрива-
ния. Последнему придается ведущая роль в образовании громадных по-
лей и полос россыпей глыб («чингилов») на Армяпо-Ахалкалакском
вулканическом щите (Габриелян, 1961).
К концу плейстоцена в основном сформировался современный гео-
лого-геоморфологический облик территории Кавказа. На воздымаю-
щихся сооружениях Кавказа образовались водонапорные системы е
трещинными, трещннпо-пластовыми и трещинно-карстовыми системами
циркуляции подземных вод, которые в зонах активного вулканизма и
напряженной разрывной тектоники обогащаются углекислотой, повы-
шается их агрессивность и минерализация, образуются месторождения"
углекислых минеральных вод (Минераловодской, Абхазской, Свапет-
ской, Казбекской групп, Боржоми, Накалакеви, Болписи, Арзпи, Джер-
мук, Дилижап). В зоне Закавказского межгорного прогиба и в поясе
предгорных прогибов Предкавказья окончательно формируются арте-
зианские бассейны с большими запасами вод в древних и во вновь об-
разованных плейстоценовых отложениях.
Зоны поднятий Главного и Малого Кавказа и Дзирульского масси-
ва являлись ареной денудации и выветривания с сохранением древних
кор и развитием интенсивных геологических процессов. В западном сег-
менте мегаптиклинория Большого Кавказа преобладали склоново-гра-
витационные процессы и карст, на востоке — селевые явления. Созда-
ются системы карстовых массивов Арабика, Охачкуе, Асхи, Шаори к
других в полосе карбонатных пород Западной Грузии; значительно ме-
нее закарстован известняковый Дагестан. На Дзирульском массиве ин-
тенсивное выветривание кристаллических пород сопровождается актив-
ной денудацией и развитием оползней и обвалов. Продукты денудации
отлагаются в соседних депрессиях в виде мощных толщ терригенных
отложений, которые за плиоцен прошли начальные стадии диагенеза как
в морских, так и в континентальных условиях предгорных прогибо»
Предкавказья, Колхидской и Куринской впадин.
Зоны высокой сейсмичности, заложенные в плиоцене, па Большом и
Малом Кавказе характеризуются активностью глубинных разломов и
созданием вдоль них молодых положительных структур, а также вулка-
нической деятельностью.
Краевые части Черноморской и Каспийской морских впадин испыты-
вали влияние эвстазии и неотектоники, проявлявшихся в миграции бе-
реговой линии и в сопутствующих ей процессах образования или унич-
тожения шельфа, размыва и аккумуляции морских отложений в бере-
говой зоне. Большую роль в формировании аккумулятивных форм при-
обретает твердый сток рек, увеличивающийся в межледниковые эпохи, с
которыми увязываются морские аккумулятивные террасы побережья.
С периодами оледенения, особенно последнего, связаны процессы пере-
углубления устьев рек и зарождение подводных морских каньонов на
кавказском шельфе Черного моря.
ГЛАВА 3
ИСТОРИЯ ФОРМИРОВАНИЯ
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИХ УСЛОВИИ
В ГОЛОЦЕНЕ И ИХ РЕГИОНАЛЬНЫЕ
ЗАКОНОМЕРНОСТИ
В голоцене, охватывающем последние 8—10 тыс. лет, геолого-геоморфо-
логический облик территории Кавказа, сформировавшийся к концу
плейстоцена, в основном нс изменился. Тектогенез на Большом Кавказе,
суля по отметкам голоценовых террас, проявлялся главным образом в
восходящих вертикальных движениях с амплитудами несколько десят-
ков метров. С этими движениями связаны в голоцене вспышки вулка-
низма на Эльбрусе, датируемые 2—3 тыс. лет назад (Милановский,
1968).
О том, что на Большом Кавказе в голоцене и современную эпоху
господствовал тот же интенсивный режим движения, свидетельствует
отсутствие признаков планации рельефа и сохранение его резко выра-
женных форм. По данным повторного нивелирования, в районах, окру-
жающих его, скорость поднятия достигает 1,5—2, реже 3—4 мм в год
(Думитрашко, Лилиенберг, 1963), в осевой зоне Центрального Кавказа
скорость, вероятно, еще больше.
Повышенная сейсмическая активность Кавказа, приуроченная к ли-
ниям древних разломов, отражает зоны голоценовых поднятий. Моло-
дые и современные тектонические движения хорошо выявляются по гео-
лого-геоморфологическим признакам и в Предкавказье (Сафронов,
1972). Здесь голоценовое погружение было унаследовано только в пре-
делах обширных дельт Терека и Кубани. Об этом свидетельствуют боль-
шие мощности пойменного аллювия (в низовьях Кубани в среднем 15—
25 м), а также отсутствие четко выраженных пойменных уровней в ни-
зовьях. В современную эпоху, судя по данным повторного нивелирова-
ния, нисходящие движения охватили и крайнюю, южную часть Став-
ропольской возвышенности со скоростью 2 мм в год (Левинсон, Меще-
ряков, 1951), в голоцене здесь произошла смена знака движения с по-
ложительного па отрицательный. Остальные районы Предкавказья ис-
пытывали слабое воздымание. На наклонных равнинах Восточного
Предкавказья, в межгорных впадинах, на Ставропольской возвышенно-
сти, на Прикубанской равнине в голоцене большое развитие получили
покровные лессовидные суглинки, отдельные разновидности которых от-
личаются высокой просадочностью.
Заболачивание на территории Северного Кавказа не имело широко-
го распространения, за исключением речных дельт, где незначительные
уклоны поверхности грунтовых вод и подпор со стороны моря обуслови-
ли высокое залегание уровня грунтовых вод. Кроме того, заболоченные
участки приурочены к пойменным террасам большинства рек и к полосе
выклинивания грунтовых вод предгорных наклонных равнин.
Побережье Черного и Азовского морей в голоиене испытывало диф-
ференцированное погружение, продолжающееся до современной эпохи
со скоростью 1—5 мм в год. Опускание побережья морей в сочетании с
фазами голоценовой трансгрессии резко усилило абразию берегов, ко-
торая, в свою очередь, вызывает активизацию оползневой деятельности.
На побережье Азовского моря размыв берегов составляет в среднем 3 м
в год. Материал абразии включается в береговые перемещения и слага-
37
ет косы и пересыпи. Дельта р. Кубани выдвигается в море со скоростью
43 м в год.
Северокавказское побережье Каспийского моря испытывает подня-
тие до настоящего времени (Думнтрашко, Лилиенберг, 1963), сопро-
вождающееся аккумуляцией отложений, ростом дельт (иа Тереке 100 м
в год) и образованием кос.
В голоцене мегантиклинорий Большого Кавказа и его предгорья
являлись ареной интенсивной денудации, продукты которой сносились
реками и отлагались в передовых прогибах Предкавказья, бассейнах
Черного, Азовского и Каспийского морей и в Закавказском межгорном
прогибе. В пределах последнего Дзирульский срединный массив испы-
тывал интенсивное поднятие в голоцене, которое, по повторным нивели-
ровкам (Думитрашко, Лилиенберг, Муратов, 1968), составляет 6,1 мм
в год. Поднятие Дзирульского массива способствовало образованию
мощной (до 50 м) коры выветривания на кристаллических породах, в
которой интенсивно развиваются оползни и обвалы (Арешидзе, 1961;
Джанджгава, 1963).
Инженерно-геологические условия восточного сектора Черного моря
в голоцене контролируются неотектоническим развитием в четвертичное
время обрамляющих структур Южного склона Большого Кавказа, Кол-
хидской впадины и горпо-складчатого сооружения Малого Кавказа.
Как отмечалось в предыдущей главе, па границе плейстоцена и го-
лоцена проявилась обширная новоэвксипская регрессия, сопровождае-
мая переуглублением устьев рек Абхазии более чем на 100 м и зарож-
дением контуров подводных морских каньонов. Последующая черномор-
ская трансгрессия, начало которой датируется 8—10 тыс. лет назад, вы-
звала заполнение древних эрозионных врезов. По синхронным уровням
галечников морских террас устанавливаются две фазы черноморской
трансгрессии, разделенные небольшой регрессией. Особенно четко выра-
жена новочерпоморская терраса на отметках 2—3 м, сложенная, как и
синхронные ей переуглублепныс участки с мощностью морских осадков
более 50 м, в основном грубообломочным материалом — галечниками,
реже песками. Это говорит о близости и мощности источников питания
главным образом за счет твердого стока крупных рек Псоу, Бзыбь,
Гумиста и др.
По реликтовым галечным и глыбовым полосам на глубинах 5—10 м
в 20—200 м от берега по всей Абхазии (Пицунда, Мюссера, Кодори), а
также по погруженным в море торфяникам и древним поселениям уста-
навливается кратковременная фапагорийская регрессия (интервал 3—
2,5 тыс. лет назад). К этому же времени следует отнести формирование
основных контуров дельтово-морских мысов — Сухумского, Кодорского,
Пицунда, которые выступали в море по линии современных изобат —
10—15 м. Нимфейская трансгрессия прослеживается по всей Абхазия,
особенно хорошо на мысе Пицунда, где терраса, залегающая на высоте
1—2 м над современным уровнем моря, увязывается с высокой поймой
р. Бзыбь и датируется по ,4С 1980±86 (кровля) лет. После нимфейской
трансгрессии уровень моря вновь понизился, море покинуло мысы Аб-
хазии, оставив кое-где реликтовые озера, а реки Бзыбь, Гумиста, Ко-
дори сместились северо-западнее мысов.
Интенсивное погружение Колхиды, обилие атмосферных осадков и
стока р. Риони, подъем уровня грунтовых вод за счет подпора вод ар-
тезианских горизонтов способствовали заболачиванию Колхиды и об-
разованию болотных глеевых суглинков и торфовых отложений с край-
не низкими инженерно-геологическими показателями. Анализ торфяных
нропластков (на глубинах 36, 18, 10 м) и их абсолютный возраст указы-
38
вают на то, что заболачивание территории в основном происходило в
голоцене.
Эвгеосипклинальная структура Малого Кавказа в причерноморской
полосе в голоцене является зоной устойчивого поднятия, с узким текто-
ническим разорванным шельфом, четко фиксируемым гравитационной
ступенью (Николаев, 1973).
Интенсивное выветривание вулканогенов среднего эоцена в услови-
ях субтропического климата причерноморской полосы Аджарии способ-
ствовало в голоцене начавшемуся ранее процессу формирования мощ-
ной коры выветривания латеритового типа.
В восточном Закавказье, где существовал близкий к современному
аридный климат, наибольшим погружением характеризуется Алазано-
Агричайская депрессия (более 100 М за голоцен). Здесь продолжала от-
лагаться мощная толща пролювиально-селевых отложений за счет сно-
са мощной коры выветривания мезозойских сланцевых и флишевых по-
род Большого Кавказа. В долинах рек Куры и Иори формируются об-
ширные первая и вторая террасы, на которых отложилась мощная тол-
ща (10—15 м) лессовидных суглинков аллювиально-делювиального про-
исхождения.
Тектонические движения и потепление климата в голоцене обуслови-
ли последнюю новокаспийскую трансгрессию в восточной приморской
части Закавказья. В это время береговая линия моря на Апшеронском
полуострове и севернее него проходит на расстоянии 4- 5 км западнее
современной. Южнее море занимало почти всю юго-восточную Ширвань
и значительную часть Муганской равнины. Граница новокаспийского
моря 5500—6000 лет назад очерчивалась изогипсой 10 м (Шарков,
1964).
С окончанием последней, новокаспийской, трансгрессии на всей тер-
ритории Азербайджана главенствующее значение приобретает континен-
тальное осадконакопление. Континентальные отложения представлены
аллювиальными, обвально-оползневыми, делювиальными, эоловыми,
озерными, селевыми образованиями и отложениями грязевых вулканов.
Деформация новокаспийских террас, большое число их уровней свиде-
тельствуют о том, что голоценовые движения были достаточно интенсив-
ными и дифференцированными. Они продолжаются и в настоящее вре-
мя. По данным повторных нивелировок высокой точности, в течение по-
следнего столетия западная часть Апшеронского полуострова и приле-
гающее побережье Каспийского моря поднялись на 19 см, Куринская
впадина опустилась на 60 см, а всего за голоцен более чем на 50 м.
Рост складок в пределах Кобыстана, юго-восточиой Ширвани, шель-
фовой зоне Каспия происходил в голоцене и продолжается в настоящее
время за счет осложнения сводовых частей поднятий продольными раз-
рывами, которые обусловили возникновение многочисленных наземных
и морских грязевых вулканов.
Малый Кавказ в голоцене был подвержен абсолютному воздыма-
нию, сопровождаемому периодической активностью по унаследованным
глубинным разломам. Голоценовые образования представлены целиком
континентальной фацией и тождественны плейстоценовым. К ним с наи-
большей достоверностью относятся дойные и прибрежные осадки оз. Се-
ван и других озер Малого Кавказа, аллювиальные отложения пойм рек,
торфяники, обвалыю-оползневые и селевые накопления, вечные снега и
ледники.
Наибольший интерес представляют разрезы озерных отложений Се-
вана, которые чередуются с культурными слоями возрастом по |4С
39
2400±120 лет и представлены крупнообломочны^и образованиями, пес-
ком, диатомитовым илом. По разнообразию пыльцы в этих слоях уста-
навливаются колебания уровня озера, связанные с температурным ре-
жимом в голоцене. Начало формирования торфяников, локально разви-
тых в пределах Армении (Варденисский, £тепанаванский районы), от-
носится к низам голоцена.
Современное оледенение занимает на Малом Кавказе незначитель-
ную площадь и приурочено исключительно к вершине горы Арагац.
Современный геологический облик Кавказа
Кавказский горно-складчатый регион на современно!* этапе разви-
тия (рис. 5) состоит из четырех структурно-формационных зон (Мила-
новский, Хайн, 1963).
I.	Зона Предкавказских передовых (краевых) прогибов на севере
граничит с эпигерцинской Предкавказской платформой, а на юге с ме-
га нтиклинорием Большого Кавказа. Зона включает три прогиба: Индо-
ло-Кубанский, Терский и Кусаро-Дивичипский, выполненные мощными
третичными образованиями молассовой формации, которые перекрыты
довольно мощным покровом четвертичных аллювиальных, морских и
континентальных (лессовых) формаций.
II.	Мегантиклинорий Большого Кавказа — сложное горное соору-
жение, осевая зона которого в наиболее приподнятом сегменте — анти-
клинорий Главного хребта — сложена нижнепалеозойской метаморфи-
ческой формацией, прорванной интрузиями палеозойских гранитоидов.
Роль северного крыла мегантиклинория Большого Кавказа играет
Лабино-Малкипская моноклиналь, представленная морскими терриген-
ной и карбонатной формациями мезозоя. Лабипо-Малкинская монокли-
наль сочленяется с антиклинорием Главного хребта посредством Тырны-
ауз-Пшекишской шовной зоны, сложенной сильпосмятыми пестроцвет-
ными терригенными образованиями палеозоя, а также аргиллитами и
аспидными сланцами юры. В восточной части Кавказа роль северного
крыла антиклинория играет зона известнякового Дагестана (юра, мел).
С юга к геоантиклинали Главного хребта примыкает Сванетская зо-
на геосинклинали Южного склона, сложенная мощной сильносмятой
толщей среднего палеозоя и мезозоя. На юге Сванетская зона сменяется
Абхазо-Рачипской, выполненной мощными свитами, — сланцевой лей-
аса и порфиритовой байоса, испытавшими складчатость в предверхне-
юрское время. К западу и востоку Сванетская зона расширяется, пере-
ходя во флишевые прогибы северо-западного и восточного (Местиа-Тиа-
нетская зона) Кавказа.
В восточной части мегантиклинория Большого Кавказа осевое поло-
жение занимает зона Центрального сланцевого поднятия Большого Кав-
каза, сложенная мощными терригенными толщами нижней и средней
юры, смятыми в изоклинальные складки. Роль периклинальных зон иг-
рают на западе Таманская и на востоке Апшероно-Кобыстанекая зоны
поперечных погружений, выполненные мощными толщами терригенных
образований неогена.
Четвертичные отложения в пределах мегантиклинория Большого
Кавказа распространены локально и представлены ледниковыми, флю-
виогляциальными, вулканическими, пролювиальными и делювиальными
образованиями, мощность которых значительно возрастает в молодых
внутригорных эрозионно-тектонических котловинах.
III.	Закавказская межгорная зона представлена сочетанием меж-
горных прогибов и впадин и разделяющих их приподнятых срединных
массивов. Наиболее приподнят Дзирульский массив, сложенный мета-
40
морфической формацией палеозоя, герцинскими и юрскими гранитоида»
ми и резко сокращенным разрезом мезокайнозойских отложений. С се-
вера и северо-запада к нему примыкает Окрибско-Сачхерская зона пред-
верхнсюрской консолидации, выполненная вулканогенной и терригенной
Рис. 5. Схематическая структурно-формационная карта Кавказа (составил К. И. Джан-
джгава):
1 — метаморфическая формация докембрия — палеозоя (кристаллические сланцы, фил-
литы, кварциты, мрамори.зованные известняки); 2 — интрузивная формация — гранитои-
ды палеозоя, реже кислые, основные и ультраосиовпые породы палеозоя, мезозоя, кай-
нозоя; 3— нижняя терригенная формация юры — аспидные сланцы, песчаники, аргил
литы; 4 — эффузивно-осадочная формация средней юры (порфиритовая свита байоса)—
порфириты, туфы, туфобрекчии, 5 — карбонатная формация верхней юры, мела, ниж-
него палеогена — известняки, доломиты, мергели; 6—флишевая формация верхней
юры, мела, палеогена — терригенный и карбонатный флиш; 7—вулканогенно-осадоч-
ная формация мела — туфы, туфобрекчии, кварц-порфиры; 8—вулканогенно-осадочная
формация палеогена — туфы, туфобрекчии, порфириты, песчаники, аргиллиты; 9— гли-
нистая формация олигоцена — нижнего миоцена (майкопская евнта) — глины с под-
чиненными прослоями песчаников; 10— молассовая формация неогена — морские и
континентальные отложения — песчаники, конгломераты, ыипы; 11— лавовые покро-
вы и потоки андезито-базальтов и их пирокластолиты (неогеи — антропоген); 12—чет*
вертичныс аллювиальные и аллювиально-морские отложения; 13 — скорость современ-
ных поднятий, мм/год; 14 — скорость современных опусканий, мм/год; 15 — граница
шельфовой зоны моря; 16— разломы; 17 — грязевые вулканы. I — зона Иредкавказ-
ских передовых про1ибов. II — мегантиклннорий Большого Кавказа. III — Закавказская
межгорная зона. IV — мегантиклннорий Малого Кавказа
средней юрой н карбонатным мелом. К западу oi срединного массива
расположен Западно-Грузинский межгорный прогиб, включающий Гу-
рия-Имеретинскую, Абхазско-Менгрсльскую и Рача-Лечхумскую зоны,
сложенные мощными морскими терригенными н молассовыми форма-
циями кайнозоя, собранными в складки покровного типа. Осевая часть
41
этого прогиба представлена Колхидской впадиной, покрытой мощной
толщей третичных моласс, четвертичных, морских, аллювиальных и бо-
лотных отложений.
К востоку от Дзирульского массива расположен обширный Курин-
ский межгорный прогиб, постепенно погружающийся с запада на вос-
ток и состоящий из Карталинской депрессии и А л аз а некой впадины,
сложенных мощной молассовой формацией плиоцена, покрытой аллю-
виально-пролювиальными отложениями обширных четвертичных террас.
Восточная часть межюрного прогиба замыкается Нижнекуринской впа-
диной, погруженной в Прикаспийской зоне за аптропогеп более чем па
1 км, сложенной мощными верхпетретичными и четвертичными мор-
скими и континентальными отложениями.
IV.	Мегантнклинорий Малого Кавказа в отличие от мсгантиклино-
рия Большого Кавказа не имеет хорошо выраженного осевого поднятия.
В северной части структурно и морфологически четко прослеживается
Аджяро-Триадетская зона, представляющая собой веерообразный анти-
клинорий, возникший на месте геосипклинального прогиба, сложенного
мощными вулканогеино-карбонатными отложениями верхнего мела,
флишево-вулканогенным нижним и средним палеогеном и терригенным
верхним эоценом.
В структурном плане Малого Кавказа выделяется Сомхето-Кара-
бахский антиклинорий с выступами палеозойского фундамента — Лок-
ским и Храмским массивами — и перекрывающими их маломощными
терригенными отложениями лейаса и мощными вулканогенно-осадоч-
ными толщами юры и мела. Севанский синклинорий выполнен мощны-
ми вулканогенно-осадочными отложениями палеогена, неогена, а в Се-
ванской впадине и антропогена. Мисхаио-Зангсзурский антиклинорий,
примыкающий к Севанскому синклинорию с юго-запада, сложен мета-
морфической формацией нижнего палеозоя, на которой залегают верх-
недевонские осадочные отложения.
Указанные структуры Малого Кавказа в значительной части пере-
крыты Армяно-Ахалкалакским вулканическим щитом, представленным
мощными континентальными эффузивами поздненеогеново-четвертично-
го возраста.
Араксинский межгорный прогиб, обрамляющий горное сооружение
Малого Кавказа с юго-востока, выполнен мощными миоценовыми и
плиоценовыми молассами, перекрытыми четвертичными континенталь-
ными отложениями, чередующимися с лавовыми потоками. К Малому
Кавказу относят и Талышскую складчатую зону (брахиантиклипорий),
сложенную мощными вулканогенно-терригенными комплексами палео-
гена.
Шельф Черного, Каспийского и Азовского морей является морским
продолжением указанных структурно-формационных зон Кавказа.
Шельфовая зона характеризуется блоковым строением с ярко выражен-
ной дифференцированной нсотектоникой, обусловившей резко отличные
условия литогенеза в опущенных и приподнятых блоках, образую-
щих шельфовые ступени.
Сейсмичность Кавказа
Кавказ — регион довольно высокой сейсмической активности, и этот
фактор играет немаловажную роль при инженерно-геологической оцен-
ке его территории. Почти столетние наблюдения за землетрясениями
обобщены в сводках по сейсмичности Северного Кавказа (Ананьин,
1968), Грузии (Бюсс, Цхакая, Рубинштейн, 1968), Азербайджана (Ку-
42
лиев и др., 1968), Армении (Карапетян, Мкртчян, Паффенгольц, 1968),
Кавказа в целом (Милаповский, 1968). В этих работах показана гене*
тическая связь районов высокой сейсмичности с активными в поздненео*
тектоническом этапе глубинными разломами и структурными блоками.
Северная граница Кавказского сейсмического региона (рис. 6) проходит
через среднюю часть Ставропольского поднятия.
Рис. 6. Сейсмические зоны Кавказа.
Цифрами обозначена балльность районов
Наиболее сейсмоактивный пояс расположен между линиями Ахал-
цихе—Орджоникидзе (западная граница) и Тбилиси — устье Терека
(восточная граница). За последние 45 лет здесь зафиксировано 104зем-
летрясения с силой до 8 баллов. Западная граница пояса точно совпа-
дает с Казбек-Цхинвальским глубинным разломом, тектоническая ак-
тивность которого на отрезке, пересекающем Большой Кавказ, неуклон-
но возрастала в голоцене. В пределах рассматриваемого пояса распо-
лагается наиболее сейсмичный район Большого Кавказа — Казбекский,
для которого характерно сочетание продольных и поперечных тектони-
ческих структур. Менее сейсмоактивный Ассинский район приурочен к
пересечению поперечного Казбек-Цхипвальского и продольного Влади-
кавказского разломов.
В Ардонском районе землетрясения связаны с продолжающимся
ростом складок Терской зоны и подвижками вдоль Грозненской впади-
ны. К более восточному сейсмическому поясу в пределах Северного Кав-
каза относится ряд районов повышенной сейсмичности (7 баллов), прн-
урочешшх к разным зонам Терско-Каспийского прогиба: Махачкалин-
ский, Западно-Каспийский, Приморско-Дагестанский и Самурский.
43
Район Центрального Дагестана находится под влиянием соседней
8-балльной зоны, фиксируемой на Южном склоне Большого Кавказа
в пределах Грузии и Азербайджана.
Сейсмический иояс, расположенный к западу от линии Ахалцихе—
Орджоникидзе до линии Сухуми—Ставрополь, отвечает зоне Транскав-
казского поперечного поднятия. Для него характерно расположение эпи-
центров в субмсридиональиом направлении. Сюда входят четыре рай-
она: Минераловодский (7 баллов), Ставропольский, Нальчинский, Те-
бердииский — все 6-балльные. В целом землетрясения в этом поясе свя-
заны с продолжающимся воздымапием и сводообразным перегибом зем-
ной коры в этой области; с этими же процессами связан новейший вул-
канизм Эльбруса.
Самый западный сейсмический пояс в пределах Северного Кавказа
отличается наименьшей частотой проявления землетрясений и во вре-
мени, и по площади. Сюда входят районы: Лабино-Зеленчукский, при-
уроченный к Зеленчукской впадине; Анапско-Западно-Кубанский, свя-
занный с Пшсхско-Адлерской зоной поперечных глубинных разломов, и
Усть-Лабинский очаг, вытянутый вдоль наиболее глубокой части Запад-
но-Кубанского прогиба. Активизация сейсмической деятельности, наблю-
дающаяся за последние 10 лет и связанная с дифференцированными
неотектоническими движениями в восточной краевой зоне Черноморской
впадины, позволила отнести горную часть Западного Кавказа и все по-
бережье к востоку от г. Туапсе к 7-балльной зоне (Ананьин, 1968).
В результате анализа сейсмических материалов в совокупности с
геологическими значительная часть территории Закавказья была отнесе-
на к 7-балльной зоне, в пределах которой выделяется ряд районов с
силой землетрясений 8 баллов. Наиболее западный Абхазско-Менгрель-
ский 8-балльпый район, контуры которого определяются наличием по-
верхностных сейсмически активных структур, связан с Менгрельским
глубинным разломом и его западным аналогом, участком Амзаро-Му-
хурской зоны краевых дислокаций, сопряженной с зоной Главного на-
двига структурой, обусловившей возникновение Чхалтинского землетря-
сения 1963 г. (Бюсс, Цхакая, Рубинштейн, 1968). На востоке 8-балль-
ной сейсмичностью характеризуется Казбеги-Лагодехско-Шемахинский
район, вытянутый вдоль одноименной зоны разломов, где неоднократно
проявлялись разрушительные землетрясения, максимальное из которых
Шемахинское 13/11 1902 г. Из 7-балльных районов следует выделить:
Цив-Гомборский, с Сигпяхским землетрясением 26/XI 1958 г., привед-
шим к повреждению зданий; Прикаспийский, с наибольшей активностью
вдоль Алтыагачского разлома и Иредмалокавказский, с наибольшей
сейсмической активностью в г. Кировабаде.
На территории Малого Кавказа в исторический период неоднократ-
но происходили землетрясения, часто разрушительные С 1951 по 1960 г.
на Малом Кавказе сейсмографами отмечено 3635 землетрясений с маг-
нитудой от 4,25 до 7,5; из них 45 относятся к Ереванскому району, 66 —
к Леиинакан-Туманянскому, 30 — к Зангезур-Карабахскому, 109 — к
Кировабадскому, 22 — к Черноморско-Батумскому, 6 — к Талышскому
и 3357—к Ахал кала некому району. Преобладающая часть землетрясе-
ний приходится на Ахалкалакский район, отличающийся максимальной
для территории Кавказа сейсмической активностью и относящийся к
8-балльной зоне. В этом районе известны разрушительные землетрясе-
ния в XI—ХТП вв, а также в 1868, 1899, 1925 гг. и 7/V 1940 г. Сейсми-
ческая активность контролируется глубинным меридиональным разло-
мом, к которому приурочена цепь неогеновых и четвертичных вулканов.
Па юго-востоке 8-бал.льная зона охватывает; Лепинакан-Туманянский,
44
Зангезур-Карабахский и Ереванский сейсмические районы. 7-балльной
-активностью отличаются Алавердский, Приараксинский и Талышский
районы.
Основные закономерности строения рельефа
и ландшафтно-климатическая зональность
В молодых горно-складчатых странах, наиболее типичным приме-
ром которых служит Кавказ, наблюдается зависимость морфоструктур
рельефа от геологического развития тектонических структур в поздне-
орогенную стадию. Климатическая зональность, обусловленная значи-
тельным колебанием абс. отм. от — 28 м (урез Каспия) до 5000 м и
более (Главный Кавказ), способствовала формированию большой гам-
мы ландшафтов от вечных снегов и ледников Большого Кавказа до суб-
тропиков Причерноморья и полупустынь Кура-Лраксинской низменно-
сти с соответствующими им морфоструктурами рельефа, почвенно-рас-
тительным покровом, современными геолого-генетическими комплексами
отложений и геологическими процессами.
На территории Кавказа выделяются четыре геоморфологические
провинции, совпадающие с основными структурно-формационными зо-
нами.
1.	Предкавказье представляет собой равнину шириной до 300 км и
длиной 800 км, протянувшуюся от Азовского моря до Каспийского.
В пределах этой провинции выделяются геоморфологические области
(Думитрашко, 1974): Керченско-Таманская грядово-холмистая область;
Западно-Кубанская наклонная аллювиально-пролювиальная равнина
(дельта Кубани и ее террасы) с абс. выс. до 100 м, Восточно-Кубанская
и Минераловодская наклонные аккумулятивные и денудационные рав-
нины и островные горы (лакколиты); Терско-Кумская наклонная равни-
на с абс. отм. от —28 до 100 м, разделенная Терским и Кабардино-Сун-
женским хребтами с прямым тектоническим рельефом и абс. выс. 700—
*900 м. В восточной части Предка вказской равнины выделяется Кусаро-
Днвичннская аккумулятивно-денудационная наклонная равнина.
Для обширных территорий Северо-Кавказской равнины характерен
климат умеренно теплых полупустынь и сухих степей Среднегодовая
•температура воздуха Г10----1-12°, в жаркие месяцы (июль) + 19 —
+23°, в январе —1,3 — 4,9°. Годовой баланс увлажнения в восточной
части равнины (Кизляр, Прикумск) отрицательный (0,4—0,5), к запалу
(Краснодар) несколько увеличивается (0,7). Аридно-континентальные
условия способствовали отложению мощных толщ лессов и лессовидных
•суглинков, что нашло отражение в ландшафте в виде блюдец и других
форм «лессового» карста.
Для низкогорных зон Предкавказья (300—1000 м) характерен уме-
ренно теплый климат. Здесь отмечается избыточное увлажнение (1,0—
1,5). Количество осадков 500—650 мм. Зима мягкая, с неустойчивым
снежным покровом, лето умеренно жаркое, среднегодовая температура
О—10°.
2.	Большой Кавказ - это мощная горная провинция, образован-
ная высоко- (до 5000 м), средне- и пизкогорными линейными хребтами
с тектоническим блоковым и эрозионно-денудационным рельефом.
В пределах Большого Кавказа выделяется ряд областей. Северо-Запад-
ный, или Причерноморский, Кавказ — относительно узкая (30—60 км)
система из нескольких взаимно параллельных хребтов высотой в восточ-
ной части до 1 км, а к северо-западу постепенно снижающихся и на Та-
манском полуострове представленных лишь низкими грязевыми сопка-
45
ми. Рельеф, развитый на субстрате флишевых пород мсзокайпозоя, име-
ет мягкие очертания и не носит следов современного оледенения.
Область Западного Кавказа от горного узла Фишт (на западе) ДО'
Мамисонского перевала характеризуется в гребневой зоне абс. отм. 1—
4 км, эрозионно-гляциальным рельефом с формами современного оледе-
нения: фирновыми полями, каровыми и висячими ледниками, троговы-
ми долинами.
В области Центрального Кавказа горная система расширяется, в
пределах ее появляется ряд хребтов, слабо отпрепарированных, с остро-
конечными вершинами высотой 3—4 км, а начиная от Эльбруса и далее-
к востоку — 4—5 км. Рельеф Центрального Кавказа представлен высо-
ко- и среднегорнымн блоковыми, моноклинальными и синклинальными
инверсионными хребтами, вулканическими массивами и плато с ниваль-
ными, ледниковыми и эрозионно-денудационными формами.
На широком Северном склоне Большого Кавказа от р. Зеленчук до-
р. Урупа тянется Боковой хребет, развитый на субстрате кристалличе-
ских пород палеозоя и несущий мощное оледенение. В этом хребте,
рассекаемом глубокими долинами рек бассейнов Кубани (Белая, Лаба,
Зеленчук, Теберда) и Терека (Малка, Баксан, Чегем, Ардои), находятся
высочайшие вершины Европы — Дыхтау (5198 м), Каштантау (5145м)
и двуглавый вулканический конус Эльбруса (5633 м), покрытый вечной
ледяной шапкой. Севернее тянется Передовой хребет с высотами 3 —
4 км, сложенный палеозойскими породами, который сменяется Северо-
Юрской депрессией, развитой в междуречье Белая — Терек на песчано-
глинистых осадках догера — лейаса и имеющей абс. отм. 2—2,5 км. Се-
верный склон Большого Кавказа замыкается ярусно расположенными^
куэстовыми грядами Скалистого хребта (отметки 2—3 км), бронирован-
ного известняками верхней юры — мела, более низкого Пастбищного*
хребта и низких северных куэст на третичных осадках.
На Южном склоне Большого Кавказа протягивается цепь высоких
хребтов, отделенных от Главного водораздела продольными участками
долин Йнгурн, Цхенисцкали и Риони. Наиболее крупными является1
Сванетскнй антиклинорный хребет с вершиной Лайла-Лехелн (4000 м);
немногим уступает хр. Шода-Кедели, развитый на метаморфизирован-
ных породах верхнего палеозоя и сланцевой свите лейаса. В гребневой*
части этих хребтов преобладает эрозионно-гляциальный рельеф с каро-
вым оледенением.
Южнее отмечается обращенный рельеф: отпрепарированные денуда-
цией высокие хребты, сложенные массивными вулканогенами юры, про-
резаны глубокими антецедентными ущельями рек Бзыбь, Кодори, Ин-
гури и Риони, на склонах- которых сохранились небольшие современные
каровые ледники и следы древних оледенений в виде ледниковых цирков*
и троговых долин. Замыкается Южный склон Большого Кавказа в сво-
ей западной части мощной броней меловых известняков, слагающих то-
крутопадающие моноклинальные гряды, то обширные плоскогорья Шао-
ри, Асхи, Квира, Охачкуе, Арабика и другие, изрезанные сложными си-
стемами наземного и подземного карста.
Восточная область Большого Кавказа характеризуется высоко- и
средиегорными блоковыми хребтами с ледниковыми и эрозионно-дену-
дационными, частью скульптурными, инверсионными формами. Осевой
частью водораздела служит боковой хребет с вершиной Тебулосмта»
(4494 м), развитый, как и кулисообразно замещающий его Южный Во-
дораздельный хребет (гора Базардюзю — 4480 м), на сланцевой свите
лейаса. Боковой хребет расчленен на северном склоне поперечными до-
линами Ассы, Аргуна, (притоки Терека), истоками Сулака. Северные
46
предгорья представлены зоной хребтов (2,5—3 км), развитых на карбо-
натных породах верхней юры и мела (известняковый Дагестан). От
южного склона Водораздельного хребта ответвляются Карталинский и
Кахетинский хребты, с которых берут начало левые притоки р. Куры—
Арагви, Иори, Алазани и др.
Самый восточный отрезок Большого Кавказа характеризуется се-
рией среднегорных (гора Дибрар — 2209 м) и низкогорных хребтов,
погружающихся под Апшеронский полуостров, на котором, как и на при-
мыкающем к нему низкогорном полупустынном рельефе Кобыстана,
выделяются грязевые вулканы и сопки.
К высокогорным зонам (более 2700 м) приурочен пояс нагорных
тундр, отличающийся отрицательной среднегодовой температурой
(—10° и ниже) и избыточным увлажнением (1,5). Высоты более 3500 м
покрыты вечными снегами и ледниками. Годовое количество осадков на
Северном склоне Большого Кавказа 700 мм, а на Южном - 1100 мм.
Для этого пояса характерно морозное выветривание, солифлюкция, от-
сутствие почвенно-растительного покрова, широкое развитие леднико-
вых, флювиогляциальных и обвалыю-осыпных отложений.
Альпийский пояс охватывает горно-луговую и горно-лесную зоны,
на склонах хребтов в диапазоне высот 2000—2700 м. Климатические ус-
ловия суровые, среднегодовая температура, как правило, отрицательная.
Годовое количество осадков превышает 900 мм, но выпадают они глав-
ным образом в виде снега, таяние которого обусловливает бурные ве-
сенние половодья па горных реках. Испаряемость небольшая, увлажнен-
ность избыточная (1—1,5). Интенсивные половодья в условиях больших
уклонов рек. горно-луговой зоны способствуют развитию глубинной эро-
зии, а также выносу значительных масс продуктов выветривания в виде
селевых потоков. В горно-лесной зоне эффект выветривания меньше, вви-
ду защиты коренных пород от выветривания горно-лесными почвами, что
обусловило локальный характер склоновых гравитационных процессов.
Отмечается широкое развитие карста па высокогорных массивах, сло-
женных карбонатными породами.
Пояс с холодным климатом и сухой зимой охватывает среднегорья
в интервале высот 1000—2000 м. Этн районы отличаются прохладным
летом и суровой зимой, высокой круглогодичной солнечной радиацией.
Среднегодовая температура воздуха у верхней границы пояса близка к
нулю, а у нижней она составляет 7—8° Количество атмосферных осад-
ков от 500—550 до 700—800 мм в год, основная их масса выпадает в
весенне-летний период (до 85%). Относительная увлажненность уме-
ренная (0,7- 1,0). В среднегорном поясе выделяются маломощные горные
черноземы, на которых развиты буковые, грабовые, сосновые и дубо-
вые леса, локально замещаемые горно-стспной зоной, подверженной ин-
тенсивной денудации и эрозии, сопровождаемым оползнями, обвалами
м селями.
3.	Закавказская депрессия срединным Сурамским (Дзирульским)
плосковершинным хребтом (1—1,5 км), служащим водоразделом между
Каспийским и Черноморским бассейнами, разделяется на две части:
Рионскую (Колхидскую) низменность па западе и Куринскую впадину
(низменность) на востоке.
Риопская низменность представляет собой аллювиально-морскую
равнину с абс. выс. 0—10 м, а в осевой интенсивно погружающейся ча-
сти Колхидской впадины локальные углубления характеризуются отри-
цательными отметками ( - 1—2 м). В краевых частях низменности, в зо-
не Гурийского и Абхазско-Мепгрсльского предгорных прогибов, развит
холмистый рельеф иа субстрате глинисто-песчанистых отложений третич-
47
ной системы. Среди этого рельефа выделяется Южпо-Меигрельская из-
вестняковая гряда (200—500 м), приуроченная к брахиантиклииалям
Абедати, Эки, Урта и другим, развитым вдоль активного и в настоящее
время Менгрельского глубинного разлома.
В Причерноморской полосе Кавказа, где господствует субтропичес-
кий климат, наблюдается закономерное увеличение среднегодового ко-
личества атмосферных осадков с севера на юг — от 1399 (Сочи) до
2371 мм в год (Батуми), соответственно увелнчнвастся головой коэффи-
циент увлажнения — от 1,62 до 4,3. Среднегодовая температура пояса
субтропиков Н-15 +14°. Наиболее высокая среднемесячная температура
(4-23 4-24°) наблюдается в июле—августе; абсолютные максимумы,
отмечаемые в Колхидской низменности, 4-40 4-41°.
В Колхиде вследствие интенсивного заболачивания больших площа-
дей развиты нловато-болотные, торфяно-болотные, подзолисто-глеевые
почвы, запятые травянистыми болотами, болотистыми и лиановыми ле-
сами из ольхи, белолистка, ивы. В низких предгорьях (10—200 м) рас-
пространены красноземные и желтоземные почвы, образованные в ре-
зультате химического выветривания материнских пород в условиях из-
быточного увлажнения и высокой солнечной радиации. На склонах хол-
мов вследствие частых продолжительных ливней, свойственных поясу
субтропиков, преимущественно в районах, где ведется неправильная об-
работка почв, наблюдается эрозия почв; в красноземах она проявляется
слабо.
Значительно сложнее рельеф Куринской впадины, где Н. В. Думит-
рашко (1974) выделяет области: Карталино-Шскино-Аджиноурские
складчатые низкогорья и наложенные впадины — Верхнекарталинскря.
Алазано-Агричайская, Караязо-Евлахская (с рельефом предгорных и
террасовых равнин); область Кура-Араксинской аллювиальной низмен-
ности. В западной части Куринской внаднны преобладает умеренно теп-
лый климат со среднегодовой температурой 4-Ю 4-13°, с осадками 500—
700 мм в год н положительным балансом увлажнения (1,1 -1,2). Почвы
черноземные и каштановые. Для Кура-Араксинской низменности, вклю-
чая Аншеронский полуостров и Кобыстан, характерен климат умеренно
теплых полупустынь н сухих степей. Среднегодовая температура 4*12
4-14°, в июле — 4-27 4“28°, в январе 4-2°. Количество атмосферных
осадков небольшое (150—400 мм в год), годовой баланс увлажнения
отрицательный (0,3—0,4). В Прикаспийской зоне преобладают бризы, в
долинах Куры и Аракса муссоны со скоростью ветра 20—25 м/с. Зимой
и весной отмечаются фены, летом суховеи. Почвы солончаковые.
4.	Малый Кавказ (провинция Закавказского нагорья) представля-
ет собой весьма сложную систему хребтов, вулканических нагорий и
плато. В отличие от Большого Кавказа здесь отсутствует единый глав-
ный водораздельный хребет; многочисленные хребты разной ориента-
ции чередуются с межгорными долинами, меньше изрезаны, имеют мень-
шие абсолютные высоты (наивысшая — гора Арагац — 4095 м), и совре-
менное оледенение проявлено незначительно. Здесь выделяются Аджа-
ро-Триалетский, Сомхетский, Карабахский, Памбакский,3апгезурский,
Айоцдзорский, Талышский и другие хребты; Ахалцихская, Памбакская,
Севанская, Среднеараксинская межгорные котловины. В рельефе лаво-
вых нагорий, из которых наибольшее Армяно-Ахалкалакское, выделя-
ются обширные высокогорные плато, увенчанные многочисленными вул-
каническими конусами Абул-Самсарского хребта (3304 м), Мокрых гор,
Арагац и др. Значительное место в рельефе лавовых нагорий занимают
озера, выполняющие котловины, среди которых выделяется оз. Севай,
а также Табацкури, Тапаравани, Хозапип.
48
Соответственно вертикальной климатической зональности, так же
как и на Большом Кавказе, на Малом Кавказе выделяются климатиче-
ские пояса: нагорных тундр и альпийский, с холодным климатом и су-
хой зимой. Баланс увлажнения на большей части территории положи-
тельный.
Общие закономерности гидрогеологических условий
Глубина залегания уровня грунтовых вод Предкавказья варьирует
в широких пределах — от 0 до 30 ,м. На террасах рек она достигает 2—
10 м, увеличиваясь от нижних к верхним, а в поймах не превышает
2 м; па наклонных предгорных равцнпах колеблется от 30 м в верхних
частях до нуля в области выклинивания; на делювиальных склонах —
от 15 до 1 м; в дельтах рек и приморской части составляет 0—5 м. Грун-
товые воды многих районов Северного Кавказа обладают сульфатной
и углекислой агрессивностью в условиях естественного режима. Повы-
шенная сульфатность характерна для слабоводообильных высокомине-
рализованных грунтовых вод солепосных палеогеп-пеогеновых глин.
Существенную опасность для строительства представляет подтопле-
ние, возникающее при широких масштабах ирригационных мероприятий
па Северном Кавказе на фоне общего повышения уровня грунтовых вод
в результате орошения.
Главный Кавказский хребет является водоразделом подземного сто-
ка, направленного от центральной наиболее приподнятой его части к
северу — в сторону предгорных прогибов Северного Кавказа, к югу —
в сторону Закавказского межгорного прогиба (Грузинско-Азербайджан-
ская глыба), а также в зоны северо-западного и юго-восточного погру-
жения мегантиклинория Большого Кавказа. В наиболее высокогорной
части выделяется область грунтовых (трещинных) вод кристаллическо-
го субстрата Большого Кавказа, которой свойственны ультрапресные
подземные воды, циркулирующие в трещинах элювиальной зоны кри-
сталлических пород. В зависимости от времени года грунтовые воды
этой области характеризуются резкими колебаниями расхода и темпе-
ратуры; естественные их ресурсы, рассчитанные по гидрографу, 34 м3/с.
Помимо пресных вод в зонах молодых разломов и четвертичного вулка-
низма широко развиты агрессивные углекислые воды («парадны»).
В зонах гипергенеза кристаллических пород встречаются воды с суль-
фатной агрессивностью.
Гидрогеологическая область водонапорных систем складчатой зоны
Южного склона Большого Кавказа охватывает обширную горную и
предгорную территорию, сложенную горскими и меловыми отложениями
и включающую множество водонапорных систем и районов развития
грунтовых трещинных вод (Буачидзс и др., 1970). Степень водообильно-
сти этой области в зоне активного водообмена различна. В зонах трещи-
новатости сланцев лейаса, вулканогенов байоса и мелового флиша во-
дообильность родников незначительная — от 0,1 до 0,5 л/с. В зонах
интенсивной трещиноватости и раздробленности порол дебит родников
увеличивается до 5 л/с, а в делювиально-коллювиальных образованиях
до 30 л/с. Минерализация грунтовых вод низкая (до 0,4 г/л), химичес-
кий тип гидрокарбонатно-кальциевый. Зола глубокой циркуляции харак-
теризуется обилием углекислых вод, приуроченных к зонам тектониче-
ских разломов и имеющих минерализацию от 0,9 до 18 г/л, по типу
гидрокарбонатно-кальцисвых, натриевых и магниевых. Естественные ре-
сурсы подземных вол области водонапорных систем Южного склона
Большого Кавказа довольно крупные примерно 300 м3/с, при этом
49
значительная их часть приходится на западные районы, отличающиеся
большим количеством атмосферных осадков.
Гидрогеологическая область артезианских бассейнов Закавказско-
го межгорного прогиба расположена между Большим и Малым Кавка-
зом. Среди вод неглубокой циркуляции, имеющих существенное значе-
ние для оценки инженерно-геологических условий этой наиболее освоен-
ной области Закавказья, выделяются карстовые воды, а также грунто-
вые воды аллювиальных и аллювиально-морских отложений, которые в
отдельных гидрогеологических окнах гидродинамически взаимосвязаны
-с напорными водами нижележащих артезианских горизонтов.
Большой водообильностью отличаются карстовые и трещинно-кар-
стовые воды зоны неглубокой циркуляции северного борта межгорного
прогиба, где значительная часть атмосферной воды, просачивающейся
в юрские и меловые карстующиеся известняки, дренируется на уровне
местного базиса эрозии в виде довольно крупных источников и карсто-
вых рек с максимальным расходом до 26 м3/с. Карстовые воды неглу-
бокой циркуляции характеризуются гидрокарбонатио-кальциево-магнис-
вым типом с минерализацией до 0,5 г/л. Они имеют существенное зна-
чение при оценке инженерно-геологических условий подземных и назем-
ных сооружений ИнгуриГЭС и других многочисленных гидроэлектро-
станций, запроектированных или построенных в зоне карбонатного кар-
ста Западной Грузии.
Наиболее водообнльны грунтовые воды четвертичных аллювиаль-
но-морских отложений Колхиды, приуроченные к пескам и галечникам,
слагающим поймы и надпойменные террасы. Водообильность верхней
части горизонта по дебитам родников 0,1—1 л/с, в нижней части подзем-
ные воды приобретают напорный характер, дебит отдельных скважин
достигает 3 л/с. Но химическому составу воды гидрокарбонатно-хлорил-
ные кальциево-натриевые с минерализацией до 0,8 г/л. Обилие атмос-
ферных осадков, при резко положительном балансе увлажнения, способ-
ствовало образованию мощных грунтовых потоков в аллювиально-мор-
ских отложениях Колхиды, ресурсы которых оцениваются в 4 м3/с. Глу-
бина уровня воды в краевых зонах Колхиды доходит до 3 м, в сторону
моря постепенно повышается, способствуя заболачиванию значительной
территории низменности.
Куринская впадина, хотя и занимает гораздо большую площадь,
•чем Колхидская, отличается сравнительно меныпей водообильностью
артезианских горизонтов и грунтовых вод. Это вызвано, с одной сторо-
ны, более низкими фильтрационными свойствами отложений, с другой - -
континентально-аридными условиями климата с резким дефицитом ба-
ланса увлажнения на большей части территории Восточного Закавказья.
Водообильность грунтовых вод огромной территории Нижнекуринской
низменности составляет всего 30 м8/с, причем наиболее водообильна ее
западная часть (Кировабад-Казахский массив) и предгорная Мильско-
Карабахская равнина. К востоку, ввиду господства аридного климата,
водообильность пород минимальная, и на обширной площади Апшероц-
ского полуострова естественные ресурсы подземных вод составляют все-
го 2,8 м3/с.
Гидрогеологическая область водонапорных систем Малого Кавказа
отличается высокой обводненностью пород в центральной ц западной ее
частях и меньшей в восточной части, а также наличием большого коли-
чества углекислых минеральных вод (Боржоми, Зваре, Арзни, Джер-
мук и др.). С инженерно-геологической точки зрения наиболее интерес-
на верхняя гидродинамическая зона, представленная грунтовыми вода-
ми трещинного типа в вулканогенно-осадочных отложениях мела и па-
50
леогепа, трещиппо-пластового типа в плиоцен-четвертичных лавовых по-
кровах и поровыми водами делювиально-коллювиальных образований.
Средний модуль подземного стока для этой зоны 3,3 л/с на 1 км2 (Тер-
Мартиросян, 1968).
Инженерно-геологическое районирование Кавказа
Территория Кавказа характеризуется свойственными горно-склад-
чатым областям сложными инженерно-геологическими условиями. Вы-
званными разнообразием литологического состава пород, их интенсив-
ной тектонической нарушснностью, активной неотектоникой и сейсмич-
ностью, многообразием геоморфологических форм и широким развитием
современных геологических процессов. В связи с этим инженерно-геоло-
гическое районирование Кавказа представляет определенные трудности.
Анализ охарактеризованных в предыдущих главах основных зако-
номерностей инженерно-геологических условий Кавказа и истории их
формирования показывает, что при региональном инженерно-геологиче-
ском районировании наиболее оптимален структурно-формационный
принцип, развиваемый в работах И. В. Попова (1950, 1971), Е. М. Сер-
геева (1975), Е. М. Сергеева и др. (1956), Г. А. Голодковской (1964),.
М. В. Чуринова (1966), Г. К. Бондарика, И. С. Комарова, В. И. Фе-
ронского (1967), И. М. Буачидзе и др. (1970).
Районируемая территория является альпийским горно-складчатым
сооружением (системой), т. е. самой крупной в таксономическом отно-
шении единицей, и рассматривается как регион первого порядка. Дру-
гими словами, оиа выделяется по возрасту складчатости, отражающей
время превращения геосинклинали в ороген. В пределах данной терри-
тории наблюдается полное соответствие основных геоморфологических и*
гсоструктурных единиц. С историей геологического развития последних
тесно связаны условия осадконакопления, процессы литификации, текто-
генеза, метаморфизма и гипергенеза горных пород, т. е. наиболее важ-
ные особенности геологического развития, которые обусловливают фор-
мирование региональных инженерно-геологических условий.
Элементами горно-складчатой системы Кавказа, различающимися
по истории геологического развития, являются крупные геологические
структуры: пояса передовых и межгорных прогибов н мегантиклннории,
соответствующие регионам второго порядка (области): I. Пояс Пред-
кавказскйх передовых прогибов. II. Мегантиклинорий Большого Кавка-
за. III. Закавказский межгорный прогиб. IV. Мегантиклинорий Малого
Кавказа. V. Шельф Черного, Азовского и Каспийского морей.
В пределах этих областей выделяются регионы третьего порядка
(районы), соответствующие в областях мегантиклинориев — антиклино-
риям, синклинориям, вулканическому щиту, а в областях передового и
межгорного прогиба — предгорным прогибам, срединным массивам и
межгорным прогибам (впадинам). Принятый на этом таксономическом
уровне принцип районирования является структурно-формационным,
так как учитывает тесную связь слагающих регионы формаций с текто-
ническим режимом структуры всего времени ее развития. Инженерно-
геологическая характеристика территории Кавказа в последующем раз-
деле приводится по выделенным согласно этому принципу 15 инженер-
но-геологическим районам (рис. 7) с некоторыми отступлениями. Так,
описание области мегантиклинория Большого Кавказа дастся без по-
районного подразделения, что обусловлено, с одной стороны, резкой тер-
риториальной разобщенностью однотипных структурно-формационных
зон, соответствующих инженерно-геологическим районам, и с другой —
5С
слабой освоенностью и недостаточной изученностью региона, особенно
в зоне высокогорья.
Отдельно описаны шельфы омывающих Кавказ Черного, Азовского
и Каспийского морей, отличающиеся специфичностью инженерно-геоло-
гических условий.
Рис. 7. Схема инженерно-геологического районирования Кавказа (составили И. М. Буа
чидзе, К. И. Джанджгава).
I. Пояс Предкавказских передовых прогибов- Ii — Терско-Каспийский и Кусаро-Диви
чинский прогибы; Ь — Индоло-Кубанский прогиб. II. Мегантиклииорий Большого Кав-
каза ПТ. Закавказский межгорный прогиб: Illi — Дзирульско-Окрнбская лона подня-
тий; ПЦ — предгорные прогибы Западной Грузии; 1Пз — Колхидский прогиб; IIU— Ку-
[иигкая впадина; Ills — Апшероно-Кобыстанский прогиб. IV. Мегантиклииорий Малого
Кавказа: IVi — Аджаро-Триалетская складчатая зона; IVj — Сомхето-Карабахский
антиклинорий; IV» — Севанский синклинорий; IV*— Зангезур-Ордубадская зона; IV* —
Армяно-Ахалкалакский вулканический щит; IVe — Араксииская впадина; IV? — Таллин-
ский антиклинорий. V. Шельф Черного, Азовского и Каспийского морей
Развитие альпийской геосинклинали на жестком герцинском осно-
вании, завершившееся орогенной стадией, привело к интенсивному дроб-
лению и частичной переработке образований герцинского структурного
этажа. Поэтому мегантиклииорий Большого Кавказа и ряд регионов
третьего порядка, таких, как Сомхето-Карабахский антиклинорий и
Дзирульско-Окрибская зона поднятий, включают в себя образования
интрузивной и метаморфической формаций, принадлежащих к доаль-
нийским структурным этажам и служащих основанием альпийской гео-
синклинальной системы.
Особенность Кавказского региона — мощное проявление молодого
вулканизма и формирование обширных лавовых покровов (щитов).
52
В связи с этим в качестве региона <ретьего порядка был выделен Ар-
^пцо-Лхалкалакский вулканический щит. В отличие от остальных регио-
нов он не образует четко ограниченной разломами структуры, а пред-
ставляет собой гетерогенный складчатый субстрат, перекрытый мощным
покровом лавовых образований.
Другая особенность региона — наличие молодых неоген-четвертич-
ных грабенов, тесно связанных в своем развитии с впадинами Черного
и Каспийского морей и наложенных на складчато-глыбовые структуры
межгорных прогибов. Они выполнены мощными толщами морских и
континентальных моласс и выделяются как самостоятельные регионы
третьего порядка. Это Колхидская и Курипская впадины и несколько
отличающийся от них Араксинский межгорный прогиб.
Выделенные крупные структуры, как правило, находят четкое отра-
жение в рельефе, что существенно облегчает районирование и делает
ого более наглядным. Мощные дифференцированные неотектопические
движения в позднеорогенную стадию альпийского тектогенеза, включая
четвертичное время, привели к разной гипсометрической расчлененности
Кавказского региона и образованию зон высокогорий и межгорных де-
прессий.
Таким образом, можно констатировать, что для горно-складчатой
системы Кавказа тектонический фактор играл доминирующую роль в
развитии типов и форм осадконакопления, магматизма, метаморфизма,
формирования структур различных порядков, рельефа, высокой совре-
менной сейсмической активности, многообразия геологических процес-
сов, т. е. важнейших факторов инженерно-геологической обстановки.
Природно-климатическая зональность, во многом контролирующая
ход процессов выветривания, современное состояние пород и интенсив-
ность денудационных преобразований горных сооружений и в известной
мере гидрогеологических условий, нашла отражение при инженерно-
геологическом описании регионов.
РАЗДЕЛ II
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ
ОПИСАНИЕ КАВКАЗА
ГЛАВА 4
ПОЯС ПРЕД КАВКАЗСКИХ ПЕРЕДОВЫХ
ПРОГИБОВ (ТЕРСКО-КАСПИЙСКИЙ
И КУСАРО-ДИВИЧИНСКИЙ — 1„
ИНДОЛО-КУБАНСКИЙ — 12)
Регион представляет собой аккумулятивную равнину^ наклоненную в сто-
рону от Кавказского хребта и расчлененную речными долинами.
Она протягивается от Таманского полуострова до побережья Каспий--
ского моря и разделяется на две ветви Ставропольским поднятием. По-
типу рельефа в ее пределах выделяют три геоморфологические области:
а) прибрежная равнина шириной до 30 км с ровной поверхностью, аб-
солютные отметки которой не превышают 150—200 м, и глубиной вреза;
эрозионной сети до 100 м; б) наклонная равнина и предгорья с абсо?
лютпыми отметками вершин предгорных хребтов до 800 м и глубиной-
эрозионного расчленения до 200—300 м; в) зона среднегорья с глубоким;
врезом (до 300—500 м) гидрографической сети, занимающая промежу-
точное положение между предгорной зоной и склоном Передового хреб-
та Большого Кавказа. Преобладающие абсолютные отметки ее поверх-
ности 1200—1500 м.
Гидрографическая сеть региона принадлежит бассейну Черного и?
Каспийского морей, хорошо развита, густота ее в разных областях из-
меняется от 1 до 0,42 км/км2. Наиболее крупными являются реки Ку-
бань и Терек с притоками, а также Самур, Кусарчай, Сусачай и др.
Долины рек хорошо разработаны и террасированы. Все основные реки<
региона получают питание преимущественно за счет таяния снега и-
ледников в пределах водораздельной зоны Большого Кавказа и по ре-
жиму относятся к рекам с весенне-летним паводком. Для рек харак-
терны большие величины твердого стока.
Климат района в западной части умеренно влажный, на востоке-
сменяется климатом полупустынь и сухих степей. Среднегодовые тем-
пературы воздуха изменяются в этом направлении от 8—9 до 12—14°,.
а среднегодовое количество осадков от 821 мм в г. Орджоникидзе до-
173 мм на о. Чечснь.
В развитии почв и растительности отчетливо проявляется широт-
ная и вертикальная природная зональность. С запада на восток черно-
земные малогумусированные почвы сменяются темно-каштановыми, а в
области полупустынь и сухих степей - светло-каштановыми с пятнами
солонцов. В горах развиты горно-лесные коричневые карбонатные поч-
54
«ы, на которых растут широколиственные леса. В пределах равнин пре-
обладает типичная степная растительность и только на прибрежной
равнине южнее Махачкалы отмечаются низинные лиственные лесные
-массивы.
Геологическое строение и инженерно-геологическая
характеристика пород
В структурном отношении территория региона представляет собой
глубокий предгорный прогиб с погружением складчатого фундамента па
глубину до 10 км. Прогиб выполнен мощной толщей осадочных образо-
ваний мезокайиозойского возраста. В его пределах развиты складчатые
•структуры более высоких порядков, выраженные в современном рельефе
Терским, Сунженским хребтами и межгорными депрессиями (последние
приурочены к синклинальным складкам). Они являются следствием тек-
тонической активности региона в альпийскую орогенную фазу.
На территории региона и сейчас продолжаются неотектонические
движения различного знака. По данным инструментальных геодезичес-
ких наблюдений (Матцкова, 1968), большая часть Тсрско-Сулакской
дельты продолжает прогибаться со скоростью 2 мм/год и более, Терско-
•Сунженская область, наоборот, испытывает поднятия со скоростью 1—
2 мм/год, а части прогиба в южном борту его, образующие северные
склоны Черных гор, поднимаются со скоростью 2—6 мм/год, причем ско-
рость поднятий увеличивается в южном направлении.
Большую часть разреза региона слагают породы верхнетерри-
генной субплатформенной формации олигоцен-нижненео-
генового возраста, объединяющей всю толщу майкопской серии. Май-
копские отложения выходят на поверхность в южной части региона,
примыкая к Ахтырской шовной зоне, отделяющей их от складчатых со-
оружений Большого Кавказа, вскрываются в ядрах диапировых складок
Сунженского хребта и па склонах Черных гор в виде полосы шириной
до 15 км. В центральной части прогиба майкопские отложения погруже-
ны на большую глубину. Несмотря па хорошую геологическую изучен-
ность, их физико-механические свойства в пределах региона до сих пор
недостаточно охарактеризованы. Тем нс менее, по аналогии с прилегаю-
щими районами (юг Волгоградской области и Центральное Предкав-
казье), можно указать на ряд инженерно-геологических особенностей
майкопских глин.
1.	Большая склонность к интенсивному выветриванию с образова-
нием оскольчатой и листоватой щебенки, формирующей рыхлые осыпи.
Эти осыпи, так же как и выветрелые породы в коренном залегании, яв-
-ляются благоприятной средой для зарождения оползней.
2.	Ожелезненпость и загипсованность пород в зоне выветривания
и налеты ярозита по стенкам трещин.
3.	Значительная плотность, высокое содержание глинистых частиц,
преобладание в поглощенном комплексе катионов натрия, высокое со-
держание гумуса и гуминовых кислот, выдержанность и однородность
-состава и свойств на значительных площадях, хорошая водоустойчи-
вость, но вместе с тем склонность к сильному набуханию.
Нижнемайкопскис отложения изучены нами на примере левобе-
режья р. Кубани в районе с. Голицыне. Оии представлены здесь темпо-
серыми с коричневатым оттенком глинами с содержанием частиц раз-
мером менее 0,005 мм от 55 до 82%. В составе глинистых минералов
-преобладает монтмориллонит, в качестве примесей присутствуют каоли-
.нит и галлуазит, в большом количестве наблюдается также гидрослюда.
55
В глинах содержится до 4% суммарного гумуса, значительная часть ко-
торого (25%) представлена гуминовыми кислотами. Емкость поглоще-
ния глин достигает 30—35 мг-экв на 100 г породы. В составе погло-
щенного комплекса явно преобладает натрий, затем следуют кальций,
магний и калий. В природных условиях глины характеризуются твердой
консистенцией и относительно высокими плотностью и прочностью.
В процессе выветривания отмечается быстрое увеличение пористости
пород и снижение их прочности. В элювиальных глинах пористость пре-
вышает 36%, угол внутреннего трения часто падает до нуля, а сцеплсние-
у влажных выветрслых разностей составляет всего 0,05- 0,20-105 Па..
Молассовая (преимущественно морская) форма-
ция миоцен-илиоценового возраста включает в себя отложения мэоти-
ческого, сарматского, тортонского ярусов среднего и верхнего миоцена,
а также понтического, киммерийского и куяльницкого подотделов плио-
цена. Они представлены в основном морскими, прибрежно-морскими,
местами озерно-аллювиальными фациями. Отложения формации обна-
жаются в южной и юго-западной частях региона, вскрываются речными,
врезами в пределах Черногорской моноклинали, в долинах Кубани, Ла-
бы, а также в гребневой зоне Терского и Сунженского хребтов.
Наиболее широко распространены в составе формации породы мэо-
тического и особенно сарматского ярусов, среди которых преобладают
глины. Отложения сарматского яруса представлены глубоководными
глинистыми осадками с прослоями и пачками песков, песчаников, конг-
ломератов н известняков-ракушечников в верхах разреза и достигают
наибольшей мощности (1300—1700 м) в южной части прогиба, а в за-
падной уменьшаются до 500—700 м.	1
Глинистые породы сарматского яруса относятся к высокодисперс-
ным отложениям. По гранулометрическому составу в них преобладают
разности с содержанием глинистой фракции от 50 до 90%, пылеватые
разности с содержанием глинистой фракции от 35 до 50% встречаются;
значительно реже, а песчанистые глины представляют исключение. Мик-
роагрегатный состав глин непостоянен, что выражается коэффициентом
агрегированности для фракции пыли от единиц до 166 (среднее значе-
ние по 143 образцам—67), для фракции глин от единиц до 35 (среднее-
значение по 143 образцам— 17). Это свидетельствует о высоких коагу-
ляционных связях в породе. Глинистая фракция представлена преиму-
щественно мниералами группы гидрослюд с включением каолинита и-
монтмориллонита. Только в самой верхней части разреза верхнесармат-
ских глин содержание монтмориллонита возрастает, и он оказывает су-
щественное влияние на их свойства.
По степени засоленности водно-растворимыми солями миоценовые
глины могут быть отнесены к слабо- и срсдпсзасолениым (0,1—2%, в
среднем 0,3—0,5%). Преобладают сульфаты натрия и магния. Карбонат-
ность пород (в пересчете иа СОг) резко изменяется как по разрезу, таК
и по площади (от 1—2 до 40—50%). Емкость поглощения глин колеб-
лется в пределах от 15—20 до 40—50 мг-экв на 100 г породы. В погло-
щенном комплексе сильновыветрелых отложений нередко преобладают
кальций и магний, в коренных невыветрелых — натрий. Содержание
суммарного гумуса колеблется от 0,2 до 5%, часть его (0,02—1,8%}
представлена гуминовыми кислотами.
Физические свойства миоценовых глин разной степени выветрело-
сти можно рассмотреть на примере Кубанского прогиба (табл. 1). Гли-
ны близки к полному водонасыщспию. Степень их влажности, за редким
исключением, достигает 0,8—0,9, часто около 1,0. Величина свободного
набухания изученных пород изменяется от 1 до 44%. Как правило, ко-
56
Основные Показатели физических свойств миоценовых глинистых пород Кубанского прогиба ___________ Таблица I
Место отбора пробы и . возраст пород	Степень выветри* иония	Влажность, %	Объемная масса, г/см*	Плотность, г/см»	Порис- тость, %	Коэффициент пористости	Чисто IMUCIH4* пости	Степень влажности	Свободное набуха- ние. %	Объемная усадка, %
С. Широкая Балка (сред*	вы ветре-	23-28 .	1,85—2,00..	2,70—2,76 „	44 42—44 43	5 2=£,9 44 38-43 л 40 47—53 „	0,66—0,91 л 0,75	1 0,71—0,80 в 0,74 0,71—0,86.	22—33 ..	0,7-1,1	03	о	г |	I CJ | см	оо гп	10—23
ний сармат)	лые невывет-	26 14 24—27	1,95	1 1,94—2.00 „	2,74 2,72—2,78 _			26 14 22-27 „ 24- 22—29	„	14 0,96 0,92—0.98 Л 0,95 0,9-1,0		15 3 11-15 .
Пос. Кутаисский (верхний	релые выветре-	25 2,-34 23	1.97	" 1,89-1,98 л	2,75 2,70—2,78„„						14 6-18 „ ю 6 6—12
сармат)	лыс невывет-	26 23 2-V-5'« 22 20-39 _ 32 20 25- -36.л 27 39—46 40	4 30—39 „	1.93 19 1,98—2,06 2,00	8 1,70—1,92 ,	2,74 2,70—2,79 „		0J9 19 0,61-0,76 	 8 0,71 0.87—1,09 0,99 0,85—0,98 „	25 22 25 23	8 15—28 m 21 20 13-28 10	0,95 0,64—0,96 л 0,92 0,8—0,9 0,85 0,5—0,9 _	11 17-36 23	4 -J-2 1	
С. Урупский аул, р. У рун	релые выветре-			2,76 2,67—2,72						7	4 8 15 	 1 14	.
(верхний сармат)	лые невывет-		1,76 1,76-1,84 „ 1,80 1,75—1,93 2 1,76-1,96 _	2,70	10 2,68—2,70	49	7 45-50 „					
Р. Уруп в 6 км южнее устья (1ШЖ1.ИЙ сармат)	релые выветре-			2,69	5 2,72—2,79 .	.47	3 49	3 0,92 0,96	20 36—42	3 0,70 1.08	g 1 -	
	лые невывет-			2,75	4 2,68—2,78	1 46-53 2П	0.85—1,08	39	4 30 ^19 32 33-38 с 35	5 10-28	1 0,93 0,90-0,99 0,94 0,92—0,94 	2 0,6—0,9	1 9—57„л 30 20 ±±3„ 9 10-19 „ 15 22-44 .	1 ]3_25 20 “ !*=®ю 17 22—25 л 	 2 13-23
36-й километр автодороги	релые выветре-	35 ^.7 32 26—36 28	6 14-38 л 25	8 15-33	1.88 ‘° 1,70—1,90,,	2,75 20 2,68—2,79 	7 2,72 2,72—2,79	49 20 47- 56 „ 51 50—51 „	0.99 ' 0,9 -1,1 „ 1.0 -4°-2 0,56—1,16 „				
Хадыженск — Горячий ключ (чок рак — тархаи)	лые невывет-		1,82 1,80—1,83 „							
Район ст. Отрадной (кара-	релые выветре-		 2 1,8 —2,05	2,75	4 2,75-2,85 „	36—54 „					
ган —чокрак)	лые невывет-		1,95 1,6 —2,21	2,80 2,69—2,82..	40	7 31-55	0,70 0,45—1,24 0,80	20	° 25	6.8 0,9	35 2 —	
	релые	22	1,96 Н	2,80	43 П					
Примечание.
В числителе — предельные значения, в знаменателе — средние, справа —число определений.
ренные невыветрелые глины набухают сильнее. В таких же широких
пределах изменяется и объемная усадка глин (от 3 до 28).
Сопротивление сдвигу выветрслых пород характеризуется значения-
ми силы сцепления 0,3—0,6-10® Па и угла внутреннего трения 13—37°;
невыветрелых пород — соответственно 0,4—2,5’Ю5 Па и 5—29°. Плас-
тическая прочность выветрслых пород, изученная с помощью коничес-
кого пластометра Ребипдера, при естественной влажности-плотности из-
меняется от 4 до 9-10® Па. Временное сопротивление одноосному сжа-
тию вниз по профилю выветривания увеличивается от 0,6—0,7-103 до
2—8-10® Па. Давление набухания колеблется от 0,5’10® до 2,5-10® Па.
Обращает на себя внимание отсутствие стабильности фнзико-механиче-
скнх свойств миоценовых глин в разных пунктах опробования. Мощ-
ность зоны выветривания изменяется от 8 до 13 м.
Помимо глинистых пород в составе миоценовых отложений встре-
чаются пески, песчаники, известняки. Карбонатные породы (известняки-
ракушечники, песчанистые известняки) приурочены главным образом к.
мэотическому и сарматскому ярусам. Показатели физико-механических,
свойств сарматских известняков приведены в табл. 2.
Таблица 2
Основные показатель физико-механических свойств сарматских известняков
Кубанского прогиба (по В. П. Ананьеву)
Место отбора пробы	Плотность, г/см»	Объемная масса. г/см1	Водопог лощение, %	Пори- стость, %	Сопротивление сжатию «сж, 10» Па		Количество опре- делений
					в сухом состоянии	в водоиа- сыщепном состоянии	
Ст. Варсниковская	2,6-2,7	1,6—2,6	2,4 5,0	3,3- -11,2	363—759	55—635	15
Ст. Нижиебаканская	2,6	1,8—2,4	2.9—3,2		90—290	76—356	9
Долина р. Псебел	2,6—2,8	2,3—2,6	2,9-2,4	4,5—16,0	474—1300	212—727	23.
Р. Псебепо, хутор Ак- керман	—	1,8—2,7	5,0—17,8	—	26—686	17—595	14
Р. Кубань, Г. Арма- вир	—	—	2,1—3,6	—	22—66		2.
Плиоценовые глины в инженерно-геологическом отношении изуче-
ны недостаточно. По гранулометрическому составу опи близки к мио-
ценовым (среднее содержание глинистой фракции по 48 образцам со-
ставляет 59%), однако число пластичности несколько ниже. Средние
значения объемной массы 1,96 г/сма, а объемной массы скелета 1,61 г/см3-
при коэффициенте пористости 0,677 и влажности 22%.
Последним крупным этапом в становлении современных инженерно-
геологических условий региона был верхнеальпийский, охватывающий
временной интервал со среднего плноцепа до конца плейстоцена. В пре-
делах региона с началом этапа связано накопление лестроцветной мо-
лассы, представленной аллювиальными, озерными, прибрежными и при-
брежно-морскими осадками.
В Индоло-Кубанской ветви Предкавказского передового прогиба:
пестроцветная моласса объединяет отложения армавирской свиты и.
скифских глин («надкуяльпнк»). Здесь выходы этих пород известны а
бассейнах рек Псекупс, Пшиш, Пшеха, где они вскрываются в цоколях:
высоких террас. Отложения представлены голубовато-серыми пятнисты-
ми глинами и разнозернистыми песками с линзами гравия. В полосе
предгорий они замещаются галечниками, которые почти сплошным чех-
58
лом мощностью до 15 м перекрывают водоразделы левобережных при-
токов р. Кубани. На севере разрез комплекса представлен скифскими и
армавирскими глинами. Это красновато-бурые и голубовато-серые не-
слоистые плотные известковистые глины н суглинки с прослоями красно-
ватых супесей и песков. Мощность глин 10—15 м.
В инженерно-геологическом отношении эти породы изучены слабо.
Гранулометрический состав их определяется содержанием глинистой
фракции 45—50%, пылеватой 35—40% и песчаной 1—5%. Объемная
масса глин 1,7—1,9 г/см3, плотность 2,6—2,8 г/см3, пористость 35—40%,
число пластичности 20. Механические свойства 1лил делают их доста-
точно надежным естественным основанием сооружений. Угол внутренне-
го трения глин 18—20°, сила сцепления 0,3—0,4-105 Па.
В восточной ветви Предкавказского передового прогиба (Терско-
Каспийский и Кусрро-Днвичипский) моласса объединяет отложения ак-
чагыльского и апшсронского ярусов. Отложения акчагыла выходят уз-
кой полосой в Черных горах, слагая крылья антиклинальных складок,
•обнажаются иа склонах Терского и Сунженского хребтов и широко раз-
виты по нсриферии Кусаро-Днвичинского прогиба. Они представлены
литологически изменчивой песчано-глинистой толщей мощностью до
500 м, которая трансгрессивно залегает на галечниках продуктивной
толщи и более древних образованиях. Большая часть региона сложена
темно-серыми глинами с прослоями вулканического пепла, песков и пес-
чаников, в Кусарском районе — переслаивающимися пачками песчани-
ков, галечников, конгломератов и глин.
Отложения апшеронского яруса более полно изучепы в Кусаро-Ди-
вичинском прогибе. И. Ф. Пустовалов различает здесь два типа отложе-
ний. Первый (юго-восточный) представлен песчанистыми глинами с про-
слоями песков, ракушечникоп и пластами конгломератов и галечников
прибрежно-морского генезиса, второй (северо-западный) — мощной тол-
щей галечников и конгломератов континентального генезиса. Мощность
отложений в районе Кусары 750 м, а на юго-востоке, в полосе развития
морских фаций, — до 1000 м.
Глинистые породы акчагыльского и апшеронского ярусов характе-
ризуются близкими вещественным составом и физико-механическими
свойствами. Так, для глин акчагыла среднее содержание глинистой
фракции по 80 определениям составляет 73%, алевритовой 24%, а
песчаной 3%; для глин апшерона (по 59 определениям) — соответст-
венно 69,26 и 5%. Глины плотные, имеют пелитовую или алевропелито-
вую структуру и массивную текстуру. Основной породообразующий ми-
нерал — гидрослюда с существенной примесью хлорида и каолинита
(акчагыльский ярус) или хлорита и монтмориллонита (апшеронский
ярус). По данным химического анализа в глинах акчагыльского яруса
содержание SiO2 достигает 53,96—58,06%, А12О3 9,56—16,8%, Fe2O3
2,85—8,69%, MgO 1,7—3,3%, содержание СаО незначительное. Физи-
ко-механические свойства глин акчагыла и апшерона приведены в
табл. 3.
Следует отметить, что глины акчагыльского яруса характеризуются
довольно высокой влажностью (24%) и объемным набуханием
(13,5%), глины апшеронского яруса при ненарушенной структуре и ес-
тественной влажности имеют относительно невысокие значения набуха-
ния— от 0,75 до 28,35% в речной воде и от 0,2 до 19,5% в морской.
Максимальная молекулярная влагоемкость глин (16—27%) значитель-
но превышает естественную влажность, что определяет твердую консис-
тенцию породы. Глинистые породы, имеющие в основном пелитовую
структуру с равномерно размещенным мелкозернистым кальцитом, в не-
50
Таблица 3
Основные показатели физико-механнческнх свойств верхнеллиоценовых глин
Кусаро-Днвичннского прогиба
Показатели	Акчагыльский ярус		АпшеронскиЙ ярус	
Естественная влажность, %	10,64	80	10,8	33
	5,64—19,66		2,57—18,02	
Плотность, г/см3	2,76	80	2,74	38-
	2,69—2,82		2,61—2,85	
Объемная масса, г /см3	2,0	80	2,03	38
	1,78—2,26		1,78—2,21	
Пористость, %	35,0	80	34	38
	25-42		24—41	
Число пластичности, %	19,0	80	22,0	38
	12,0—29,0		15—30	
Модуль общей деформации при есте- ственной влажности, 10s Па	243	8	224	7
	166—500		143—500	
Угол внутреннего трения при естест- венной влажности, град	21°37'	8	23°45'	7
	16-25		17—29	
Сцепление при естественной влаж- ности, 10s Па	2,05		2,12	7
	1,45—2,35	О	1,29—2,49	
Примечание. В числителе — средине значения, d знаменателе — предельные»
справа — число определений.
нарушенном состоянии характеризуются высоким сопротивлением сжа-
тию и сдвигу, что увязывается с коагулирующей способностью солей
кальция.
Пески акчагыльского и апшеронского ярусов, как правило, глинис-
тые, с содержанием глинистой фракции до 10%, в естественном залега-
нии имеют объемную массу порядка 1,84 г/см3. Угол естественного отко-
са их в среднем 30°, а коэффициент фильтрации по лабораторным дан-
ным 1,5 м/сут.
Широко распространенные по западной оконечности Терского и
Сунженского хребтов дравийно-галечные отложения содержат около
50% галечника и 26% гравия. Заполнителем является песок с преобла-
данием фракции размером 2,0—0,5 мм. Эти отложения имеют объемную
массу в рыхлом состоянии 1,91 т/м3, а в уплотненном — 2,09 т/м3. По
результатам опытных работ они характеризуются коэффициентом филь-
трации 45 м/сут. Угол естественного откоса песков в среднем равен 33°.
В четвертичном периоде условия осадконакопления в пределах
предгорного прогиба стали более дифференцированы в пространстве и
времени. С трансгрессиями Каспийского и Черного морей связано на-
копление мощных толщ морских отложений в приморской части регио-
на и маломощного чехла террасовых образований в районе предгорий.
На остальной территории в это время шла седиментация континенталь-
ных отложений аллювиального, аллювиально-пролювиального, делю-
виального генезиса. Во время регрессий моря континентальные отложе-
ния получали еще большее площадное развитие, а их генетический ряд
расширялся за счет появления флювиогляциальных и лессовых образо-
ваний.
60
Гсолого-гснстический комплекс морских и при-
брежно-морских отложений четвертичного возраста пред-
ставлен породами нескольких четвертичных трансгрессий. Внизу зале-
гают серые и буровато-серые глины с прослоями песков бакинского
яруса общей мощностью 50—200 м. Они перекрываются серыми глина-
ми и песками, реже супесями и суглинками хазарского возраста мощ-
ностью 80—220 м, а в пределах Кусаро-Дивичинского прогиба гравий-
но-галечиыми породами мощностью 60—80 м. Выше лежат литологиче-
ски сходные отложения хвалынского яруса мощностью до 100 м. Ниж-
няя часть хвалынских отложений сложена песчаными и грубообломоч-
ными породами, содержание которых увеличивается в северо-западном
направлении. В верхней части преобладают глины, которые па северо-
западе Кусаро-Дивичинского прогиба замещаются песками и гравийно-
галечными породами мощностью до 30 м.
В предгорной части прогиба осадки четвертичных трансгрессий
Каспия залегают в виде маломощных горизонтов (3—20 м) па поверх-
ности ряда цокольных террас, наклоненных па восток. Здесь они пред-
ставлены главным образом мелководными фациями: песками, галечни-
ками, конгломератами, известняками-ракушечниками.
В дельте Терека и Сулака и узкой полосой вдоль всего Каспийско-
го побережья развиты новокаспийские морские отложения. В инженерно-
геологическом отношении изучены только хвалынские и новокаспийские
отложения. Большую часть разреза хвалынских отложений образуют ко-
ричнево-желтые суглинки и глины с тонкими прослойками песка, сине-
вато-серые суглинки и глины, а также супеси. В суглинках и глинах
содержание глинистой фракции составляет 25—40%, а пылеватой —
40—53%. Песчано-пылеватые частицы на 80—90% состоят из кварца с
примесью полевых шпатов, слюд и рудных минералов. Глинистые ми-
нералы представлены преимущественно гидрослюдой, каолинитом и из-
редка монтмориллонитом. Сопротивление сдвигу глин и суглинков в
среднем составляет; <р=19—2Г и С= (0,52—0,53) ♦ 105 Па. Избыточное
увлажнение вызывает набухание глин на величину до 7%.
Значительную роль в разрезе хвалынских морских отложений игра-
ют средне- и мелкозернистые пески с линзами и маломощными прослоя-
ми гравелистых и крупнозернистых песков. Содержание гравелистой
фракции (размером 0,5—2,0 мм) в пих колеблется от 7 до 41%, а содер-
жание тонкой фракции (0,1 мм) составляет 10—52%. Эти пески в ес-
тественном залегании имеют объемную массу 1,55—1,99 г/см3 при плот-
ности 2,65—2,69 г/см3.
Геолого-генетический комплекс флювиогляци-
альных, аллювиальных, аллювиально-пролювиаль-
ных н делювиальных отложений плейстоценового возраста
Отложения комплекса широко развиты вне зоны морских трансгрессий,
формируя большую часть четвертичного разреза. Ими сложены все над-
пойменные террасы крупных рек региона и междуречья Урупа, Лабы,
Белой и др. Отложения представлены галечниками, гравием с песчано-
суглинистым заполнителем, которые местами перекрыты делювиальными
суглинками лессовидного облика. Мощность комплекса, как правило,
несколько десятков метров, местами (долина Терека) достигает 300 м.
Широкий возрастной диапазон и различные условия осадконакоп-
ления, индивидуальные для каждой речной долины, обусловили край-
нюю изменчивость литолого-фациального состава и мощности отложе-
ний, не поддающуюся осредненным характеристикам.
В районе г. Черкесска верхнечетвертичные аллювиальные и флю-
виогляциальные отложения представлены гравийно-галечно-валунным
61
материалом с заполнителем из разнозернистого пёска. .Мощность от 2 до
5, редко до 14—16 м. До глубины 0,3—0,5 м заполнителем обычно явля-
ются известковистые суглинки и супеси. Среднее содержание песчаною
заполнителя (<5 мм) по 58 пробам 23%, фракций менее 2 мм 19%,
содержание валунов от 4 -5 до 20—22%. Объемная масса отложений,
уплотненных в лабораторных условиях па вибраторах, в среднем состав-
ляет 2,0 т/м3, полевые определения дают значения объемной массы ске-
лета 2,10—2,25 т/м3. Среднее значение плотности 2,7 г/см3, пористость
около 20%.
Основная масса гравийпо-галечно-валуииого материала представле-
на интрузивными и метаморфическими породами. На долю осадочных
пород (известняки) приходится всего 4—19%. Песчаный заполнитель
полимиктовый с объемной массой 1,67—1,78 т/м3, плотностью 2,67 т/м3
и пористостью 34—38%. Коэффициент фильтрации пород изменяется от
2 до 72 м/сут в зависимости от состава заполнителя. В искусственных
•выемках и естественных обнажениях описываемые породы обычно дер-
жат вертикальные откосы высотой до 1,5 м (кратковременные — до 3—
3,5 м).
В районе г. Армавира среднечетвертичная терраса р. Кубани сло-
жена песчано-гравийной толщей с линзами мелкозернистых песков.
.Мощность отложений 1—8 м, мощность песчаных линз 0,1—2,5 м. Гра-
вий занимает до 72% объема породы. Преобладает фракция размером
20- 40 мм. Плотность гравия изменяется в пределах 2,6—2,8 г/см3, объ-
емная масса — 1,75—1,95 т/м3, объем пустот — 31—38%. Песок светло-
серый полевошпат-кварцевый, слюдистый, мелкозернистый. Преоблада-
ет фракция 0,15—0,3 мм (77—93%). Примесь глинистых частиц состав-
ляет 7—22%. Объемная масса песка 1,29—1,50 т/м3, плотность — 2,60—
2,78 т/м3.
Галечники в междуречье Урух-Терек содержат 33—59% гальки раз-
мером более 40 мм, 10—15% песка и 1—3% глинистого материала. Их
•объемный вес составляет 1,9—2,1 т/м3, коэффициент фильтрации изме-
няется в широких пределах — от 2,5 до 60,0 м/сут. Угол естественного
•откоса галечников в сухом состоянии 30—33°.
Глинистые породы комплекса, как правило, венчают толщу гравий-
но-галечных отложений и представлены пойменно-озерными фациями и
делювиальными образованиями. Последние в районе г. Черкесска сло-
жены суглинками с включением щебенки подстилающих карбонатно-
глинистых пород. Суглинки обладают нсяснослоистой текстурой, макро-
пористы. Гранулометрический состав их характеризуется содержанием
глинистой фракции от 40 до 60% и от 10 до 30% песчаной. Коэффициент
агрегированности глинистых пород для фракции от 0,005 до 0,001 мм —
3,8, а для фракции мельче 0,001 мм—8,1. В их микроагрегатном со-
ставе (по 43 определениям) содержится до 9% глинистых частиц и до
37% пылеватых.
Суглинки неплотные, слабовлажные, твердой консистенции. Наи-
меньшей плотностью (объемная масса скелета 1,2—1,25 т/м3) обладают
верхние горизонты суглинков до глубины 2,5—3 м. На глубине 7—8 м
плотность суглинков увеличивается до 1,55—1,60 т/м3. Суглинки отлича-
ются повышенной сжимаемостью не только при водонасыщении, но и
при естественной влажности и склонны к набуханию, экстремальные
значения которого составляют от 1,6 до 15,2%. Механические свойства
суглинков без значительных включений характеризуются значениями уг-
ла внутреннего трения 20° и сопротивлением сжатию 0,05-105 Па (сред-
ние из 14 определений). Коэффициент фильтрации суглинков колебяет-
-62
ся от 0,45 до 4,5 м/сут в зависимости от содержания в них дресвяно-
щебнистого материала.
В долинах рек па галечниках залегают озсрпо-аллювиальпые глины
темпо-коричневые и бурые с углистыми вкраплениями. Структура их
обычно брекчировапная. При увлажнении распадаются па мелкие угло-
ватые обломки с волнистыми блестящими гранями. Мощность глинистых
пород в междуречье Белая—Пшипг от 7 до 17 м. Их инженерно-геологи-
ческие свойства приведены в табл. 4. Следует отметить достаточно вы-
сокую выдержанность свойств пород по разрезу.
Таблица 4
Основные показатели физических свойств глинистых пород
(аллювиально-озерных и делювиальных)
Показатели	Долина р Белой г. Белореченск		р. Пескула (алли гий) (средние значения)			г. Черкесск
	глины		ГЛИНЫ	суглинки	супесь	делювиаль- ные суг- линки
Естественная влажность, %	21	2	19	22	24	14
	79	9	—	—	—	—
						
Объемная масса, г/см8	1,96	0,05	1,93	1,99	2,00	1,56
						
	69	3	—	—	—	83
Объемная масса скелета,	1,62	0,05	1,62	1,62	1,62	1,37
г/см3	69	3	—	—	—	84
Плотность, г/см8	2,70	0,02	2,75	2,71	2,71	2,68
	69	1				91
Коэффициент гористости	0,663	0.06	0,698	0,673	0,673	0,960*
	69	9	—		—	91
Число пластичности, %	28	5	20	12	7	11,6
						105
	69	17	—	—	1	
Примечание. В числителе слева — среднее арифметическое значение показателей,,
справа — среднеквадратическое отклонение; в знаменателе слева — число определений,
справа — коэффициент изменчивости.
Озерно-аллювиальные глины при избыточном увлажнении набуха-
ют. Величина набухания изменяется в диапазоне 2—16%, при набухании
глины развивают давление до 2,0—2,6-105 Па. Прочностные свойства
глин довольно высокие и позволяют использовать их в качестве естест-
венного основания. Угол внутреннего трения по 44 определениям в рай-
онег. Белореченска 19°, сила сцепления 0,47-105 Па.
Комплекс лессовых отложений четвертичного возраста
пользуется повсеместным развитием в регионе, являясь естественным
основанием большинства сооружений. Восточнее Ставропольского пла-
то лессы почти сплошным плашем мощностью от 5—10 до 70 м пере-
крывают поверхность передового прогиба, а на Закубанской наклонной
равнине прерывистым чехлом мощностью 5—10 м залегают на водораз-
делах и высоких террасах бассейна Кубани.
Лессовые породы представлены толщей желтовато-бурых и палевых
лессовидных суглинков и супесей, которая разделяется на два горизон-
та. Нижний горизонт имеет темно-коричневую окраску и более плотное
сложение, верхний — палевой окраски, более опесчанен и содержит
63
стяжения карбонатов размером до 2—3 см. Следует отметить общую
закономерность в сокращении мощности лессовидных суглинков, а так-
же степени выраженности их специфических свойств (макропористость,
просадочность н др.) с востока на занял и с севера на юг. Наиболее пол-
ные разрезы лессовых порол известны на севере региона в обрывах вы-
соких правобережных террас р. Кубани от Армавира до Краснодара,
где в них прослеживается от двух до четырех горизонтов погребенных
почв, а возрастной диапазон лессовой толщи охватывает весь четвер-
тичный период. Гранулометрический состав лессовых отложений также
характеризуется изменчивостью в широтном направлении. Содержание
пылеватой фракции (0,05 0,005 мм) в них в районе г. Армавира 35—
50%, а в райопс с. Кочубеевского повышается до 50—70%. Горизонты
погребенных почв содержат более 50% глинистых частиц. Коэффициент
агрегированное™ для глинистых частиц не превышает 2,0, что свиде-
тельствует о слабых коагуляционных структурных связях.
Глинистая фракция лессовидных супесей полнминеральная с пре-
обладанием гидрослюд. Вниз по разрезу заметно увеличивается содер-
жание монтмориллонита. В качестве примесей присутствуют каолинит,
гидроокислы железа, единично галлуазит. Степень засоленности лессо-
вых пород водно-растворимыми солями на Темижбекском участке до
глубины 7—8 м составляет около 1,5%, ниже по разрезу снижается до
0,15—0,2%. В районе ст. Григорополисской содержание водно-раствори-
мых солей (в основном сульфатов натрия и магния) не превышает
0,15%. Содержание карбонатных солей составляет 4 -6%. Емкость по-
глощения изменяется от 15 до 30 мг экв па 100 г породы. В распределе-
нии поглощенного комплекса всюду наблюдается соотношение: Са>
>Mg>Na>K. С глубиной заметно возрастает относительная роль
поглощенного натрия. Лессовые породы содержат небольшое количест-
во суммарного гумуса (0,2—0,4%), причем гуминовые кислоты полно-
стью отсутствуют.
В восточной ветви передового прогиба лессовые породы обладают
просадочными свойствами, величина и интенсивность которых связаны
не только с низкими плотностью и влажностью, но и с режимом влаж-
ности пород в зоне аэрации. В засушливых районах с непромывным ти-
пом водного режима зоны аэрации, таких, как Надтеречная плоскость
и Алханчуртская долина, просадочность лессовых пород наибольшая.
На Кабардинской, Осетинской и Чеченской равнинах, характеризу-
ющихся смешанным водным режимом зоны аэрации (промывным и не-
промывным), просадочность лессовых пород различная. На водоразде-
лах коэффициент относительной просадочносги может достигать величи-
ны 0,040—0,114 при бытовых нагрузках. При мощности просадочной
толщи около 15 м суммарная просадка может достигать величины 20
60 см. В крайних южных и западных частях этих районов, непосредст-
венно примыкающих к горам, вследствие промывного водного режима
зоны аэрации лессовые породы практически утратили просадочные
свойства. На Дагестанской предгорной равнине просадочность лессовых
пород значительная, но суммарная просадка их вследствие небольшой
мощности лессовых пород (порядка 8—12 м) обычно невелика.
На Закубанской наклонной равнине просадочными свойствами об-
ладают верхнечетвертнчные эолово-делювиальные лессовые породы, пред-
ставленные легкими суглинками и супесями. Они, как правило, слагают
верхний ярус лессовой толщи, перекрывающей более древние аллюви-
альные и аллювиально-флювиогляциальные отложения. Глубина прояв-
ления просадочных свойств лессовых пород Закубанской равнины не
64
превышает 10 м. Основные показатели физико-механических свойств
лессовых отложений с учетом их возраста приведены в табл. 5.
Таблица 5
Основные показатели физико-механических свойств лессовых отложений
четвертичного возраста
Показатели	Возраст лессовых пород		
	мм жяечетвертичныс (20 опр.)	срелисчетвср- тичныс	верхнепетвертич- яыс (98 опр.)
	12—23	19-34	7—25
			
Ес гественная влажность, %	18	25	15
	12-38	18—24	5 -19
Число пластичности, %			
	15	20	10
	2,68-2,75	2,67—2,72	2,64—2,70
Плотность, г/см3			
	2,72	2,70	2,67
	1,65—1.94	1,98—2,01	1,50—1,85
Объемная масса, г/см3			
	1,83	1,99	1.65
	99-48	-	48—50
			
1 юристость, %	44	40	49
	0,64—0.92		0.80—0.90
Коэффициент пористости	0,80	—	0.85
		5—7	
Набухание, %	—	6	—
	0,020—0,088		0,025—0,14
Просадочность при Р 2—3 10s Па	0,042	непросадочн.	—
Угол внутреннего трения, град (при		—	21
естественной влажности)		17	19—23
Сила сцепления С-105 Па (при естест-		—	0,00—0,6
венной влажности)		1,10	0,50
Содержание легкорастворлмых солей	4—6	—	10—20
на 100 г породы, мг-экв	5	3	15
Содержание труднорастворимых солей	86—330	100 300	200—450
на 100 г породы, мг-экв	200	190	320
Примечание. В числителе — предельные значения показателей, в знаменателе —
средние значения.
При замачивании прочностные свойства лессовых пород резко сни-
жаются. Так, при быстром неконсолидированном сдвиге грунта по под-
готовленной поверхности угол внутреннего трения снижается до 4—5°,
а сила сцепления — до0,05-105Па. В среднем влажность лессовых пород
увеличивается с глубиной от 5 6 до 20—25%, а коэффициент водона-
сыщения — от 0,15 до 1,0. Число пластичности изменяется от 7 до 27%,
причем до глубины 4—4,5 м явно преобладают супесчаные макропорис-
тые породы, ниже которых залегают глины Коэффициент пористости
уменьшается вниз по разрезу от 0,94 до 0,74, а объемная масса увеличи-
вается от 1,45 до 2,0 г/см3.
65
Гидрогеологические условия
Гидрогеологические условия региона характеризуются большим раз-
нообразием. На большей равнинной части территории развит довольно
мощный горизонт грунтовых вод в четвертичных отложениях с зерка-
лом па глубине от 0,5 до 20 м. В дельтах крупных рек грунтовые воды
(плавни) образуют заболоченные участки (Терско-Сулакская и Кубан-
ская дельтовые равнины). Депрессионная поверхность грунтовых вод
имеет сложное строение. В прирусловых частях рек и вдоль ороситель-
ных каналов она залегает па глубине 0,4 1,7 м, с удалением от них
глубина залегания ее постоянно увеличивается до 2—3 м, а для большей
части территории превышает 5 м. Дебит родников изменяется от 0,01
до 2,5 л/с.
Минерализация грунтовых вод закономерно возрастает в направле-
нии с запада на восток в сторону Каспийского моря от 1 до 50 г/л. Ха-
рактерной особенностью грунтовых вод, кроме изменчивости общей ми-
нерализации, является пестрота их химического состава. Грунтовые во-
ды аллювиальных отложений гидрокарбонатные, а с ростом минерали-
зации, при удалении от рек и каналов, происходит увеличение содержа-
ния в их составе сульфатов от 0,2 до 28 г/л, вследствие чего грунтовые
воды обладают сульфатной агрессивностью. Напорные воды вскрыва-
ются скважинами на глубинах от 10—20 до 150 м и более, преимуще-
ственно в дочетвертичных отложениях.
Современные геологические процессы и явления
На территории региона наиболее развиты эрозионные и оползневые
процессы, а также землетрясения.
Эрозия проявляется в виде площадной, линейной, а также ветро-
вой дефляции.
Площадная эрозия развивается иа склонах Черных гор, Терского и
Сунженского хребтов в виде смыва почвы дождевыми водами. По на-
блюдениям М. Н. Фисуна, после каждого ливня с суммой осадков 30—
35 мм с каждого гектара пашни сносится более 60 м3 почвы. Таким
образом, если не принимать эффективных мер по защите почв от смыва,
пахотный слой может уничтожиться в течение 25—30 лет.
Линейная эрозия проявляется в равнинной части региона в виде
размыва берегов и дна при блуждании русел по долинам рек. Особенно
интенсивно она проявляется в низкогорной части региона, главным об-
разом в пределах Черных гор. Прогрессирующее развитие эрозии здесь
резко ухудшает инженерно-геологические условия.
В связи с широким распространением песчаных и супесчаных пород
в регионе значительное развитие получила дефляция, о чем свидетель-
ствуют данные С. У. Кернмханова и В. А. Белолипского (1972). При-
мерно 18% территории Дагестана подвержено ветровой эрозии, а в пре-
делах Терско-Кумской полупустыни — до 45% площади. За период на-
блюдений только с апреля по ноябрь 1971 г. на ряде участков вынос
материала достигал 38—52 кг/м2, что свидетельствует об активности
дефляционного процесса. Значительное влияние на интенсификацию де-
фляционного процесса оказывает хозяйственная деятельность.
Оползни. Оползневые процессы широко распространены на склонах
Черных гор, Терского и Сунженского хребтов, горы Тарки-Тау в Ма-
хачкале и в предгорной зоне прогиба. Наиболее изучены оползни Тер-
еке-Сунженской области.
66
На склонах Терского хребта оползни развиты главным образом в
пригребневой зоне, и коэффициент пораженности составляет 18% пло-
щади потенциально оползневых склонов. Из них на долю старых ополз-
ней, находящихся в стадии временной стабилизации, приходится 11 % и
7% — на долю активных. Наибольшее развитие оползни получили па
склонах долин рек, прорезающих Черные горы, в полосе развития глин
майкопской серии, караган-чокракского горизонтов и сарматского яру-
са (долины рек Ажай и Ямансу). В Махачкале на склонах горы Тар-
Рис 8 Геолого-литологический разреч оползневого участка у хутора Урупский аул
(по П. В. Цареву):
1 — глинистые пески верхнего сармата; 2 — глины с прослоями песков верхнего
сармата, 3— аллювиальные 1алсчннки среднего плейстоцена; 4 — аллювиальные га-
лечники и пески верхнего плейстоцена; 5 — делювиальные суглинки верхнего плей-
стоцена; 6 — современные эоловые пылеватые суглинки; 7 — почвенный горизонт;
8 — пластические оползни; 9 — предполагаемые поверхности смещения оползней,
/О—уровень грунтовых вод
ки-Тау оползни развиваются в верхпесарматских глинистых и четвер-
тичных отложениях. Оползни преимущественно старые, временно стаби-
лизировавшиеся.
Значительным развитием оползней характеризуется Хадыженско-
Майкопский район. Здесь по ориентировочной оценке оползнями пора-
жено 5—10% площади склонов круче 10°. Оползневые процессы широ-
ко распространены в долинах р. Кубани и ее левобережных притоков.
Особенно интенсивны оползни на правом берегу р. Кубани у Невинно-
мысских высот, по левому берегу от ст. Кочубеевской до г. Армавира,
па правобережье между Армавиром и Краснодаром. На этих участках
оползнями занято до 60% береговой полосы.
Интенсивно развиваются оползни в долинах р. Уруп (в районе хуто-
ра Урудский аул и др.). Наиболее характерный тип этих оползней по-
казан на рис. 8. Преобладают оползни течения, образующиеся как на
природных склонах крутизной 10—20°, так и на искусственных откосах.
На пологих и крутых склонах, сложенных разнородными по составу и
свойствам породами, залегающими согласно с направлением и крутиз-
ной склонов, образуются оползни скольжения. Плоскость скольжения
таких оползней выражена четко и фиксируется по зеркалам сколь-
жения.
67
На склонах различной крутизны, сложенных глинистыми породами
с падением слоев, несогласным с направлением и крутизной склонов,
возникают оползни срезания. Оползни этого типа охватывают породы
на глубину 10—20 м и более. Развиваются они во всех районах. На Тер-
ском и Сунженском хребтах оползни срезания составляют 2—4% актив-
ных оползней, а в Черных горах — до 21% всех оползней.
Развитие оползневого процесса приводит к образованию сложных
оползней, представляющих сочетание различных видов движения грун-
товых масс: скола, скольжения, течения и т. д. Сложные оползни ши-
роко распространены во всех оползневых районах.
Активность оползней региона изучена крайне недостаточно. Систе-
матическое исследование динамики оползневых масс только начато.
Имеются небольшие ряды наблюдений (продолжительностью 1—4 года)
за смещением реперов па некоторых оползнях Терского хребта и Чер-
ных гор. Для оползней течения зафиксирована среднесуточная скорость
смещения 0,02—0,3 см/сут, причем отмечается активизация неглубоких
оползней в весеннее время. В периоды катастрофических подвижек ско-
рость смещения оползней может быть большой. Скорость движения
грунтовых масс известного Ачалукского оползня на северном склоне
Сунженского хребта достигала 8 м/сут. У просадочных оползней на Тер-
ском хребте отмечалась скорость смещения 0.1—0,5 см/сут, у срезаю-
щих оползней в Черных горах — 0,4 см/сут, у оползней скольжения —
1,0—1,5 см/сут, временами до 20 см/сут.
В настоящее время установлена только качественная зависимость
активности оползней от некоторых факторов. Для прогноза оползневых
процессов важное значение имеет установление связи их образования
с крутизной склонов. В районах Терского и Сунженского хребтов 10 —
15% оползней зарождается на склонах крутизной 15—35°, причем мак-
симум их приходится на склоны крутизной 15—25°. В Черных горах по-
добного распределения оползней не наблюдается. Они с одинаковой
интенсивностью развиваются па склонах крутизной 10—35° и выше.
Изменение водного режима и напряженного состояния горных пород
на склонах в результате хозяйственной деятельности человека приводит
к активизации старых оползней. Именно этим можно объяснить про-
грессирующее развитие оползней на склонах с интенсивным развитием
нефтедобычи в районах г. Мадгобека, пос. Горагорского, сел Вознесен-
ская, Ачалуки, Замапкул и др.
Землетрясения. Большая часть региона (Терско-Каспийский и Ку-
са ро-Дивичинский прогибы) находится в пределах 7-балльной сейсмиче-
ской зоны. На территории Дагестанской и Чечено-Ингушской АССР
за последние 150 лет произошло более двух десятков сильных земле-
трясений силой 6—7 баллов и более.
Эпицентры большинства землетрясений находятся главным образом
в двух очагах. Один из них расположен южпее г. Грозного, в пределах
Шатоевской мульды (район с. Советского), другой вытянут полосой
вдоль Каспийского побережья. В последнем очаге эпицентры землетря-
сений располагаются как па суше, так и в море.
Землетрясения вызывают активизацию экзогенных геологических
процессов, главным образом оползневых. Так, в результате землетрясе-
ния 2 марта 1966 г. образовалось большое количество новых и активи-
зировались старые оползни в Советском районе Чечено-Ингушской
АССР, в Варандийском оползневом районе. Эпицентр землетрясения
при макросейсмнческом обследовании был установлен по максимальной
плотности возникших оползней. Землетрясение 14 мая 1970 г. явилось
причиной многих оползней в долинах рек Сулак и Акташ, в частности
68
в Дылымском оползневом районе, а также в долине р Акташ у с. Ка-
линин-аул.
Грязевые вулканы известны на Таманском полуострове и приуроче-
ны к разрывным нарушениям в сводах брахнантиклиналей. Наиболее
крупными из них являются Карабетова гора, Горелая могила, Ахтапи-
зовская сопка, Гнилая гора и др. Конусы вулканов сложены голубова-
то-серыми или зеленовато-серыми глинами текучей консистенции. Газо-
вые выделения представлены метаном, азотом, углекислым газом,
окисью углерода, сероводородом, водяными парами.
ГЛАВА 5
МЕГАНТИКЛННОРИЙ БОЛЬШОГО КАВКАЗА (II)
Регион представляет собой сложное горное сооружение, состоящее
из параллельных хребтов и разделяющих их межгорных депрессий, про-
тягивающееся полосой длиной 1500 км и шириной до 200 км от Черно-
ю моря на северо-западе до Каспийского на юго-востоке. Физико-гео-
графическая и климатическая характеристика региона в общих чертах
дана в главе III. Следует добавить, что в преобразовании первичного
тектонического рельефа высокогорных хребтов Большого Кавказа зна-
чительная роль принадлежит водной эрозии, а также экзарационной и
аккумулятивной деятельности четвертичных ледников, следы которых
выражены в рельефе в виде торговых долин, каров, стадиальных
морен.
В зоне Главного хребта темп сводово-глыбового поднятия в позд-
неорогенную стадию неотектонического этапа преобладает над скоро-
стью денудации, что нашло выражение в остроугольных формах трудно-
доступных хребтов и вершин, в значительной части покрытых вечными
снегами. В зонах среднегорья и низкогорья Северного и Южного скло-
нов, а также северо-западного и юго-восточного окончаний Кавказа темп
денудации в плиоцен-четвертичнос время довольно высок, что отрази-
лось на формировании поверхностей выравнивания, хорошо сохранив-
шихся па различных уровнях.
Большинство рек Предкавказья и Закавказья берет начало с гор-
ной системы Большого Кавказа и принадлежит бассейнам Черного, Кас-
пийского и Азовского морей. Наиболее крупными реками, берущими на-
чало с Северного склона, являются р. Кубань (с притоками Теберда,
Зеленчук, Лаба и др.), впадающая в Азовское море, р. Терек (с прито-
ками Ардон, Баксан, Аргун) и р. Сулак, впадающие в Каспийское мо-
ре. Среди рек Черноморского бассейна, истоки которых расположены
па Южном склоне Большого Кавказа, выделяются Шахе, Мзымта,
Бзыбь, Кодори, Ингури и Риони; к Каспийскому бассейну относятся
притоки р. Куры - Лиахви, Ксани, Арагви, Алазани, Карасу и др. Все
эти реки относятся к рекам горного типа, отличаются резким уклоном
русел, крутыми бортами долин и быстрым течением.
Часто встречаются антецедентные каньоны, широко используемые
для гидротехнического строительства (Ладжанурская, Чиркейская, Ин-
гурская ГЭС и др.). Реки, берущие начало с Большого Кавказа, харак-
теризуются огромным среднегодовым количеством твердого стока (де-
сятки миллионов кубометров в год), часть которого аккумулируется в
69
виде аллювия в предгорных равнинах, а другая, попадая в морские
бассейны, отлагается на шельфе и в береговой зоне.
Геологическое строение и инженерно-геологическая
характеристика пород
Мегантиклннорий Большого Кавказа — сложное горно-складчатое
сооружение, прошедшее все стадии развития от догерцинского этапа
до позднеорогенной стадии альпийского этапа, продолжающейся по на-
стоящее время. В сводово-глыбовом строении мега нтикл и нория выделя-
ются четыре поперечных сегмента: северо-западный, центральный, вос-
точный и юго-восточный. В альпийском этапе развития северо-западный
и юго-восточный сегменты находились в стадии устойчивого погруже-
ния, а отделенные от пнх разломами глубокого заложения централь-
ный и восточный сегменты испытывали абсолютное воздымание.
Центральный Кавказ — орографически и тектонически наиболее
приподнятый участок мегантиклинория Большого Кавказа. Осевым под-
нятием Центрального Кавказа является горст-антиклинорий Главного
хребта, сложенный кристаллическими сланцами и гнейсами докембрия—
нижнего палеозоя, прорванными верхнепалеозойскими интрузиями се-
рых гранитов. Складчатая структура этой зоны сформирована в основ-
ном в процессе герцинского и более древнего тектогенеза, в альпий-
ском орогеническом этапе главную роль играли глыбовые движения. Зо-
на Главного хребта отделяется системой глубинных разломов Тырныауз-
Пшекишской шовной зоны от расположенной севернее зоны Передового
хребта, протягивающейся от р. Белой до р. Баксан.
Зона Передового хребта, сложенная в основном геосинклинальными
образованиями среднего и верхнего палеозоя, в герцинском структур-
ном этаже представляла собой сложнопост-роенный грабен-синклинорнй.
В период альпийского орогенеза она была приподнята и приобрела ха-
рактер асимметричного горст-антиклинория с крутым южным и поло-
гим северным склонами.
Еще севернее располагается Лабино-Малкипская зона, имеющая
двухэтажное строение. Нижннй структурный этаж сложен метаморфиче-
скими породами докембрия—палеозоя, прорванными позднегерцински-
ми интрузиями «красных гранитов». На размытой поверхности этих об-
разований резко несогласно залегают терригенные осадки нижней и
средней юры, образующие в альпийском структурном этаже Северо-Юр-
скую депрессию. Северное крыло этой депрессии перекрывается полого
падающими в северных румбах карбонатными отложениями верхней
юры, мела и палеогена, слагающими Северо-Кавказскую моноклиналь.
С юга горст-антиклинорий Главного хребта посредством «главного
надвига» сочленяется с геосинклиналью Южного склона Большого Кав-
каза, также характеризующейся двухэтажным тектоническим строени-
ем. Герцинский этаж выражен в Сванетской зоне узкими выходами ме-
таморфических сланцев верхнего палеозоя (лизская свита). Альпийский
этаж характеризуется двухъярусным строением. Нижний ярус сложен
терригенными отложениями лейаса и порфиритовой свитой байоса (Сва-
нетская, Абхазско-Рачииская, Кахетинская зоны), сильно смятыми в ли-
нейные складки, нарушенные многочисленными разрывами. Верхний
ярус, залегающий несогласно, представлен карбонатными отложениями
верхней юры, мела и палеогена Гагра-Джавской зоны и синхронными
отложениями флишевой формации Местиа-Тианетской зоны.
Мегантиклннорий Большого Кавказа является областью интенсив-
ной неотектоники, на что указывают большой размах вертикальных
70
постплиоценовых движений и современные землетрясения с интенсивно-
стью в среднем 6—7 баллов. Аномальной 8-балльной сейсмичностью
характеризуются Гегечкорско-Чхалтинская и Казбсги-Лагодехская зоны.
Ниже приводится инженерно-геологическое описание основных
формаций, приуроченных к соответствующим структурным зонам мег-
антиклинория Большого Кавказа.
Доальпийский структурный этаж включает отложения метаморфи-
ческой и интрузивной формаций.
Метаморфическая формация представлена двумя субфор-
мациями: кристаллическими сланцами докембрия — нижнего палеозоя
и метаморфическими породами среднего-верхпего палеозоя.
Кристаллические сланцы обнажаются в зонах Главного и Передово-
го хребтов, а также на Малкинском массиве, где они расчленены иа
ряд блоков разломами как общекавказского, так п меридионального
простирания. Кристаллические сланцы прорваны многочисленными ин-
трузиями гранитоидов, от которых их нередко невозможно отличить.
В инженерно-геологическом отношении эти породы, как и все остальные
формации Центрального Кавказа, изучены слабо. Лучше других ис-
следованы кристаллические сланцы в глубоких штольнях в верховьях
р. Баксан, где они представлены кварп-хлорит-серицитовымй, кварц-
биотит-му сковитовым и и другими разностями. По данным Е. А. Казин-
цева, И. А. Жуковой, П. В. Царева (1971), они имеют здесь объемную
массу 2,75 г/см3 (среднее по 104 определениям), эффективную порис-
тость 0,53—1,34%, предел прочности на сжатие от 580-105 до 2200Х
Х105 Па, в среднем по 19 определениям— 1130-105 Па, среднее значе-
ние модуля деформации Е—4,2- Ю10 Па.
Субформация метаморфических пород среднего-верхпего палеозоя
незначительно развита как на Северном, так и на Южном склонах
Большого Кавказа. В пределах Северного склона ее распространение
целиком совпадает с Тырныауз-Пшекишской шовной зоной, где развиты
сильнометаморфизовапные сланцы и гнейсы среднего палеозоя, прорван-
ные габбро-амфиболитами, серпентинитами и граннтоидами уруштен-
ского комплекса, рассланцованными диабазами, кварцевыми порфирами,
филлитизпроваиными сланцами девона — нижнего карбона и пестро-
цветными метаморфизованными сланцами, аргиллитами, известняками и
песчаниками с прослоями каменного угля (среднии-всрхний карбон).
На Южном склоне эта субформация приурочена к осевой зоне Сванет-
ского антиклинория, где она именуется дизской свитой (мощностью бо-
лее 3000 м) и датируется палеозоем—триасом.
По литологическому строению и физико-мехапическим свойствам,
определенным Тбилгидропроектом на Тобарском створе Ингурского кас-
када, в дизской свите выделяются: а) метаморфизованные сланцы с
/?сж=292—1176-10s Па и более прочные; б) кварциты, роговики, диа-
базы, мраморизованные известняки с J?C;«=723—1924-10® Па.
Интрузивная формация, представленная в основном гра-
нитоидами, слагает остов Главного хребта, а также ответвляющиеся от
него Боковой и Передовой хребты. Среди гранитоидов выделяются: де-
вонские диориты и плагиограпиты (уруштепский комплекс) и микрокли-
новые гранитопды карбона; встречаются небольшие интрузии юрских
гранитоидов (Келасурская и др.), а также палеозойских габбро-амфи-
болитов и серпентинитов, играющих подчиненную роль.
В свежем состоянии гранитоиды, так же как вмещающие их кри-
сталлические сланцы, отличаются высокой прочностью (/?сж=1350х
Х105 Па). Они слагают высокогорный скалистый рельеф (3000—5000 м)
с современным оледенением и мощными снежными лавинами, что делает
71
область труднодоступной, за исключением отдельных открытых только
в летний период перевалов (Клухорский, Бечойский, Мамисонский).
Кристаллические сланцы и гранитоиды подвержены интенсивному фи-
зическому, главным образом морозному, выветриванию.
Альпийский структурный этаж начинается нижней терриген-
ной геосинклиналь и ой формацией нижней-ёредней юры,
широко развитой на Северном склоне мстантиклинория Большого Кав-
каза в Северо-Юрской депрессии, в геосинклинали Южного склона, в
зоне Центрального сланцевого поднятия Восточного Кавказа и отчасти
на Северо-Западном Кавказе. Формация имеет мощность до 3000 м и
представлена глинистыми и аспидными сланцами, аргиллитами, песча-
никами и кварцитами, смятыми в изоклинальные складки, осложненные
разрывами.
Таблица 6
Основные показатели физико-механических свойств пород нижней терригенной
формации ннжней-средней юры
Породы	Мсстоположснм с	i Объемная уасса, г/см» Пористость, % i		Предел прочнос- ти па сжатие Дсж. Ю» На
Глинистые сланцы	Северо-Юрская депрессия	—	—	60—70 (Ц слои- стости) 100—120 (j слоистости)
Аспидные сланиы, оквар- цованные песчаники	Северо-Западный Кавказ	2,49—2,61	7,7—12,5	330—1550
Глинистые сланцы	Сванетия, р. Ин- гури	2,50—2,63	—	220—550
Аспидные сланцы	то же	2,65—2,67	—	420—1262
Песчаники	»	2,60-2,65	—	230—1020
Окварцованныс песчаники кистинской свиты	Дарьяльское ущелье	2,7	—	1500—1700
Аспидные сланцы цикла-	бассейн р. Арагви	2,68—2,70	—•	700—800
урской свиты				
Песчаники гудушаурской	то же	2,70—2,75	—	1000—1700
свиты				
Глинистые сланцы	Восточный Кавказ, р. Филизчай			42 (П слоисто- сти), ПО (л. сло- истости)
Как видно из табл. 6, разновидности пород нижней терригенной
формации пижней-средпей юры отличаются в певыветрелом состоянии
довольно высокой прочностью и в основном могут относиться к группе
скальных пород. Прочность уменьшается в следующей последователь-
ности: песчаники, аспидные сланцы, глинистые сланцы. Наблюдается
большая степень литификации пород зоны геосинклинали Южного скло-
на. В тектонически нарушенных зонах отмечается повышенная трещино-
ватость и раздробленность сланцев, податливых к процессам выветри-
вания.
В у л ка п оге и но - о с а д о ч н а я формация широко развита
на Южном склоне Большого Кавказа, преимуществен по в его западной
части, в среднем течении рек Гумиста и Риони. Формация, представлен-
ная порфиритовой свитой байоса, слагает средпегорнуто, а местами вы-
сокогорную территорию.
Для порфиритовой свиты характерны линейные, опрокинутые на юг
складки и в меньшей мере разрывные нарушения. Литологический со-
72
Таблица 7
Основные показатели физнко*механических свойств пород вулканогенно-осадочной формации средней юры
Породы	Объемная масса,-г/см*		Пористость, %	Сопротивление сжатию					
	в сухом состоягии	в водонасыщен* ном состоянии		невыветрглые породы лсж. 10» Па		ко Эффи* кнеит раз* мягчения	выпетрслыс и тектонгзнрованные породы		
							ясж, 10» Па		коэффи- циент раз- мягчения
				в сухом состоянии	В водочгсы* щенком сос- тогшш		в сухом состоянии	в водоиасы- щенном сое* тонкий	
Порфиритовые лаво- брекчии, порфириты, средние туфобрекчии	2,55 2,70 характ. 2,СО	2.G2-2.76 характ. 2,70	3,1—7,7 характ. 3,5—4,0	1100—1300	950—1100	0,85	600—800	450—600	0,80
Туфобрекчии, туфопес- чаникн слабые, ла- вобрекчни	2,55—2,65 характ. 2,55	2,53-2,70 характ. 2,60	3,8—11,4 характ. 6—8	700—1000	500—800	0,75	400—600	300—400	0,70
Туфы, туфосланЕы,' алевролиты, аргил- литы н др. । 1	2,4—2,5 характ. 2,5	2,6	—	600—800	400—600	0,70	• 300—500	200—300	0,60
став свиты (мощностью 2—3 км) разнообразен. В нижней части разре-
за преобладают массивные порфириты, туфобрекчии и лавобрекчии.с
подчиненными прослоями туфов и туфопесчаников; в верхней части -
туфопесчаиики и нормально-осадочные разновидности (аркозовые пес-
чаники, алевролиты и аргиллиты). По физико-механическим свойствам
(табл. 7), изученным Тбилгидропроектом на створах проектируемых пло-
тин НамахваниГЭС (на р. Риони), ХудониГЭС (на р. Иигури) и Чхал-
таГЭС (на р. Кодори), наиболее прочными являются порфириты и пор-
фиритовые лавобрекчии, затем туфопесчаиики и сравнительно меиее
прочны туфы, туфослаицы, алевролиты и аргиллиты
Породы порфиритовой свиты характеризуются развитой трещино-
ватостью; большинство трещин имеет тектоническое происхождение.
Размеры трещин колеблются от волосных (<1 мм) до 1 м и несколько
более преобладают трещины <1 см (70—80%). Убывание степени тре-
щиноватости пород с глубиной является результатом разгрузки масси-
вов пород от естественных напряжений в процессе формирования уще-
лий и выветривания пород на обнаженных склонах и водоразделах.
В целом породы вулканогенно-осадочной формации байоса отлича-
ются высокими инженерно-геологическими свойствами в массиве, что
наряду с благоприятными условиями рельефа обусловило проектирова-
ние в пределах ее развития ряда гидроэлектростанций (НаМахванекая
и Сорская по р. Риони, Худонская по р. Ингури и др.).
Флишевая формация верхней юры, мела и частично палео-
гена широко развита в Местиа-Тианетской зоне Южного склона, Северо-
Западной и Юго-Восточной краевых структурных зонах мегантиклиио-
рия Большого Кавказа. Рельеф в пределах ее развития среднегорный,
реже высокогорный, сильиорасчлененпый (до I—2,5 км/км2). Отложения
флишевой формации интенсивно дислоцированы, собраны в изоклиналь-
ные складки в основном в общекавказского простирания и осложнены мно-
гочисленными тектоническими нарушениями, что в значительной степе-
ни определяет денудационную неустойчивость пород. Средняя мощность
флишевой формации 1500—2000 м, в причерноморской полосе Северо-
Западного Кавказа увеличивается до 5 км и более.
Литологический состав флишевой формации очень разнообразен.
Наряду с флишевыми циклотемами из аргиллитов, сланцев, песчаников,
конгломератов, мергелей и известняков наблюдается аритмичное чере-
дование указанных пород и их резкое взаимозамещепие по простиранию
и разрезу.
Несмотря на большую сложность стратиграфо-фациального состава
флишевой формации, в ней повсеместно, с определсииой долей условно-
сти, выделяются три комплекса: терригенный флиш (верхняя юра —
нижний мел), карбонатный флиш (верхний мел) и терригепио-карбонат-
ный флиш (палеоген). В первом преобладают аргиллиты и сланцы, во
втором — известняки и мергели, а в третьем, широко развитом в Ново-
российском синклинории, наблюдается примерно равное соотношение
терригенных и карбонатных пород.
Согласно табл. 8 наиболее высокими прочностными свойствами от-
личаются кремнистые и песчанистые известняки, а также кварцевые и
аркозовые песчаники, показатели которых остаются высокими даже в
глыбовой зоне выветривания (Rc«= 1000• 105Па), промежуточное поло-
жение занимают мергелистые известняки. Мергели в большинстве слу-
чаев размягчаемые, в водной среде их сопротивление сжатию умень-
шается почти вдвое. Преобладание в разрезе флишевой формации неус-
тойчивых к процессам выветривания пород создает исключительно бла-
гоприятные условия для развития мощного (10—50 м) элювиально-де-
74
Таблица 8
Основные показатели физико-механических свойств флишевой формации
(верхняя юра, ^мел, палеоген)
11ороды	Местоположение	Объемная массе, г/си’	Пористость, %	Водопоглощенне, %	Предел прочности на сжатие R , 10* Пя		Коэффициент размягче- ния
					в сухом состоя- нии-	в водонасыщенном состоянии	
Известняк	Северо-Запад- ный Кавказ	2,67	1,33	0,30	1127	982	
		49	49	49	49	49	
Песчаник	то же	2,32	10,2	2,11	510	485	
		170	170	170	170	170	
							
Аргиллит		2,55	3,6	0,7	112		
	»	15	15	15	15		
Мергель	Местиа-Тианет-	2,67	0,75	0,29	1036	488	0,47
	ская зона, р. Лиахви р. Арагви,	2,2		0,2	500	—-	
Мергелистый сланец							
	ЖинвалиГЭС						
Глинистый сланси	то же	2,2	—	0,1—0,2	400—500	—	—
Известняк мергелистый	р. Мори	2,56	4,05	1,54	83G	724	0,90
Известняк песчанистый	р. Риони	2,71	0,71	0,26	1875	1765	0,91
Известняк кремнистый	р. Ксани	2,70	0,11	0,04	2024	1961	0,97
Известняк брекчиевидный	р. Лиахви	2,73	3,85	1 >41	1306	934	0,72
Песчаник кварцевый с	р. Иорн	2,69	1,44	0,55	1728	1487	0,84
карбонатным цементом Песчаник полимиктовый	р. Лиахви	2,72	0,66	0,24	1687	1035	0,64
с глинисто-карбонат- ным цементом							
Песчаник с глинисто-	р. Турдо	2,5	4,28	3,35	700	395	0,56
хлоритовым цементом Песчаник туфогенный	то же	2,57	2,20	—	850	723	0,8
лювиального покрова на склонах, подверженных интенсивной денудации.
Лагунно-континентальная формация бата, кимерндж-
титоиа пользуется ограниченным распространением в западной части
Южного склона Большого Кавказа, где в виде прерывистых полос выде-
ляются листоватые сланцы и угленосная свита бата и пестроцветная
свита кимсридж-титона, представленная гнпсоиосными терригенными
осадками. Инженерно-геологическая характеристика этой формации да-
на при описании Дзирульско-Окрибской зоны поднятий, где она поль-
зуется широким развитием. Лагунные пестроцветные гипсоносные гли-
ны титона с пластами каменной соли развиты по р. Кубани в Северо-
Кавказской моноклинали.
Карбонатная формация верхней юры, мела и отчасти па-
леогена обрамляет Северный и Южный склоны мегантнклинория Боль-
шого Кавказа. На Северном склоне мегантиклинория морские отложе-
75
ния карбонатной формации широко распространены в пределах Северо-
Кавказской моноклинали н зоны известнякового Дагестана.
В пределах Северо-Кавказской моноклинали маломощные верхпе-
юрские и нижнемеловые отложения прослеживаются узкой полосой
вдоль Скалистого хребта и представлены оргапогенпо-обломочными из-
вестняками, чередующимися с известняковыми песчаниками, мергелями
и карбонатными глинами (табл. 9). Всрхпемеловыс известняки мощпо-
Таблица 9
Основные показатели физико-механических свойств карбонатной формации
Северного Кавказа
Породы и их возраст	Влаж- ность, %	Объемная масса, г/см»	1 (лот- пост ь. г/см»	Порис- тость. %	прочно- сти на сжатие. 19» Па
Песчаники келловея	4,5	2,44	2,75	13	40
Известняки Оксфорда—кимериджа	—.	2,52	2,69	4	500
Глины титона		23,0	1,94	2,75	27	5
Известняки титона		1,4	2,52	2,74	9	260
Песчаники титона		1,0	2,25	—	—	40
Известняки верхнего мела ....	0,7	2,36	2,59	5	160
стью до 500 м слагают куэсту Скалистого хребта. В зоне известнякового
Дагестана карбонатная формация, сложенная известняками верхней
юры и мела, собрана в крупные сундучные и коробчатые складки и сла-
гает обширное плоскогорье, отличающееся слабым развитием карста.
Карбонатная формация наиболее широко распространена на Юж-
ном склоне мегантиклинория Большого Кавказа, где она имеет мощ-
ность до 2000 м и представлена грубослонстыми и массивными кристал-
лическими, рифовыми и доломитизироваппыми известняками верхней
юры и валанжип-баррема (общей мощностью до 1400 м), подчиненны-
ми толщами (150 200 м) тонкослоистых известняков, мергелей, песча-
ников и аргиллитов келловсй-оксфорда и апта-альба-сепомапа, а также
среднеслоистыми литографскими и кристаллическими известняками
верхнего мела — палеогена.
Доломитизированные известняки верхней юры, по данным изучения
створов проектируемой плотины БзыбиГЭС, характеризуются плотно-
стью 2.75—2,85 i/см3, пределом прочности на сжатие в сухом состоя-
нии 1150—1300-105 Па, в водопасыщеппом состоянии — 950—1150Х
X 105 Па. Песчаники альб-сеномана представляют собой довольно проч-
ную породу с объемной массой 2,4 г/см3 и пределом прочности па сжа-
тие 550—700-106 Па. Аргиллиты того же возраста в зоне разуплотнения
имеют плотность 2,0 г/см3, сопротивление сдвигу по напластованию
<р=8—24и, С—0,2—0,6-10’ Иа. Известняки верхнего мела имеют объ-
емную массу 2,2—2,6 г/см3 и предел прочности на сжатие 500—1500Х
Х10® Па.
Карбонатные породы подвержены процессу карстообразования, ин-
тенсивность которого зависит от их минерального состава, обусловлива-
ющего разную степень растворимости в различных литологических ти-
пах известняков. Экспериментальное изучение зависимости между мине-
ральным составом карбонатных пород и количеством растворенных
кальцита и доломита показывает, что при почти равнозначном содержа-
нии в породе кальцита и доломита (содержание доломита 39,7 57,7%,
кальцита 50,4—36,5%) из трещин пород выносится максимальное коли-
чество растворенного материала; породы с содержанием доломита от
76
70,7 до 93,4%, а кальцита от 14,0 до 5,1% по количеству выносимого
материала стоят на втором месте; породы с содержанием доломита от
10,7 до 23,2%, а кальцита от 85,6 до 71,3% -- на третьем месте; наиме-
нее растворимы породы, содержащие от 9,3 до 9,71% доломита. Эта
картина достоверно подтверждается в натурных условиях процесса
карстообразовання.
Наиболее детально изучены свойства нижнемеловых карбонатных
пород в зоне арочной плотины ИнгуриГЭС, подробная характеристика
которых дается в разделе HI.
Верхнеальпийский структурный этаж. Четвертичное время характе-
ризовалось в регионе мегантиклинория Большого Кавказа интенсивно-
стью [геотектонических движений, сопровождаемых вулканизмом, гор-
ными оледенениями, формированием комплексов аллювиальных, флю-
виогляциальных, делювиальных, пролювиальных и склоново-гравша-
ционных отложении, аккумуляцией морских осадков в приустьевых уча-
стках рек Черноморского и Каспийского бассейнов.
Геолого-генетический комплекс четвертичных
лавовых покровов развит в центральном сегменте Большого
Кавказа в районе вулканических конусов Эльбруса, Казбека и Коль-
ского вулканического нагорья.
По составу лавы относятся к андезито-дацитам, характеризующим-
ся наличием густой сети трещин остывания, отдельности и выветривания
с образованием глыбовой зоны мощностью 10—15 м. В связи с распо-
ложением в высокогорной зоне Большого Кавказа, частично в зоне веч-
ных снегов, они подвержены ледниковой эрозии. Объемная масса ан-
дезито-дацитов 2,50—2,70 г/см3, водопоглощенис 1,29—5,73%, пористость
3,42—12%. Эффузивные породы являются высококачественным строи-
тельным материалом с пределом прочности на сжатие 1050 2050 -105 Па.
Геолого-генетический комплекс ледниковых от-
ложений широко представлен останцами конечных морен (мощно-
стью 10—30 м) современных ледников в верховьях рек Ингури, Риони,
Терек, Зеленчук и других, ледниковыми отложениями (валунно-обломоч-
ный материал с песчано-суглинистым заполнителем) плейстоценового
времени в троговых и переуглубленных долинах. Плейстоценовые море-
ны обычно уплотнены, имеют объемную массу до 2,0 т/м3 и образуют ус-
тойчивые склоны прн крутизне 30—33°. Современные морены в верховь-
ях Ардона содержат 5% пылевато-глинистого материала, 16% песчано-
го и 78% грубообломочного, имеют объемную массу 1,6—1,8 г/см3, отли-
чаются хорошей водопроницаемостью и близки по свойствам отложени-
ям селевых потоков.
Ге ол о го-генетическ ий комплекс аллювиальных
отложений приурочен к плейстоценовым и голоценовым террасам
рек Большого Кавказа, по которым насчитывается 14 эрозионных уров-
ней с отметками от 1 до 360 м (Дотдуев, 1975).
Аллювий высоких террас представлен эрозионными останцами гра-
внйно-галечно-валунных отложений мощностью в основном не более 5—
6 м, а в отдельных долинах — 10—12 м. Пойменные и низкие террасы
рек сложены грубым материалом — гравием, галечником, валунами из
материала древних кристаллических, вулканогенно-осадочных, терриген-
ных и карбонатных пород с песчано-глиннстым заполнителем. Мощность
отложений от 2 до 10—15 м. Содержание песчано-глинистого материала
около 20%, гравийно-галечно-валунного — до 80%. Коэффициент филь-
трации аллювия составляет 40—100 м/сут, плотность 2,64—2,70 г/см3,
объемная масса 1,9—2,12 г/см3, пустотность 28—32%, углы естествен-
ного откоса порядка 30—35°.
77
Низкие террасы нередко сложены также аллювиальными суглинка-
ми и глинами, характеризующимися по осредненным данным 115 опре-
делений влажностью 29%, плотностью 2,72 г/см3, объемной массой
1,85 г/см3, высокой пористостью (47%) и числом пластичности 19%.
В расширениях долин аллювий переслаивается с делювиально-пролю-
виальными и обвальными отложениями, и в этом случае толщи неодно-
родны по составу и свойствам.
Геолого-генетический комплекс делювиально-
пролювиальных отложений включает делювий склотюв, об-
вально-осыпные, оползневые и пролювиально-селевые отложения и по-
всеместно развит в описываемом регионе. Эти отложения полностью на-
следуют литологический состав коренных пород.
Таблица 10
Основные показатели физико-механических свойств глинистых пород
четвертичного возраста
Показатели	Делювиальные суг- линки желтовато* коричневые макро* пористые		Делювиальные глипы желтова то -бурые		Глины светло-серые, элювий мергелей верхнего мела	
Естественная влажность, %	27,4 61	3,3 12	28,3 39	3,6 13	25,1 34	4,2 16.7
Объемная масса, г/см3	1,81	0,07	1,87	0,07	1,89	0,08
	61	4	39	4	34	4
Объемная масса скелета, г/см3	1,43 61	0,06 4	1,39 39	0,08 6	1.49 34	0,10 7
Коэффициент пористости	0,924 55	0,090 10	0,866 35	0,095 11	0,890 24	0,100 12
Число пластичности	15,6	2,2	21,7	3,1	12,5	3,9
	43	14	32	14	18	31
Показатель консистенции В	0,31	0,17	0,33	0,07	0	
	43	55	32	16	18	
Угол внутреннего трения <р, град	19	5	16	7	25	7
	61	28	40	46	34	28
Сцепление С, 10s Па	0,29	0,08	0,34	0,13	0,38	14
	61	27	40	38	34	38
В табл. 10 приведены характеристики инженерно-геологических
свойств элювия верхнемеловых пород и суглинков Северо-Кавказской
моноклинали, развитых в долине р. Аргун. Из таблицы видно, что элю-
виальные глины на мергелях и известняках верхнего мела, будучи неод-
нородны по свойствам, имеют довольно высокие для глинистых пород
характеристики сопротивления сдвигу. Значительно пониженными пока-
зателями прочности обладают делювиальные глины склопов долин.
Широко распространены делювиальные и пролювиальные отложе-
ния в полосе развития терригенной формации лейаса, где они имеют
мощность до 20 м. В составе делювия преобладают суглинки и глины
гидрослюдистого состава (60—70%), остальная часть приходится на
долю щебенисто-обломочного материала. Суглинки характеризуются
следующими показателями: естественная влажность 18—20%, объемная
масса 1,40—2,16 г/см8, плотность 2,66—2,80 г/см3, пористость 33—59%,
78
предел текучести 29—51, предел пластичности 8—23, коэффициент внут-
реннего трения 0,29—0,75, угол внутреннего трения 12—36", сцепление
0,15—1,00- 10s Па.
Пролювиальные отложения представлены обломочно-щебенистым
материалом, перемешанным с суглинками и супесями, которые залега-
ют преимущественно в виде конусов выноса. Мощность пролювиальных
отложений варьирует от 1—2 до 50—60 м. В механическом составе
фракции крупнее 20 мм составляют 76—80%. Показатели физико-меха-
нических свойств: естественная влажность 35,0—68,0%, число пластич-
ности 7 - 16, <р==24—39°, С=0,15—0,20-105 Па.
Таблица 11
Основные показатели физико-механических свойств субаэральных четвертичных
пород в полосе развития флишевой формации
Тиа породы	Естественная влажность, %	Объемная масса, г/см*	Пористость, %	Число плас- тичное тв	Показатель, консистен- ции С	Сопротивление сдвигу	
						ф, град	С. 10» Па
Элювиальный суглннисто-	22,80	1,94	40	17,6	0,00	10,0	0,27
глинистый	13G	130	136	136	130	136	136
		0,18	3,0	6,7	0,12	2,6	0,07
		9,30	7,0	38,0	27,0	25,7	25,3
Делювиалыю-пролювиальный	25,70	1,93	44,0	21,0	0,24	11,0	0,40
суглинисто-глинистый	196	196	196	196	196	196	196
	1,77	0,10	1,95	4,0	0,10	1,6	0,05
	6,90	5,00	0,44	19,0	41,0	14,5	13,5
Онолзнепой суглииисто-гли-	22,90	1,92	41,0	17,35	0,064	16,0	0,40
нистын	1300	1300	1300	1300	1300	1300	1300
	4,80	0,06	1,32	6,2	0,01	2,4	0,10
	21,00	3,10	3,20	35,0	15,0	15,0	7,0
Суглинисто-глинистый	26.30	1,87	45,0	22,5	0,12	15,0	0,25
	65	65	05	65	65	65	65
	5,10	0,04	1,06	4,5	0,04	5,4	0,06
	19,50	2,40	2,30	20,0	30,0	36,0	24,5
Примечание. В числителе—среднее арифметическое значение показателей, в зна-
менателе—число определений.
Наибольшей мощностью (20—50 м) покровные четвертичные отло-
жения пользуются в полосе. развития флишевой формации верхней
юры — палеогена на Северо-Западном Кавказе и Цив-Гомборском хреб-
те. Полигенетический комплекс субаэральных склоновых образований
представлен толщами делювиального, оползневого, обвального и осып-
ного происхождения, при этом в полосе развития песчаниковых и из-
вестняковых толщ склоновые отложения отличаются более грубым со-
ставом, чем в зоне распространения глинисто-аргиллитовых и мергель-
ных пород. Обычно в связно-пластичных покровных грунтах, физико-ме-
ханические свойства которых приведены в табл. 11, фракция алеврито-
пелитового состава занимает 80—90%, обломки — 10—20%.
79
Г ео л ого-ге и е т и ч е с к и й комплекс морских четвер-
тичных отложений, образующий верхний структурный этаж ре-
гиона, выделяется в зонах его сопряжения с Черным и Каспийским мо-
рями.
В причерноморской зоне Северо-Западного Кавказа прослеживает-
ся с перерывами ряд абразионных и абразионно-аккумулятивных тер-
рас, являющихся останцами древних шельфов плейстоценовых транс-
грессий на разных абсолютных отметках от ПО м (чаудипская тер-
раса) до 1—2 м (нимфейская терраса). Кроме того, значительная мощ-
ность морских отложений, фацпально замещенных аллювиальными,
вскрывается буровыми скважинами в приустьевых зонах рек Шахе,
Мзымта, Псоу, Бзыбь и др.
Морские осадки останцов высоких террас представлены сравнитель-
но маломощными (1—3 м, редко до 10 м) галечниками, конгломерата-
ми, ракушечниками и песками. Голоценовая морская терраса является
аккумулятивной, сложена галечниками, гравием, песками и глинами и
на аккумулятивных мысах Адлерском и Пицундском имеет мощность
несколько десятков метров.
Вдоль Каспийского побережья также наблюдаются морские тер-
расы от аккумулятивной новокаспийской (—22 м) до верхнебакинскок
(200 220 м). Сложены они прибрежно-мелководными фациями — га-
лечниками, конгломератами, ракушечниками.
Гидрогеологические условия
Геологические образования, развитые в пределах мегантиклинория
Большого Кавказа, по характеру обводненности четко разделяются на
три группы: а) поровые воды маломощного чехла четвертичных отло-
жений, б) трещинные воды метаморфической (докембрий—палеозой),
интрузивной (палеозой, юра), терригенной (нижняя — средняя юра),
вулканогеппо-осадочпой (байос), флишевой (верхняя юра, мел, палео-
ген) формаций и в) карстовые и трещинно-карстовые воды карбонат-
ной формации (верхняя юра, мел, палеоген).
Гидрогеологические условия большей части территории в поле раз-
вития первых двух групп подземных вод в инженерно-геологическом от-
ношении могут считаться благоприятными. Так, малая водообильность
пород и сравнительно глубокое залегание уровня грунтовых вод и вер-
ховодки, а часто их отсутствие создают благоприятные условия для
строительства и эксплуатации сооружений. Также удовлетворительна в
этом отношении характеристика вод с точки зрения их агрессивности:
благодаря интенсивной промываемости пород в зоне экзогенной тре-
щиноватости воды по своему составу неагрессивны ко всем маркам бе-
тона. Локальные водопроявлепия в зоне гипергеиеза сульфидных руд-
ных месторождений отличаются сульфатной, а па небольших участках
разгрузки минеральных вод (Минераловодская и Сванетская группы,
«нарзаны» по Военно-Грузинской дороге) углекислой агрессивностью,
что следует учитывать при подземном строительстве.
Исключение составляет группа карстовых и трещинпо-карстовых
вод карбонатной формации, являющихся ведущим фактором карстооб-
разования. Широко развиты карстовые воды на Южном склоне Большо-
го Кавказа, где значительная мощность верхнеюрских и нижнемеловых
пород, наличие водопроводящих каналов обусловливают их более высо-
кую водообильность по сравнению с верхнемеловыми и нижнепалеоге-
новыми водоносными отложениями. Наиболее крупными карстовыми
источниками зоны активной циркуляции в верхнеюрских известняках яв-
80
ляготся Голубое озеро (50—4000 л/с), Джирхва (150—4000 л/с), а в
нижнемеловых — Олори (400—23 500 л/с), Легвешара (400—8150 л/с),
Рачхи (470—2000 л/с) и др.
Подсчет полного среднего многолетнего водного баланса показал,
что из всею количества выпадающих осадков на инфильтрацию идет о г
15,6 до 42,3%, из которых 12,1—29%, циркулируя по карстовым пусто-
там, разгружается выше базиса эрозии, а остальная часть преобразует-
ся в артезианский сток.
По химическому составу воды гидрокарбонатно-кальциево-магние-
вые, минерализация редко превышает 0,4 г/л, температура вод 5—10°,
режим источников изменчив и зависит от атмосферных осадков. На Се-
верном склоне Большого Кавказа значительной водообильностью отли-
чаются известняки валанжина в районах юго-западнее Нальчика, где
известны выходы родников с дсбитами 58—202 л/с.
Современные геологические процессы и явления
Из экзогенных геологических процессов на Большом Кавказе рас-
пространены выветривание, склоновый смыв и делювиальная аккумуля-
ция, эрозионные и селевые, гравитационные (оползневые, обвальные, ла-
винные) и карстовые процессы, абразия (см. гл. VIII).
Выветривание — наиболее распространенный геологический про-
цесс. В высокогорье (выше 2000 м) ведущую роль играет морозное вы-
ветривание, приводящее к микротрещиноватости, а в дальнейшем к ме-
ханическому разрушению метаморфических пород и гранитоидов.
В среднегорье и низкогорье возрастает роль химического и биологиче-
ского выветривания. Особенно интенсивно выветриваются сланцы лей-
аса, на которых в пригребневой части хребтов формируется мощная
(более 50 м) кора выветривания с наибольшим развитием щебнистой и
глыбовой подзон. При выветривании глинистых сланцев минеральный
состав изменяется слабо.
Отложения флишевой формации отличаются селективным выветри-
ванием. Известняки и мергели карбонатного флиша характеризуются
относительно высокой сопротивляемостью выветриванию. Мощность
элювиального чехла в полосе их развития обычно 2—3 м, лишь на участ-
ках тектонически нарушенных пород достигает 10 м. Подавляющая
часть терригенного флиша относится к легковыветриваемым породам с
зоной выветривания до 40 м. При физическом выветривании аргиллиты
и мергели под влиянием переменного высыхания и увлажнения быстро
теряют монолитность, дезинтегрируясь до дресвы и мелкой щебенки, пес-
чаники, алевролиты и известняки распадаются на отдельные глыбы и
куски. Это способствует активному проявлению химического выветрива-
ния, при котором идет накопление монтмориллонита, реже каолинита.
Эрозионно-аккумулятивные и селевые процессы как па современном
этапе, так и в течение всего плиоцен-плсйстоцена являются одним из
основных факторов денудации и рельефообразования.
Ливневые наводки в эрозионной сети часто имеют характер турбу-
лентных селей водно-каменного состава, широко распространенных на
Центральном Кавказе в полосе развития метаморфических пород и гра-
нитоидов. В зоне глинисто-сланцевых пород юры, терригенного флиша
(мел палеоген) часто развиваются типичные структурные сели — гря-
зе-каменные потоки.
К району высокой селевой активности относится обширная полоса
глинистых сланцев юры. Селевым процессам подвержены почти все
крупные и мелкие водотоки левобережных притоков р. Алазани, вер-
81
ховья Терека, Арагви, Ассы, Аргуна. Только в верховьях Терека насчи-
тывается до 50 селевых водотоков. В данной области расположены клас-
сические сели рек Дуруджи, Кибали, Чхери, Гергети, Кабахи, Амали,
Ахцели, Анга, Белоканчай, Карачай, Гамзаличай. Под постоянной угро-
зой селей находятся города Кварели, Нуха, Закатали.
Накопление обломочного материала в очагах селеобразования про-
текает с такой интенсивностью, что при обилии атмосферных осадков
ливневого характера возможно проявление крупных селей с интервала-
ми 2—3 года. Так, в бассейне р. Дуруджи в период 1949—1975 гг. за-
фиксировано 17 случаев прохождения селей.
Большими размерами характеризовался катастрофический сель в
августе 1967 г. по р. Терек, вынесший несколько миллионов кубометров
грунтовой массы, содержащей глыбы величиной до 5 м. Селевой поток,
прошедший в 1970 г. по притоку Терека и р. Гергети, разрушил мост у
пос. Казбеги и Военно-Грузинскую дорогу на протяжении 8 км. Подоб-
ные случаи наблюдались неоднократно в Дарьяльском ущелье по рекам
Асса, Аргун и др. Нередко селевые потоки в зоне аккумуляции перекры-
вают реки, в результате чего образуются временные озера (реки Танис,
Асса), аккумулирующие большое количество материала, который в
дальнейшем может служить в качестве селевых очагов.
Мощность селевых отложений в зоне аккумуляции измеряется от
двух десятков до нескольких сотен метров (копус выноса р. Дуруджи).
Морфология селевых отложений на конусах выноса и их литофациаль-
ная неоднородность в разрезе указывают па циклы селевых выносов в
четвертичное время.
Неменьшим развитием пользуются сели в полосе развития флише-
вой формации, в пределах которой только на Южном склоне Большо-
го Кавказа зафиксировано свыше двухсот действующих селевых водо-
токов и потенциальных очагов селей. Число активно действующих селей
в бассейнах р. Арагви — 67, Ксани — 52, Иори—18, Лиахви—15,
Риони — 31, на Цив-Гомборском хребте — 25. Большое количество
селей зафиксировано также на Северо-Западном Кавказе. Преобладание
в разрезе флишевой формации неустойчивых к процессам денудации
терригенных пород (аргиллиты, глинистые песчаники, мергели) создает
исключительно благоприятную среду для развития мощных очагов се-
лсобразования. В подавляющем большинстве в мергелисто-глинистых
породах формируются каменно-грязевые или грязе-каменныс сели, а в
'бассейнах развития карбонатных пород — преимущественно водно-ка-
менные потоки. Разовый вынос селевых отложений нередко отмечался
в объеме 0,5—1 млн. м3, а для некоторых речушек (Шавкаба, Дгналнс-
хевн, Елбаки) достигал 2,5—4 млн. м3. Сслн часто носят разрушитель-
ный характер для линейных коммуникаций: Военно-Грузинской дороги
в долине р. Арагви, дорог и строений в черте Туапсе, Новороссийска и
других городов.
Гравитационные процессы (оползневые, обвально-осыпные, лавин-
ные) весьма широко распространены в пределах района и относятся к
категории наиболее опасных. Большинство современных оползней при-
урочено к абрадируемым участкам морского берега, к размываемым
склонам речных долин, к трассам автомобильных и железных дорог.
Оползни особенно широко развиты в глинистых сланцах юры,
терригенном флише мела — палеогена н покрывающем их делювии.
Блоковые оползни скольжения (Золотарев, 1956) наблюдаются на уча-
стках абразионного склона, характеризующихся падением пород к мо-
рю, особенно к югу от пос. Лазаревское и между устьями рек Шахе и
Дагомыс. Оползни этого типа развиваются при падении слоев по скло-
82
нам речных долин Кубани, Зеленчука, Рионн, Асса, на склонах Цив-
Гомборского хребта. В большинстве случаев это древние оползни, не-
однократно подвергающиеся омоложению, на что указывают ступенча-
тая структура тела оползня, бугристая поверхность, экзотектоническая
смятость и присутствие в языковой части чуждых пород, а также гради-
ентное изменение в вертикальном разрезе влажности и показателей со-
противления сдвигу. Оползни этою типа характеризуются большими
размерами и мощностью до 10—15 м и более. В береговой зоне
моря в междуречьях Аше — Куапсс, Лоо - Буу и особенно в г. Сочи
(Малоахунский оползень) наблюдается их выдавливание ниже уровня
моря.
Крупные блоковые оползни отмечаются в известняках верхней юры
и мела в зопах краевой складчатости и разрывных нарушений в ущель-
ях рек Ингури (ИнгуриГЭС) н Рнони (НамохваниГЭС, сел. Кореннши,
Цеси). Наблюдались случаи активизации блоковых оползней скольже-
ния на Цнв-Гомборском хребте и в бассейне р. Кодори во время 8-балль-
ного Чхалтннского землетрясения 1963 г.
Оползни срезания, отмечаемые при падении пород в склон, харак-
теризуются меньшими размерами. Развиты они на линейных коммуни-
кациях между Адлером и Туапсе, в долинах рек Асса, Аргун, Алазани,
по Военно-Грузинской дороге.
Оползни-потоки приурочены к склонам, сложенным глинистыми или
глинисто-щебенистыми грунтами элювиального, делювиального и делю-
виально-оползневого генезиса, широко распространенным па глинистых
отложениях юры и мел-палеогенового флиша. В развитии современных
оползней-потоков большое значение имеет техногенная деятельность.
Уничтожение растительного покрова и сток хозяйственных вод приводят
к образованию новых н активизации старых оползней.
Обвалы обычно приурочены к массивам, где имеются потенциаль-
ные поверхности отрыва в виде различных по генезису трещин (текто-
нических, бокового отпора) нлн крутопадающих плоскостей напластова-
ния, которые становятся объектами избирательного выветрнваиия (Паль-
шин, Пастушенко, Брагнп, 1969). Чаще всего обвалы формируются на
скальных склонах, как это наблюдается в ущельях рек Баксан, Чегем,.
Кубань и других, сложенных кристаллическими породами в субниваль-
ном поясе на отметках 3000—3500 м. Крупные обвальные очаги зафик-
сированы на склонах ущелья р. Ингури в порфиритовой свите байоса и
известняках мела, где они приурочены к тектоническим зонам дробле-
ния. Наблюдается активизация обвалов в связи с землетрясениями.
Осыпи характерны для склонов, сложенных легковыветриваемы-
мн сланцами, аргиллитами, мергелями.
Лавинные процессы проявляются в виде снежных и камен-
ных лавин в высокогорье и среднегорье. Они связаны с обильными сне-
гопадами и резкими перепадами температур в периоды весеннего по-
тепления. Минимальная мощность свежевыпавшего снега, при которой
возможно возникновение лавин, составляет 70 см. На Кавказе снеговая
изолиния 70 см лежит на высотах 800—1000 м, так что сход снежных
лавнн в пределах района возможен на довольно обширных площадях.
Наиболее пространственным типом являются лотковые лавины, распро-
страненные в верховьях рек Баксан, Большой Зеленчук, Кубань, Терек,
Арагви, Ингури, Риони и других, в горных массивах Приэльбрусья, Каз-
беги, Ушбы, Аибги, Ачишхо, Шахдаг н др.
Карстовый процесс наиболее широко развит вдоль Южного
склона Большого Кавказа на площади до 10000 км2 в верхнеюрских,
нижнемеловых и в мсныисй степени верхнемеловых карбонатных поро-
83
лах. Коэффициент площадной закарстованпости для территории Запад-
ной Абхазии, сложенной верхиеюрскими и нижнемеловыми известняка-
ми и доломитизировапными известняками, составляет 6%. В районе го-
ры Арабика площадь развития голого карста достигает 100 км2, среднее
количество карстовых воронок более 100 на 1 км2, а на Бзыбском греб-
невом плато с площадью около 20 км2 приходится более 200 воронок па
1 км2.
В моноклинальной полосе выходов пород карбонатной формации
карст развит как в нижнем, так и в верхнем мелу, но наиболее интен-
сивно в породах нижнего мела, распространенных в приводораздельных
зонах Менгрельскою хребта, где выделяются крупные карстовые мас-
сивы: Охачкуэ, Квира, Мигария и др. Об этом свидетельствует и величи-
на коэффициента площадной закарстованности, составляющая для
нижнемеловых пород массива Охачкуэ 10%.
Морфометрические данные подземных форм карста, среди которых
выделяются крупнейшие в СССР но объему Анакопийская пещера и по
глубине пропасть Снежная, показывают, что в пределах Западной Гру-
зии к настоящему времени зафиксировано 443 крупные пещеры и про-
пастей общей длиной 49,3 км.
Об интенсивности поверхностной и подземной карстовой денудации
можно судить по результатам подсчетов, проведенных Д. Ш. Габечава
(1972) для нескольких массивов Западной Грузии. Подсчеты показали,
что интенсивность поверхностной денудации территории Западной Аб-
хазии в среднем составляет 84 м3/год/км2, а массива Охачкуэ —
99,8 м3/год/км2. Это означает, что с района развития карста Западной
Абхазии за 1 млн. лет удаляется слой толщиной 84 м, а массива Охач-
куэ — 99,8 м. Интенсивность денудационной деятельности вод неглубо-
кого карста для Западной Абхазии составляет 27,9 м3/год/км2, для мас-
сива Охачкуэ — 38 м3/год/км2, т. е. с районов Бзыбского и Гагрского
массивов за год с 1 км2, выносится 27,9 т растворенных веществ, а с
массива Охачкуэ — 38 т.
Слабо развит карстовый процесс в пределах распространения пород
карбонатного флиша. Здесь наиболее интенсивен он в междуречье Кса-
пи — Алазани, местами в Верхней Сванетии, Кахетии и т. д. В запад-
ной и центральной частях Северного склона Большого Кавказа карсто-
вые процессы чаще всего локально, но иногда довольно активно разви-
ты в моноклинальных структурах, сложенных верхиеюрскими и нижне-
меловыми битуминозными и органогенно-обломочными известняками и
карбонатными породами верхнего мела.
В полосе куэст в районе Скалистого хребта, в междуречьях Ассы -
Терека, Гизельдона—Фиагдона—Ардона развиты разнообразные кар-
стовые формы — карры, воронки различных генетических типов, пещеры,
колодцы, шахты, карстовые источники, подземные озера и др. В бассей-
не р. Фиагдон на отдельных участках плотность воронок достигает
120 штук на 1 км2.
Общие величины карстовой денудации, включая поверхностное и
глубинное растворение и механическую эрозию, довольно значительны;
по оценке П. А. Костина (1969), они резко возрастают к западу и югу
(в связи с увеличением осадков) от 84 (Скалистый хребет в районе
рек Уруп—Лаба) до 205 м3/год/км2 (плато Лагопаки).
В пределах известнякового Дагестана особое место занимают кар-
стовые пещеры, количество которых, по данным М. Эльдарова (1972),
доходит до трехсот. Длина пещер нередко превышает 100 м. В полосе
развития верхнеюрских и меловых карбонатных пород известнякового
Дагестана поверхностный карст распространен сравнительно слабо.
84
ГЛАВА 6
ЗАКАВКАЗСКИЙ МЕЖГОРНЫЙ ПРОГИБ (III)
Область охватывает значительную территорию, включающую важ-
нейшие промышленные и сельскохозяйственные районы Грузинской и
Азербайджанской ССР. Наиболее приподнятой частью Закавказской
межгорной зоны (Грузинско-Азербайджанская глыба) является Дзи-
рульско-Окрибское поднятие, которому соответствует одноименный ин-
женерно-геологический район. Этот район делит область Закавказской
межгорной зоны на две подобласти. Подобласть западною погружения
Грузинской глыбы включает инженерно-геологические районы предгор-
ных прогибов Западной Грузии и Колхидской межгорной впадины.
К подобласти восточного погружения Грузинско-Азербайджанской глы-
бы относятся районы Куринской впадины и Апшероно-Кобыстанской зо-
лы поперечного погружения.
ПЦ. Дзирулъско-Окрибская зона поднятий
Район представлен сильнорасчлепепным плато (900—1000 м), в
рельефе которого выделяются средпегорные хребты, в частности Лих-
ский хребет с Рикотским н Сурамским перевалами, соединяющими
Западную Грузию с Восточной. Северная часть района, известная под
названием Окрибы, характеризуется низко- и среднегориим рельефом,
развитым на размытом •антиклинальном своде.
Район дренируется реками Риони и Квирила и их притоками Дзев-
рула, Шараула, Дзирула, Чхеримела и др. Он служит климатическим
барьером между Причерноморской субтропической областью и умерен-
но увлажненной и аридной областями Восточного Закавказья. Климат
умеренно теплый и влажный, среднегодовая температура в зависимости
от абсолютных отметок +6+13°. Среднегодовое количество осадков от
600 мм в зоне низкогорья до 1500 мм в зоне среднегорья. Почвы буро-
земные оподзоленные, часто отличаются большой скелетностыо и малой
мощностью (до 50 см), а нередко полностью смыты. Преобладает лист-
венный лес с густым подлеском из черники, лавровишни и рододендрона.
Геологическое строение и инженерно-геологическая
характеристика пород
Дзирульский срединный массив сложен позднебайкальским мета-
морфическим комплексом, переработанным в герцинском цикле (Гам-
крелидзе и др., 1974). Здесь обнажается древний кристаллический суб-
страт, представляющий доальпийский структурный этаж, на периферии
перекрытый мезокайнозойскими отложениями, составляющими альпий-
ский структурный этаж. В обоих структурных этажах выделяются бло-
ковые структуры (Гореша-Харагаульская, Марелиская синклинали,
Чхерская, Капдаурская антиклинали), рассеченные множеством круп-
ных разломов.
Северная периферия региона представлена Окрибо-Хреитскойзоной,
в которой выделяются домеловые (Бзиаурская) и послеюрские (Саца-
ликская) антиклинальные складки, осложненные складками второго по-
рядка и внутризональными разломами (Гелатский, Сабиласурский сбро-
сы, Южно-Окрибский краевой надвиг и др.).
85
Доальпийский структурный этаж включает отложения метаморфи-
ческой и интрузивной формаций.
Метаморфическая формация докембрия нижнего
палеозоя сложена регионально метаморфизованными породами, ко-
торые ио степени метаморфизма подразделяются на слабометаморфи-
зоваииые (филлиты) и сильпометаморфизованные (кристаллические
сланцы).
Современный облик кристаллических сланцев, представленных мус-
ковит-биотнтовыми, кварц-слюдистыми, серицитовыми и гнейсовыми
разновидностями, создан региональным динамометаморфизмом и кон-
тактовым воздействием инъекций гранитоидов. В свежем виде кристал-
лические сланцы имеют прочность более 1000-105 Па. Однако эти поро-
ды подвержены интенсивному выветриванию, особенно паглядпо прояв-
ляемому в южной части района в зонах тектонических нарушений, где
прочность их в глыбовой подзоне выветривания падает перпендикулярно
сланцеватости до 405,2-Ю5 Па и параллельно сланцеватости до 139,ЗХ
X105 Па. Значительно изменена процессами выветривания толща филли-
тов, содержащих линзы мраморизовапных известняков (^сж=1500—
—2000 -10s Па).
Интрузивная формация палеозоя характеризуется пест-•
ротой петрографического состава и сложными условиями залегания.
Наиболее распространены кварцевые диориты (PZi), розовые граниты
(PZ2); подчиненное значение имеют габброиды и серпентиниты палео-
зоя. Гранитоиды палеозоя занимают значительную центральную часть
Дзирульского массива на участках Сурамского, Рикотского и Джвар-
ского перевалов, слагая 2/з указанной территории Они вскрыты бассей-
нами рек Рикотула и Дзирула.
Кварцевые диориты (серые граниты) распространены наиболее ши-
роко. Они представлены нормальными и микроклинизнрованными раз-
ностями, содержат ксенолиты древних сланцев и амфиболитов, так на-
зываемых зеленокаменных пород. Среди кварцевых диоритов выделяют-
ся следующие разновидности: гнейсовидные, биотитовые, двуслюдяные,,
микроклиновые и биотит-роговообманковыс, по текстурным особенно-
стям выделяются массивные и гнсйсовидныс. В свежем виде кварцевые
диориты исключительно прочные (ЯСж> 1500-105 Па) и устойчивы на.
склонах.
На Дзирульском массиве ввиду благоприятных для выветривания
факторов (тектоническая нарушениость пород, богатство биотитом, кли-
матические условия) в кварцевых диоритах развиты процессы как физи-
ческого, так и химического выветривания. Мощность полного профиля
выветривания достигает 15—20 м, местами 40 м.
Изменения физико-механических свойств кварцевых диоритов в ко-
ре выветривания наглядно иллюстрируются табл. 12 (Джанджгава,
1963). Ксенолиты зеленокаменных пород повсеместно изменены процес-
сами хлоритизации, а местами нацело превращены в глину.
Розовые граниты по инженерно-геологическим свойствам идентичны
кварцевым диоритам, различие выражается лишь в минералогическом
составе конечных продуктов выветривания, которые для кварцевых дио-
ритов представлены гидрослюдой, а в розовых гранитах — каолинитом
и гидрослюдой.
Основные и ультраосновные породы пользуются значительно мень-
шим площадным распространением, чем гранитоиды, и играют подчи-
ненную роль в оценке инженерно-геологических условий региона. Они
представлены габброидами и серпентинитами, которые встречаются в
виде довольно крупных штокообразиых тел мощностью до 20 м и ма-
86
Таблица 12
Основные показатели физико-механических свойств кварцевых диоритов в зоне
выветривания
Подзона [выветривания	Объемная масса. г/см*	Плотность, г/см*	Предел прочности на сжатие ₽сж, 10* Па	
			сухой об- разец	увлажнен- ный обра- зец
Мелкого дробления		2,33	2,67	6,14	1,02
Щебнистая мелкая		2,43	2,56	31,65	15,3
Щебнистая крупная		2,48	2,59	192,23	149,13
Глыбовая		2,57	2,64	326,21	318,42
Скрытотрещиноватая		2,65	2,65	>1000	—
ло.мощпых жил в гранитоидах палеозоя и метаморфических сланцах и
имеют простирание, совпадающее с общим направлением палеозойской
складчатости. Породы характеризуются высокой прочностью и устойчи-
востью к выветриванию.
Альпийский структурный этаж представлен отложениями терриген-
по-карбонатной, вулканогенно-осадочной, лагунно-континентальной,
карбонатной и терригенной формаций.
Терригенно-карбонатная формация лейаса сложена
кварц-аркозовыми песчаниками (jRc»= 1000-105 Па) и мраморизован-
ными известняками (^?Сж=286—616* 105 Па). Ввиду небольшого разви-
тия и малой мощности (100—140 м) эти породы в формировании инже-
нерно-геологических условий региона играют незначительную роль.
Вулканогенно-осадочная формация средней юры пред-
ставлена порфиритовой свитой байоса мощностью до 2500 м, развитой
яа южной периферии Дзирульского массива, в среднем течении р. Рио-
ни и в верхнем течении р. Квирила. Эти отложения идентичны породам
порфиритовой свиты Южного склона мегантиклинория Большого Кав-
каза, подробно охарактеризованным в главе 5.
Вулканогенно-осадочная формация верхнего мела
(свита Мтавари) распространена в Кутаиси-Цхалтубской полосе, а
также в южной части Дзирульского массива. Свита имеет мощность
400 м и подразделяется на две подсвиты: нижняя подсвита сложена
легковыветриваемыми туфобрекчия.ми и туфопесчаниками на глауко-
нитовом цементе, верхняя — туфобрекчиими, покровами порфиритов и
базальтов, трудно поддающимися процессам выветривания.
Лагунно-континентальная формация, широко разви-
тая в Окрибо-Хрситской зоне, представлена двумя субформациями: уг-
леносной (бат) и солепосиой (верхняя юра). Угленосная субформация
сложена аргиллитами, песчаниками и пластами угля. При выветривании
аргиллиты расщепляются на тонкие гибкие листы, соответственно пони-
жается их объемная масса, увеличиваются пористость и число пластич-
ности. Песчаники в зависимости от цемента (глинистого, карбонатного,
кварцевого, анальцимового) имеют различную крепость.
Соленосная субформация представлена пестроцветпой свитой,
(красные и зеленоватые песчаники, аргиллиты с пластами гипса и ан-
гидрида), широкой дугой огибающей Накеральский хребет. Участки
распространения пестроцветной свиты характеризуются развитием мяг-
кого оползневого рельефа ввиду слабой литификации пород. Кора вы-
87
вечривания на солспосной субформации слабо сохранена из-за легкой
смываемости элювия.
Карбонатная формация мела аналогична описанной в
главе 5.
Терригенная формация сложена мелководными морскими
осадками олпгоцена и среднего миоцена, залегающими трансгрессивно
и почти горизонтально на более древних формациях Дзирульского мас-
сива — от верхнего мела до нижпего палеозоя включительно. Олигоцен
представлен маломощными песками и песчаниками с прослоями спон-
голитов и пластовыми залежами марганцевых руд (г. Чиатура). Песча-
ники среднею миоцена грауковакковые, аркозовые, цемент карбонатный.
Породы слабо поддаются выветриванию, отличаются высокой прочно-
стью и устойчивостью в массиве.
Всрхнсальпийскнй структурный этаж представлен комплексами ал-
лювиальных, пролювиальных н делювиальных отложений.
Геолого-генетический комплекс аллювиальных
отложений приурочен к пойменным н надпойменным террасам рек
Риони, Квнрнла, Дзнрула, Чхеримела. В поймах рек аллювий представ-
лен валунно-галечными отложениями с гравийно-песчаным заполненном
мощностью 3—15 м. В регионе выделяются пять надпойменных террас,
выраженных останцами аллювия мощностью 0,1—3 м. На IV и V терра-
сах аллювии отсутствует, и наличие этих террас фиксируется по фраг-
ментарным эрозионным ступеням на склонах речных долин.
Геолого-генетический комплекс пролювиальных
отложений пользуется ограниченным развитием. Выделяется акку-
мулятивный материал селевых потоков и обычных конусов выноса во-
дотоков. Селевые выносы формируются исключительно за счет оползне-
вых и обвальных накоплений, приуроченных к тектоническим нарушен-
ным и интенсивно выветрелым магматическим и метаморфическим по-
родам. В бассейне р. Чхеримела селевые потоки сложены дресвятто-су-
глинистыми грунтами с включениями глыб.
Геолого-генетический комплекс делювиальных
отложений распространен повсеместно, кроме чрезвычайно крутых
склонов. Мощность делювия в основном 0,5—4, реже до 10 м. Делювий
кристаллических сланцев и гранитоидов представлен дресвой, песком с
глинисто-суглинистым заполнителем каолннит-гидрослюдистого типа.
В полосе порфиритовой свиты байоса развит обломочный делювий кир-
пично-красного цвета, заполнитель • глнна гидрослюдисто-монтморил-
лонитового типа. Делювий на субстрате карбонатных пород крупно-,
средне- и мелкообломочпый с глинистым и пылеватым заполнителем
Размеры отдельных глыб известняков у подножий Накеральских и Хап-
дсвских карнизов достигают нескольких десятков кубических метров.
Основные показатели физико-механических свойств глинистого делювия
приведены в табл. 13.
Таблице* 13
Основные показатели физико-механических свойств глинистого делювия
Материнские породи дс.чкн ииальныл образований	Естссгвениая влажность, %	Плотность, г/см’	Объемная масса, г/сма	Объемная масса скеле- та, г/см’	Порис- тость, %
Кристаллические слаицы Г ранитоиды Порфиритовая свита Известняки мела	19-21 23—27 30—39	2,64—2,71 2,62—2,73 2,58—2,61	1,80—2,03 1,84—1,94 1,20—1,60 1,84—1,99	1,45-1,50 1,49-1,64	20—45 37—43 39—56 44—49
88
Продолжение табл. 13
Материнские породы делю- виальных образований	Размока- ние, мин	Пластичность	Сопротивление сдвигу		Коэффициент фильтэацнн
			Ч>, град	С. 10е Па	
Кристаллические сланцы	34—260	46—50 22—24 23—26	19—23	0,1—0,12	4—9-Ю'5
Гранитоиды	15—225	17-й 20—30	21—28	0,12—0.2	6—4 10-« 1 • ю-’
Порфиритовая свита	14—93	28-41^ 26—31	15—26	0,15—0,2	6,3-10"» ыо-’
Известняки мела	19—135	.V. . 53-75 26—40——-	14—24	0,15—0,2	4,7-10"» 2,5-10*»
		28- 36			7,2-10-» 1-Ю"7
Гидрогеологические условия
Метаморфические, интрузивные и эффузивно-осадочные породы
сильно раздроблены тектоническими трещинами и трещинами выветри-
вания, к которым приурочены воды неглубокой циркуляции. Родники,
связанные с верхней трещиноватой зоной, нисходящие и имеют неболь-
шие дебиты — от 0,01 до 1 л/с, режим их постоянен и тесно увязан с ре-
жимом атмосферных осадков. Известняки мела содержат довольно мощ-
ные горизонты карстовых вод, особенно характерных для карстовых
плато Шаори, Асхи и др. Лагунно-континентальная формация юры прак-
тически водоупорпа.
Современные геологические процессы и явления
В регионе интенсивно развиты процессы выветривания и генетиче-
ски связанные с ними оползни и обвалы, в полосе известняков — карст.
Сейсмичность невысокая, зафиксированы землетрясения 4—5, реже 6
баллов, а на северной и южной периферии региона в сторону активных
сейсмогенетических структур Большого и Малого Кавказа — 7 баллов.
Оползни отмечаются в основном в коре выветривания кристалличе-
ских сланцев и гранитоидов палеозоя. Наиболее мощная кора выветри-
вания (25 м) на склонах крутизной 30—50°. Под воздействием атмос-
ферных осадков, грунтовых вод, массовых взрывов, вырубки леса и под-
сечки склонов под крутыми углами на Рикотском перевале, в сел. Хеви,
Убиса, Сакасриа, Марелиси и других развиты оползни с объемом масс
от 100 тыс. до 1 млн м3 каждый. Коэффициент оползневой пораженно-
сти для исследуемого района равен 0,1—0,2, а вдоль дорожных комму-
никаций доходит до 0,3. В кристаллических породах чаще всего наблю-
даются оползни-обвалы, поверхности смещения которых приурочены к
контактам отдельных подзон выветривания, где происходит накопление
иллювиальных и хемогенпых глин. Реже встречаются блоковые ополз-
ни скольжения, развитые в глыбовой подзоне. Местами древние глинис-
то-щебенистые накопления при увлажнении переходят в оползни пласти-
ческого течения (Арешидзе, 1961; Джанджгава, 1963).
Значительную роль в развитии оползней в кристаллических поро-
дах играют хемогенные и иллювиальные глины, заполняющие трещины
89
и при увлажнении грунтовыми водами служащие поверхностями смеще-
ния крупных оползневых блоков. Остальные формации региона отлича-
ются разной степенью оползневой пораженности. Для вулканогенно-оса-
дочных пород байоса коэффициент оползневой пораженности равен
0,01—0,1, для листоватых сланцев пестроцветпой свиты бата — 0,1 —
0,2, для известково-терригенного комплекса мела — 0,01—0,1.
В вулканогенно-осадочных породах байоса оползни приурочены к
верхней части, где развиты сильновыветрслыс (до 20 м) туфобрекчии,
туфопесчапики и аргиллиты, которые слабоустойчивы на склонах кру-
тизной 30—40°. Для этих пород характерны в основном оползни-обвалы;
некоторые из них имеют объем более 1 млн м3 (ст. Дзирула).
В свите Мтавари развиты пластические оползни (сел. Лаше, Хаидс-
вн, Горди, Хиди и др.). В полосе листоватых сланцев бата наблюдаются
древние оползневые склоны, которые осложнены современными ополз-
нями пластического типа. В породах пестроцветной свиты развиты мощ-
ные оползни пластического типа, обусловленные как природными фак-
торами, так и деятельностью человека (подсечка склона под крутым уг-
лом при разработке карьеров гидрозакладочпых и заиловочных мате-
риалов и подземная подработка при эксплуатации месторождений).
Оползни развиваются также в коллювиальном чехле вдоль Паке-
ральского хребта. Мощность коллювия 60 м, сложен оп обломками из-
вестняков, обрушенных с карнизов, нависающих над пестроцветной сви-
той нижнемеловых известняков; последние сцементированы траверти-
ном и суглинком. В извсстково-тсрригенпых породах мела оползли, в ос-
новном пластического типа, приурочены к мергелистым породам н глау-
конитовым песчаникам.
Обвалы развиты в туфобрекчиях, туфопесчаниках, граувакковых
песчаниках байоса и мела, а также в известковистых породах при нали-
чии крутых и высоких склонов (Хапдевские н Накеральскне карнизы).
Карст. На территории, сложенной меловыми известняками, интен-
сивно развиты карстовые процессы. Карст в основном отмечается в ниж-
немеловых известняках, хотя иногда приурочен и к верхнсмсловым от-
ложениям. На известняковых полях встречаются все характерные фор-
мы карста в различных стадиях развития.
7/Д. Предгорные прогибы Западной Грузии
Район на юге приурочен к Гурийско-Южно-Имеретипскому проги-
бу, на севере охватывает Мегрельско-Абхазский предгорный прогиб, на
северо-востоке — Рача-Лечхумскую синклиналь, па западе омывается
водами Черного моря.
Среднегорный рельеф развит в северо-восточной части района —
в пределах Рача-Лечхумской синклинали. Остальная часть района ха-
рактеризуется пизкогорным, слабохолмистым и платообразпым типами
рельефа с преобладающими абс. отм. 100—400 м. В центральной части
выделяются невысокие (до 600 м) кулнеообразпо расположенные хреб-
ты Абедати, Эки, Урта н Сатанджно, пропиленные плейстоценовыми
антецедентными каньонами рек Абаша, Техури и др. На юге выделяется
Гурийское грядовое пизкогорье (150—600 м). Рельеф отличается сред-
ней расчлененностью н небольшой глубиной эрозионного вреза.
Территорию пересекают крупные реки: Риони, Цхенисцкали, Ингу-
ри, Хобисцкали, Кодори, Бзыбь, Псоу, на юге — Супса, Ханнсцкали,
Натансби, Сулори н другие со средним модулем стока до 50 л/с«км?.
Они имеют широкие террасированные долины, а в устьях образуют дель-
товые приморские равнины.
90
Климат морской, влажный, субтропический с положительным ра-
диационным балансом, небольшой амплитудой изменения температуры
и преобладанием осадков над испарением. Почвы красноземные, исклю-
чительно плодородные и в значительной части района заняты субтропи-
ческими культурами.
Геологическое строение и инженерно-геологическая
характеристика пород
В структурном отношении северная часть района представляет со-
бой предгорный прогиб, ограниченный с юга системой брахиантиклина-
лей Южно-Мегрельской гряды, с запада по системе разломов Колхид-
ским прогибом и краевой зоной Черноморской впадины, а с севера с
Гагра-Джавской зоной Южного склона Большого Кавказа. Как само-
стоятельная структурная единица предгорный прогиб зародился в верх-
нем палеогене. Формирование системы кулисообразно расположенных
брахиаптиклиналей южной Мсгрслии относится к более позднему вре-
мени и датируется верхним плиоценом—плейстоценом, когда по систе-
ме разломов глубокого заложения Мегрельско-Абхазский предгорный
прогиб изолировался от Колхидского межгорного прогиба. Южная часть
региона является пригеосинклинальпым прогибом Аджаро-Триалстской
горной системы, от которой он отделен глубинными разломами.
Альпийский структурный этаж. Наиболее древние отложения райо-
на обнажаются в виде узких выходов в ядрах Абедатской, Накалакев-
ской, Экской, Уртинской и Сатанджийской антиклиналей, где они пред-
ставлены песчано-глинистыми отложениями альб-сеномана и карбонат-
ными отложениями мела—палеоцена, аналогичными по составу и свой-
ствам синхронным отложениям карбонатной формации Южного склона
мегантиклинория Большого Кавказа. В описываемом районе эти отло-
жения имеют крайне небольшое площадное развитие, каких-либо суще-
ственных экзогенных процессов в них не наблюдается.
Глинистая формация эоцен-плиоценового возраста широко
развита в Мегрельско-Абхазском, Гурийско-Имеретинском предгорных
прогибах и в Рача-Лсчхумской синклинали. В основании формации за-
легают плитчатые мергели верхнего эоцена мощностью 40—200 м. Выше
расположены глины майкопской свиты (олигоцен — нижний миоцен)
мощностью до 800 м с подчиненными слоями и пачками песчаников. Со-
отношение глин и песчаников в Раче и Мегрелии 5: 1, Абхазии и Име-
ретии 9: I, а в южной Гурии 2:1. Выше по разрезу отмечается чередо-
вание глин, песчаников, конгломератов среднего миоцена — плиоцена
(молассовая формация).
Характерной особенностью всех глинистых пород (табл. 14) являет-
ся их слабая водоустойчивость (склонность к размоканию и набуханию)
и низкая сопротивляемость процессам выветривания. Глины майкоп-
ской свиты представлены темно-серыми аргиллитоподобными разновид-
ностями. Минеральный состав тонкоднсперсной части гидрослюдисто-
монтмориллонитовый.
Невыветрелые майкопские глины (табл. 15) по физическому состоя-
нию плотные, слабо увлажненные, с пределами изменения влажности
13—30%, естественная влажность всегда меньше предела пластичности,
который колеблется от 21 до 39%, предел текучести изменяется от 41 до
63% при среднем значении 50%. Консистенция пород полутвердая и
твердая. Невыветрелые глины при естественной влажности, близкой к
влажности набухания 15% (в руслах рек у выходов исходных источни-
ков), не размокают. Размокание подсушенных образцов (до влажности
91
Таблица 14
Основные показатели физико-механических свойств порол глинистой формации
Показатели свойств	Эоценовые мер- гели		Майкопские ши- ны (олигоцеп- иноцсио >ыс)		Миоценовые глины		Понтические глины	
Естественная влаж-	10	1,23	20	3,1	24	3,83	33	2,5
пость, %	48	12	278	15	52	16	34	8
Объемная масса, г/см8	2,32 157	0,101 4	2,12 290	0.071 4	1,99 47	0,66 3	1,89 53	0,023 1
Объемная масса	2,17	0.11	1,77	0,099	1,60	0,12	1,49	0,03
скелета, г/см3	150	5	290	6	47	8	49	2
Коэффициент пори-	0,23	0,063	0,43	0.09	0,49	0,081	0,75	0,176
стости	152	28	206	20	28	17	44 .	23
Предел текучести	43	0,833	50	4,59	44	1,83	60	8,4
	37	2	425	9	42	4	47	14
Предел пластично-	25	0,50	29	3,4	28	3,1	33	3,8
сти	37	2	425	12	42	11	47	12
Число пластичности	18	1,33	21	3,14	16	3,2	27	3,6
	37	7	425	15	42	20	17	13
Набухапие, %	8	1,5	16	2,7	15	1,83	11	1,16
	26	19	102	17	18	17	12	10
Усадка, %	14	1.38	19	2,57	18	2,16	15	1,18
	26	10	114	14	24	12	10	8
Угол внутреннего			17	5,1	16	4,0	. 15.5	3
трепия, град			32	29	13	25	24	19
Сцепление С, 10» Па	—	—	0,57 32	0,275 49	0,15 13	0,056 44	0,52 24	0,125 24
Коэффициент сжи- маемости	0,0017 8	0,0002 12	0,008 21	0,0007 8	0,014 13	0,003 21	0,031 И	0,005 19
Таблица 15
Результаты испытаний майкопских глин в стабилометре
Место взятия образца	Е?тествсппая ПЛЯЖ ПОСТЕ., %	Коэффициент бо- кового давления	Коэффициент бо- кового расшире- ния	Модуль общей деформации Ед, 10* Па	₽	Модуль упруго- сти '£, 10* Па	Нагрузка Р, 10* Па	Угол внутренне* ю трения ф, град	Сдсплепие С, 10’ Па
Участок Новоафоиских оползней .	24	0,35	0,11	72	478	1,5	25	0,5
Мюссерский перевал	17	0,30	0,03	300	870	5,9	38	1,4
С. Эшера		30	0,49	0,10	46	420	0,5	26	0,2
С. Блабурхпа			15	0,26	0.02	290	830	5,3	38	1,2
С. Блабурхва 		13	0,22	0,02	310	1010	7,6	40	1,8
7—8%) происходит почти мгновенно с выделением мути; более влажные
глины (8—15%) размокают медленнее (1—2 ч).
Значения коэффициентов сжимаемости, вычисленные по осреднеп-
ной компрессионной кривой в интервалах нагрузок 0—1 Па, 1—2, 2—4,
4—6’105 Па, соответственно составляют 0,007, 0,011, 0,009, 0,007
(по 21 определению). Средний угол внутреннего трения составляет 17°,
сцепление С=0,57«105 Па. При влажности выше 30% происходит рез-
кое снижение сопротивления глин сдвигу, что необходимо учитывать при
расчетах устойчивости пород на склонах, в стейках котлованов, бортах
каналов, подверженных обводнению.
В свежем состоянии майкопские глииы являются переходными от
уплотненных разностей к аргиллитам, т. е. занимают промежуточное
положение между породами высокой и средней степени литификации.
Однако в зоне гипергенеза майкопские глины легко выветриваются с
образованием полного профиля коры выветривания мощностью 5--10 м,
а в зонах разломов и до 30 м. Выветривание особо интенсивно протека-
ет при свободной инсоляции и переменном увлажнении глин, с которы-
ми связаны не только их физическая дезинтеграция, но и активное хи-
мическое выветривание, в результате чего породы выщелачиваются и
обогащаются сульфатами.
Миоценовые глины отличаются от майкопских большей песчанис-
тостью, несколько повышенной карбонатностью и более высокой естест-
венной влажностью. Естественная влажность в среднем (52 определе-
ния) составляет 24%, пределы изменения — 13 —36%. Объемная масса
1,99 г/см3; пористость также чуть выше, чем в майкопских глинах, и в
среднем равна 33%; показатели пластичности ниже, чем у майкопских
глин. Коэффициенты сжимаемости в интервалах нагрузок 1—2, 2—4,
4—6-105Па равны 0,024, 0,017, 0,011. Угол внутреннего трении
в среднем 16°, а сцепление С—0,15105 Па. Свежие миоценовые глины
по свойствам и физическому состоянию можно отнести к уплотненным
разностям средней степени литификации.
Понтические глины в отличие от других глинистых пород имеют
более светлую окраску и характеризуются повышенной карбонатностью,
мепьшей плотностью, большими влажностью и пористостью. Физико-
механические свойства понтических глин указывают на их среднее поло-
жение между мягкими н уплотненными глинами.
Молассовая формация среднего миоцена — плиоцена ши-
роко развита в крыльях и осевых зонах предгорных прогибов. Общая
мощность формации более 1000 м. По инженерно-геологическим особен-
ностям формация подразделяется иа два комплекса: нижние и верхние
молассы.
Нижние молассы средие-верхнемиоценового возраста, представлен-
ные чередованием песчаников, уплотненных глин, песчанистых известня-
ков, оолитовых известняков и песчанистых глин, распространены почти
повсеместно в предгорных прогибах. Песчаники слоистые (0,10—0,80 м),
от мелко- до крупнозернистых, рыхлые на глинистом и прочные на
карбонатном цементах; предел прочности на сжатие в сухом состоянии
400—500* 10ь Па, в водонасыщепном — 300—375-105 Па, коэффициент
размокаемости 0,68—0,75. Глины уплотненные, слоистые (0,05—0,4 м),
залегают пачками (4—8 м), песчано-алевритовые, темные, пабухаемыс,
легковыветриваемые и легкодеформируемые. с углом внутреннего тре-
ния 12—24° и сцеплением 0,3—0,4-105 Па. Для глин при увлажнении
характерно саморазжижение и переход в текучее состояние. Пределы
прочности на сжатие оолитовых известняков в сухом состоянии 500 —
600- 10s Па, в водонасыщенном — 380—450-105 Па.
9Я
Верхние молассы плиоценового возраста представлены конгломера-
тами, песчаниками, песками и уплотненными глинами плиоцена мощ-
ностью 500—700 м, среди которых конгломераты составляют 300—400 м.
Конгломераты имеют объемную массу 2,23—2,63 г/см3; пористость 3,83—
8,21 % и водопоглощение 0,8—6,13%; предел прочности на сжатие в су-
хом состоянии 200—529-105 На, в водонасыщениом - - 124—328-105 На.
Песчаники рыхлые и плотные, объемная масса 2,21—2,5 г/см3, предел
прочности на сжатие в воздушно-сухом состоянии. 250—310-Ю5 Па, в
водонасыщенном — 160—210105 Па; коэффициент размягчаемости
0,63—0,78. В зонах тектонических разломов породы плиоцена сильно
дислоцированы и водоносны. Зона выветривания мощностью 3—10 м.
Верхнеальпийский структурный этаж. Геологическая история разви-
тия региона в четвертичное время неразрывно связапа с неотектоничес-
кими поднятиями горных сооружений Кавказа и их эрозионным расчле-
нением, а также с пульсационным режимом Черноморской впадины,
следствием которого были неоднократные морские трансгрессии и ре-
грессии. Такое разнообразие условий осадконакопления привело к на-
коплению по.шгенетических толщ четвертичных образований, среди ко-
торых наибольшим распространением пользуются геолого-генетические
комплексы морских, аллювиально-морских (дельтовых), аллювиальных,
пролювиальных и делювиальных отложении.
Морские отложения плейстоцена представлены редкими ос-
танцами высоких террас: чаудинской, древнеэвксинской, карангатской и
других, сложенных конгломератами, песками и суглинками. Из-за ло-
кальности развития оии здесь изучены слабо. Единичные определения
позволяют говорить о высокой пористости глинистых пород, а соответ-
ственно и их низких прочностных свойствах (угол внутреннего треиия
12—14°, а сила сцепления не превышает 0,2-105 Па).
Аллювиально-морские отложения слагают обширные
дельтовые равнины рек Бзыбь, Кодори, Ингури, где мощность их в
устьях рек превышает 100 м. Представлены песчано-галечными образо-
ваниями, которые являются достаточно надежным естественным основа-
нием с допускаемой нагрузкой до 6 -105 Па.
Аллювиальные отложения в поймах больших и средних
рек представлены в низовьях галечниками мощностью 10—35 м с про-
слоями и линзами песков, супесей, суглинков и глин; в верховьях —
•средне- и крупнообломочными галечниками с песчаным заполнителем
мощностью в предгорьях 5—10 м. Объемная масса галечников 1,64—
1,87 г/см3, угол естественного откоса под водой 34—ЗГ, коэффициент
•фильтрации 10—100 м/сут, допускаемая нагрузка 3—5-105 Па. Глинис-
тые аллювиальные породы по сравнению с морскими отличаются боль-
шей плотностью сложения. Их пористость изменяется от 25% у супе-
сей, до 40% у глии.
Делювиальные отложения развиты на склонах повсемест-
но и представлены глинистыми, суглинистыми и глинисто-щебенистыми
грунтами мощностью 0,5—3 м. По морфогенетическому положению
-Г. С. Золотарев и Т. Ю. Пиотровская (1973) выделяют в интервале
плиоцеи—голоцеи четыре возрастных комплекса делювия. Наибольшим
развитием пользуется современный глинистый делювий, по минерально-
му типу и физико-механическим свойствам идентичный грунтам верхней
подзоны коры выветривания. Для глин характерен весьма постоянный
состав глинистой фракции (35 40%) и крайняя изменчивость песчаной
(от 2 до 45%). Та же тенденция отмечается для суглинков, а для супе-
сей наиболее непостоянна по содержанию фракция пыли (от 6 до 39%).
Обращает на себя внимание высокая пористость глинистых пород
94
делювиального комплекса и низкие значения прочностных свойств
(табл. 16), что позволяет считать эти породы малопригодным естествен-
ным основанием сооружений, и при строительстве они снимаются.
Таблица 16
Показатели физико-механических свойств делювиальных отложений
Породы	Естест* зепная влажность. %	Объемная масса,  /см’	Плотность, г/см’	Порис- тость, %	Число пластич- ности	Угол BiryT- реннего трения, V, град	Сцепление, С, 10’Па
Глины							
макс.	44	1,76	2,74	56	36	12	0,66
мин.	38	1,71	2,68	53	25	10	0,27
средн. Суглинки	40	1,74	2,71	53	30	11	0,48-
макс.	59	1,90	2,9	51	17	31	0,3
МИИ.	17	1,78	2,47	38	7	25	0,2
средн. Супеси	71	1,81	2,58	43	14	27	0,65-
макс.	42	1,77	2,75	57	6	11	0,2
мин.	13	1,75	2,68	40	4	8	«,1
средн	29	1,76	2,7	46	5	10	0,15
Комплекс пролювиальных отложений развит ограни-
ченно только в предгорной части и почти не изучен в инженерно-геоло-
гическом отношении. Он прослеживается в виде прерывистого шлейфа
мощностью до 25 м.
Комплекс морских голоценовых отложений поль-
зуется широким распространением в прибрежной части региона и пред-
ставлен песками и галечниками новочерпоморской и нимфейской низких
террас, сливающихся с первой и пойменной террасами рек Бзыбь, Гу-
миста, Кодори, Ингури и др. Инженерно-геологическая характеристика
этих отложений приведена при описании шельфа Черного моря.
Гидрогеологические условия
Глинистые отложения майкопской свиты, а также миоцен-плиоцен»
являются водоупорными. Даже некоторые песчанистые разности, содер-
жащие до 45% карбонатов, практически непроницаемы. Подземные во-
ды циркулируют в основном в зоне выветривания и проявляются локаль-
но в виде родников с дебитами, равными сотым долям литра в секунду.
Степень общей минерализации варьирует от 0,3 до 2 г/л, по химическо-
му составу встречаются как гидрокарбонатно-сульфатно-кальциевые,
так и сульфатные и хлоридные натриевые воды.
Сравнительно высокодебнтны (до 0,3 л/с) источники, приуроченные
к конгломератам и отдельным трещинам в песчаниках, где. воды в ос-
новном пресные, гидрокарбонатные. Наиболее водообильпы развитые
в Мегрелии и Абхазии карстующнеся известняковые конгломераты мео-
тиса—понта с дебитами родников до 5 л/с. Еще более водообнльны ал-
лювиальные отложения пойм крупных рек Бзыбь, Гумиста, Кодори, Ин-
i-ури, Риони, Супса и других, служащих основным источником водоснаб-
жения городов и сельских районов Западной Грузии.
Современные геологические процессы и явления
Описываемый район отличается широким многообразием современ-
ных геологических процессов и высокой сейсмичностью. Среди экзогеи-
95
пых геологических процессов преобладают выветривание, эрозия, абра-
зия и особенно оползни, являющиеся господствующим процессом на ис-
следованной территории.
Выветривание. Наиболее распространенные и слабые породы райо-
на — третичные глинистые отложения, которые создают общий фон
инженерно-геологических условий и наиболее подвержены выветрива-
нию.
На стадии регрессивного катагенеза произошло поднятие глинистых
лород, разгрузка, гравитационное и геохимическое разуплотнение, со-
провождавшееся ослаблением структурных связей и, следовательно, из-
менением их свойств. Это хорошо видно при сравнении приведенных вы-
ше данных с результатами специальных исследований физико-механиче-
ских свойств глубоких горизонтов глинистых отложений Абхазии, про-
веденных под руководством Г. С. Золотарева (Золотарев, Пиотровская,
1973). По этим данным свойства майкопских глин в районе Нового Афо-
на в скважинах на глубине от 25 до 90 м изменяются следующим обра-
зом: естественная влажность уменьшается от 13 до 11%; плотность уве-
личивается от 2,28 до 2,31 г/см3; пористость уменьшается от 29 до 25%;
прочность на сжатие от 7 до 21 -105 Па; параметры сопротивления
сдвигу по данным испытания в стабиломстре увеличиваются от ф= 12п;
С—1,8-105 Па (на глубине 35 м) до ф=32°, C=7-10R Па (па глубине
88 м). Такие же закономерности прослеживаются для других типов гли-
нистых лород.
Завершающим этапом изменения свойств этих пород является вы-
ветривание, которое обычно приводит к разуплотнению пород, ослабле-
нию их прочности и как следствие к интенсивному развитию экзогенных
процессов^ в зоне выветривания общей мощностью 10—12 м. В послед-
ней, по данным изучения многочисленных разрезов, сверху вниз выде-
ляются подзоны: мелкого дробления, щебнистая, глыбовая и скрытотре-
щиноватая. Среди процессов выветривания преобладает механическая
дезинтеграция порол в результате попеременного высыхания и увлаж-
нения, вызывающая физическое и химическое (выщелачивание, окисле-
ние, гидролиз и гидратация) выветривание.
Скорость выветривания глин района, по четырехгодичным наблюде-
ниям, судя по мощностям верхних подзон, составляет в среднем для
эоценовых мергелей 0,5 м в год, а для майкопских глип — 0,3 м в год.
Такие высокие скорости выветривания приводят к образованию мощной
толщи элювия, неустойчивого на склонах и смещаемого в пониженные
части рельефа, давая начало делювиальным и оползневым накопле-
ниям.
Оползни. Рассматриваемый район — крупнейшая оползневая про-
винция иа территории СССР. Оползневая пораженность предгорных
прогибов Западной Грузии резко увеличивается с востока па запад:
Центральная Мегрельская депрессия и междуречье Ингури—Кодори
характеризуются коэффициентом оползневой пораженности 0,1—0,2, Гу-
рийско-Южно-Имерстинский прогиб и Рача - 0,1 0,4, а в Лечхуми и
приморской полосе Абхазии, отличающихся очень высокой пораженно-
стью оползнями, он возрастает до 0,4—0,7. На обширных площадях При-
черноморья, из которых особо выделяются участки Сухумских, Ново-
афонских, Приморских (Петропавловские) и Мюссерских оползней, раз-
витых главным образом в майкопских глинах и продуктах их элюви-
ально-делювиальной переработки, а также в мергелях эоцена и глинах
неогена, оползни наносят значительный ущерб дорожным коммуникаци-
ям и затрудняют условия курортно-хозяйственного освоения ценной при-
морской территории.
«6
Интенсивному развитию оползней способствуют структурпо-неотск-
томические, геоморфологические н литолого-фациальные особенности ре-
гиона. По данным Г. С. Золотарева и Т. Ю Пиотровской (1973), разви-
тие надвигов обусловило опрокидывание и неремятость майкопских
глин, а также большую неотектоническую напряженность пород в мас-
сиве. Моделирование, проведенное Г. С. Золотаревым и В. Е. Корки-
ным, показало, что в тектонически раздробленных зонах, на участках
Новый Афон и Мюссера, концентрируются высокие скалывающие на-
пряжения в глинистых породах палеогена и неогена, находящихся в
скрытоупругопластнческом состоянии, и происходит их разрядка. Про-
цессу разрядки, выраженному в оползневых смещениях блоков пород,
способствует значительная (до 200 м) приподнятость массивов пород в
результате постплиоценовых фаз неотектонического развития. Процес-
сы выветривания способствуют разуплотнению и дезинтеграции пород,
образованию мощной (до 10 м) элювиальной зоны и накоплению гли-
нистого делювия, отличающихся малой устойчивостью на склонах.
На Абхазском побережье Черного моря выделяются субаэральные
и субаэрально-подводные оползни. Основным фактором развития суб-
аэральных оползней является подрезка склона эрозией или искусствен-
ными выемками. Оползни субаэрального типа распространены в доли-
нах рек Баклановка, Хнпста, Калдахвара, в окрестностях с. Верхняя
Эшера и других местах.
Субаэрально-подводные оползни представляют более значительную
группу мощных оползней, генетически связанных с колебаниями уровня
моря в период четвертичных трансгрессий и регрессий — группы Су-
хумских, Новоафонских (рис. 9), Новоамбарских оползней. Большинст-
во из них приурочено к древним оползневым склонам, которые генети-
чески связаны с колебаниями уровня моря в плейстоцене и нижнем го-
лоцене.
В зонах надвигов и взбросов кроме отмеченных типов развиты
оползни тектогенпо-гравнташюнного типа, примером которого служит
Зеда-Димский оползень, расположенный в зоне Сурамо-Гокишурского
надвига (Арешидзе, 1972).
Оползневые явления иа востоке региона связаны, как правило, с
делювиально-пролювиальными образованиями на склонах речных долин
и водоразделах. Оползней в делювиально-пролювиальных отложениях
на склонах очень много, но большинство их мелкие. Преобладают
оползни по контакту с коренными породами.
Эрозия. Основная форма проявления современной эрозии — речной
и овражный размыв и смыв со склона. Особенно интенсивно современ-
ная эрозия развита в глинистых породах палеогена — неогена н конг-
ломератах плиоцена. В глинистых породах майкопской свиты с наличи-
ем легкрразмываемых продуктов выветривания наблюдаются неглубо-
кие и короткие промоины н балки. Глубокие овраги отмечаются в слабо
сцементированных мюссерских конгломератах мэотиса—понта, где их
образование связано с паводковыми водами.
Абразия морских берегов существенно влияет на оценку инженер-
но-геологических условий региона и наиболее подробно рассмотрена
при описании шельфа и береговой зоны.
Сейсмичность описываемой территории высокая: район относится к
7-балльиой зоне. Наиболее часто сейсмогеологические процессы прояв-
ляются вдоль Мегрельского глубинного разлома (8-балльпая зона), по
инструментально установленным данным окоптурнвающего территорию
наибольших плотностей эпицентров (Бюсс, Цхакая, Рубинштейн, 1968).
С этим разломом увязывается большинство фиксируемых в районе зем-
97
Рис. 9 План Повоафок-
ского оползня и продоль-
ный разрез (по материа-
лам Кавгипротранса,
Г. В. Гвелесиани, К. И.
Джанджгава):
1 — глинистый грунт с
щебнем и включением
глыб известняка (ополз-
невые накопления); 2 —
крупные глыбы известня-
ка с щебнисто-глинистым
заполнением (раннеополз-
невые накопления); Я--
субаргиллиты с прослоя-
ми песчаников (майкоп-
ская свита); 4— фора-
миниферовые мергели
(эоцен); 5 — поверхность
оползневого смещения;
6 — контур цирка ополз-
ня; 7 — реперные ство-
ры; 8 — поперечные дре-
нажные прорези; 9—вол-
ноотбойпая стера
летрясений, среди которых выделяется Гегечкорское 1957 г., сопровож-
даемое деформациями земной поверхности и ряда зданий.
Шъ. Колхидский прогиб
Колхидский прогиб охватывает одноименную низменность, протяги-
вающуюся вдоль Черноморского побережья Грузии от г. Очамчира до
с. Кобулети на протяжении 120 км и имеющую в плане форму треуголь-
ника, вершина которого, достигая г. Зестафони, расположена в 80 км
от моря.
Колхидская низменность представляет собой почти идеальную рав-
нину, в которой выделяются ряд морфогенетических зон. Западная зо-
ла, примыкающая к Черному морю, характеризуется предельно рав-
нинным рельефом с уклоном менее 0,0005; она ограничена со стороны
суши барьером песчаных дюн. возвышающихся над морем на 5—6 м.
Вторая зона расположена непосредственно за дюнной полосой и занима-
ет всю площадь болотного массива с чашеобразными понижениями быв-
ших или современных озер и торфяных болот. Наиболее понижена цент-
ральная часть массива с оз. Палиастоми лагунного происхождения с
«отметкой дна —5 м и пониженными частями болот с отрицательными
•отметками рельефа —1—2 м. Третья зона охватывает правобережную
часть р. Риони — пространства рек Хобисцкалн, Цхенисцкали, Ингурн,
Кодори, между городами Кутаиси и Очамчира и характеризуется рель-
ефом слабонаклоненных аллювиальных террас с абс. отм. от 15—20 до
5—6 м, обеспечивающими небольшой уклон — 0,006, достаточный для
естественного дренирования территории, считающейся наиболее здоро-
вой н обитаемой частью Колхиды.
В гидрографической сети Колхидской низменности выделяются две
труппы рек: берущие начало в пределах высокогорных зон Большого н
Малого Кавказа, — Риони, Ингурн, Кодори, Хобисцкалн, Супса и др„ —
и реки, образующиеся в пределах низменности. .
Реки первой группы отличаются полноводностью, наиболее обильна
из них р. Риоии со среднегодовым расходом по 99% обеспеченности -
260 м3/с. В период паводков расходы рек резко увеличиваются (к при-
меру расход р. Риони весной 1963 г. превысил 3000 м3/с), что способст-
вует значительным разливам и дальнейшему заболачиванию террито-
рии. Транзитные реки Колхиды несут с собой огромное количество твер-
дого стока.
Реки второй группы имеют местное питание, ввиду энергетической
маломощности не в силах прорвать береговые валы, наращиваемые вы-
носами рек первой группы, они заливают чашеобразные углубления и
•способствуют заболачиванию или, как например, р. Пичора, гидравли-
чески связаны с морем через оз. Палиастоми.
В климатическом отношении Колхида представляет собой район
«лажных субтропиков с теплой зимой и жарким летом, что обуслов-
ливается влиянием Черного моря и окружающими ее с трех сторон вы-
сокими горами. Району свойственно обилие атмосферных осадков
(в пределах 1600—1800 мм в год), особенностью которых является их
ливневый характер: иногда выпадает 100—160 мм в сутки. Периоды
обильных дождей нередко сменяются засушливыми периодами, носящи-
ми иногда затяжной характер. Среднегодовая температура воздуха
4-13----г 15°, относительная влажность воздуха распределяется доволь-
но равномерно, летом она выше, чем зимой, и превышает 70%, а для
южных районов — 80%; величина испарения 500—800 мм в год (умень-
шается с юга на север).
99
Почвы подзолистые на приподнятых террасах и подзолисто-глеевые
в пределах болотных массивов, соответственно и растительность — от
редких кустарников до бурных болотных зарослей.
Геологическое строение и инженерно-геологическая
характеристика пород
В структурном отношении Колхида представляет собой межгорный про-
гиб, ограниченный с севера кулисообразно расположенными брахиап-
тиклиналями Мегрельско-Абхазской пологоскладчатой зоны, с востока —
Дзирульским кристаллическим массивом, с юга — предгорьями Аджа-
ро-Триалстской складчатой системы, а на западе продолжающийся в.
Черное море, сливаясь с глубоководной впадиной.
Колхидский прогиб — типичная межгорная впадина, возникшая на>
консолидированном складчатом фундаменте срединного массива с мно-
гочисленными разломами, обусловившими мозаичную структуру глыбо-
во-складчатого основания. По тектонической природе в миоцен-плиоценс
Колхида была грабеном, отграниченным от смежных региональных
структур системой глубинных разломов и их поверхностными выраже-
ниями — региональными надвигами (Южно-Мегрельским, Южно-Име-
ретинским); регион всецело зависел от развития Черноморской впадины.
Мезозойские и пнжнетретичные отложения суммарной мощностью более
10 км, по данным буровых скважин Грузнефти, залегают на глубинах
более 2 км, поэтому их инженерно-геологическая оценка для района
Колхиды практического значения не имеет. Над ними залегают мощные
терригенные образования плиоцена, которые обнажаются в виде узкой,
прерывистой полосы на северо-восточном борту Колхидской депрессии,
в остальной ее части они погружены на глубины более 500 м. Анализ-
этих отложений мощностью более 1000 м показывает, что в плиоцене
Колхидский прогиб был вовлечен в интенсивный процесс погружения
Черноморской впадины, который сопровождался накоплением морских
глинистых осадков глубоководной фации в чередовании с прослоями пес-
чаников и микроконгломератов, указывающими на тектонические коле-
бания дна в плиоцене. Отложения плиоцена отличаются высокой порис-
тостью и невысокой плотностью (до 2 г/см3); по данным Л. А. Церц-
вадзе (1967), степень литификации их увеличивается в нисходящем на-
правлении.
Глубокое залегание морских осадков плиоцена позволяет не оста-
навливаться подробнее на их описании, а перейти к характеристике чет-
вертичных образований, резко отличающихся своим фациальным соста-
вом и генезисом от одновозрастных отложений других регионов Кав-
каза.
Верхнеальпийский структурный этаж. В плейстоцене Колхида явля-
лась унаследованной зоной прогибания, где накапливается мощная тол-
ща (более 500 м) морских песчано-глинистых отложений. Здесь фикси-
руются все основные фазы трансгрессий и регрессий (по данным буро-
вых скважин), начиная от чауды и кончая новоэвксинским временем, с
максимальным проникновением Колхидского залива в сторону суши да
18 км.
Пески и глины морских отложений плейстоцена, залегающие гори-
зонтально, отличаются низкой степенью литификации и для инженерно-
геологической оценки Колхиды также не имеют существенного значения,
так как залегают па большой глубине. Их роль заключается в наличии
напорных горизонтов подземных пресных вод, способствующих в неко-
торой степени процессу заболачивания Колхиды, первые фазы которого
100
по прослоям торфа в разрезе буровых скважин фиксируются еще с
верхнего плейстоцена (данные Л. Л. Харатишвпли).
Определяющее значение для оценки инжснерночеологических усло-
вий имел современный (голоценовый) этап развития территории. В от-
лнчне от большинства регионов Кавказа в голоцене в Колхидской низ-
менности отлагается мощная толща пестрого литолого-фациального со-
става, в которой доминируют озерно-болотные накопления, достигаю-
щие мощности 40 м. Они выполняют всю центральную часть низменно-
сти, способствуя образованию ее специфического ландшафта — низмен-
ной заболоченной равнины. По материковой периферии озерно-болот-
ные отложения оторочены полосой низких голоценовых террас рек Ри-
опи, Хоби, Ингури, Гализга, Супса, Натанеби, сложенных песчано-галеч-
ными породами, а с приморской стороны — узкой полосой пляжевых
накоплений. Отмеченные особенности геологического строения и разви-
тия региона в голоцене связаны со стабильными неотектоническими дви-
жениями отрицательного знака, достигающими скорости 2 мм в год по
периферии региона и 6 мм в год в его центральной части.
Таким образом, в пределах Колхидского прогиба можно выделить
три основных геолого-генетических комплекса осадков, объединяющих
все многообразие их литолого-фациальных типов.
Геолого-генетический комплекс аллювиальных
отложений голоценового возраста объединяет аллювиальные на-
копления поймы и низких террас. Аллювий представлен в прибортовых
частях низменности валунно-галечными отложениями, замещающимися
вниз по течению рек гравийно-песчаными осадками русловой фация, ко-
торые, в свою очередь, замещаются прибрежно-морскими песками. Пес-
чано-гравийные отложения отличаются довольно высокой несущей спо-
собностью и могут считаться надежным основанием под промышленные
и гражданские сооружения. К отложениям комплекса приурочат мощ-
ный водоносный горизонт, особенно в центральной Колхиде. К се пери-
ферии мощность горизонта резко снижается за счет глубокого дренажа
грубообломочных аллювиальных отложений.
Геолого-генетический комплекс озерно-болот-
ных отложений голоценового возраста суммарной мощностью 30—
40 м в нижней части разреза представлен песками, супесями и суглин-
ками, а в верхней оглеенными и нсоглееннымн иловатыми глинисты-
ми породами и торфами. Участками мощность собственно болотных от-
ложений достигает 20—30 м.
Неоглеенпые глинистые разности (глины, тяжелые суглинки) имеют
коричневато-бурую окраску и принадлежат к карбоиатизированным
глинам с пелитоморфпой структурой и слабо выраженной микрослоис-
той текстурой. В минеральном составе их глинистой фракции преобла-
дают гидрослюды, а мелкие обломки представлены зернами кварца, по-
левого шпата и кальцита. Оглеепные глинистые разности обладают го-
лубовато-серой окраской, беспорядочной чешуйчатой текстурой; в со-
ставе их глинистой фракции в равных количествах встречаются гидро-
слюды, монтмориллонит и галлуазит; обломочный материал представ-
лен микроклином, глауконитом, гидробиотитом и кварцем и как марки-
рующий показатель в глинах содержится большое количество окислов
железа и органики.
Статистическая обработка показателей свойств грунтов позволяет
отметить, что по характеру гранулометрического состава встречаются
как непылеватые, так и пылеватые оглеенные грунты. Наибольшее рас-
пространение имеют пылеватые глины с содержанием глинистой фрак-
ции, как правило, больше 50% и песка от 0 до 15%. Физико-мехаииче-
101
Основные показатели физико-механических свойств оглеениых глинистых пород озерно-болотного комплекса
голоценового периода
Таблица 17
	Супеси						Суглинки	|					Глина		
Показатели гвоПста пород	глубина, м													
														
	1-	-5	5-10			0	1-	•5	5-10		1-5			0
Объемная масса скелета, г/см3	1,25	0,05	1,3	0,03	1,35	0,03	1,70	0,015	1,75	0,01	1,70	0,01	1,78	0,029
	17	9,0	32	2,3	15	2,2	40	1,1	38	0,5	135	0,5	35	1.6
Плотность, г/см®	2,67	0,06	2,68	0,01	2,70	0,006	2,30	0,013	2,70	0,018	2,70	0,018	2,7	0,018
	17	2,2	32	0,3	15	0,2	40	0,5	38	0,6	135	0,6	35	0,6
Естественная плажпостъ, %	28	23	32	1.3	31	1,3	36	1,3	42	1.9	60	6,6	50	6,6
	17	82,1	32	4,0	15	4,1	40	3,6	38	4,5	135	11,0	35	13,2
Пористость, %	49	3,2	50	2,9	48	1,3	54	0,6	52	1,3	60	1,3	5,6	1,6*
	17	6,5	32	5,8	15	2,7	40	1,1	38	2,5	135	2,1	35	2,9
Число пластичности, %	6	15	5		6	0,3	14	1,6	15	1,6	35	1,6	35	1,6
	17	250	32		15	5,0	40	11,4	38	10,0	135	4,5	35	4,5
КоэсЬфиинент сжимаемости при	0,08	0,01	0,05	0,006	0,04	0,009	0,16	0,018	0,12	0,019	0,18	0,01	0,08	0,009
Р 0—110s и 2—3-10® Па	15	120	14	12,0	12	22,5	26	11,2	24	15,8	60	5,5	17	11,2
	0,04	0,009	0,03	0,006	0,02	0,003	0,09	0,01	0,07	0,009	0,08	0,009	0,05	0,006
	15	22,5	14	20,0	12	15,0	26	11,1	24	12,8	60	11,25	17	12,0
Угол пнутреппего трения <р, град	10	0,3	15	2,3	18	1,3	5	0,6	8	0,3	7	1,3	10	1,3
	19	3,0	12	15,3	12	7,2	26	12,0	24	3,7	66	18,5	19	13,0
Сцепление, С-10® Па	0,1	0,02	0,14	0,014	0,18	0,03	0,06	0,006	0,07	0,009	0,09	•0,04	0,15	0,02
	19	20	12	10,0	12	16,6	26	10,0	24	12,8	66	44,4	19	13,3
ские свойства оглеенных глин приведены в табл. 17. Оглееиные тяже-
лые глипы в естественных условиях находятся в текучепластичном со-
стоянии. Грунты характеризуются сильной пабухаемостыо, слабой про-
ницаемостью, слабой водоотдачей и низкими показателями сопротивле-
ния сдвигу	С=0,09--0,13-105 Па. Они относятся к среднссжр-
маемым грунтам с коэффициентом уплотнения 0,04—0,06 при давлении
0,5—1,5 кг/см2.
Болотные глинистые отложения занимают почти 75% всей террито-
рии центрального массива Колхиды и во многом определяют инженер-
но-геологические условия территории. Пески мелкозернистые с включе-
нием до 10% частиц глинистой фракции, обладают слабой водоотдачей,
а коэффициент их фильтрации не превышает 1,1 м/сут. Приуроченность
к ним мощного водоносного горизонта способствует приобретению пес-
ками плывунных свойств. Торф — низинного типа, с большим содержа-
нием минеральной составляющей и высокой естественной влажностью
(160—400%). Число пластичности торфов более 70; объемная масса
твердой фазы изменяется от 0,4 до 0,6 г/см3. Вся толща болотных отло-
жений обводнена как за счет интенсивных атмосферных осадков, так и
за счет подпитывания ее водами речного стока и разгрузки напорных
водоносных горизонтов из нижележащих плейстоценовых ‘отложений.
Локальное развитие ортштейнового горизонта создает благоприятные ус-
ловия для формирования на этих участках горизонта верховодки.
Отмеченные особенности позволяют считать болотные отложения
неблагоприятными для использования в качестве естественных основа-
ний сооружений, а площадь их развития — требующей инженерных ме-
роприятий перед хозяйственным освоением.	,
Геолого-генетический комплекс прибрежно-мор-
ских отложений голоценового возраста, развитый узкой полосой
(до 0,5 км) вдоль Черноморского побережья Колхиды, здесь нами не
рассматривается, так как его описание дано при характеристике
шельфа Черного моря в главе VIII.
Гидрогеологические условия
Гидрогеологические условия района определяются повсеместным разви-
тием мощного горизонта грунтовых вод, приуроченного к комплекса^
аллювиальных и озерно-болотных отложений (рис. 10). Глубина залега-
ния его изменяется по площади и позволяет выделить две зоны: а) при-
морскую, занимающую полосу шириной до 25 км вдоль Черноморского
побережья, где грунтовые воды залегают на глубине до 0,5 м и высту-
пают-на поверхность в период ливневых и затяжных дождей; б) восточ-
ную, занимающую всю остальную территорию Колхиды, где грунтовые
воды залегают на глубине более 1,5 м, а па участках развития низких
надпойменных террас на глубине 8—15 м. Таким образом, наблюдается
закономерное повышение уровня грунтовых вод в сторону побережья,
связанное с их подпором морской акваторией.
Грунтовые воды в основном гидрокарбонатно-кальциевые, с мине-
рализацией до 0,8 г/л.
Современные геологические процессы и явления
Ведущим геологическим процессом в регионе является заболачивание,
существенно препятствующее сельскохозяйственному, промышленному
и народнохозяйственному освоению этой ценной приморской территории.
103
Заболачивание — унаследованный с плейстоцена процесс, что уста-
навливается по пластам торфа в скважинах на абс. отм. —80—150 м,
Рис. 10. Схема i идрогеолого-мслноративного районирования Колхидской низмен-
ности по условиям водного питания, дрепажа и заболачивания (по С. И Элер-
дашвили, 1974):
1 — районы незаболоченные; 2—подрайоны с избыточным увлажнением за счет
верховодок (глины и тяжелые суглинки); 3— подрайоны с избыточным увлаж-
нением за счет грунтовых вод (суглинки средние и легкие, реже супеси и пески);
4 — подрайоны сильно заболоченные за счет неурегулированного поверхностно: о
стока; 5 — подрайоны сильно заболоченные за счет смешанного питания; 6 — тор-
фяники; 7—дюны и пляжи (пески и галечники); 8 — границы районов; 9 — гра-
ницы подрайонов
чередующимся с морскими отложениями верхнего плейстоцена. Осо-
бенно хорошо процесс заболачивания прослеживается в морских пес-
чано-глинистых отложениях голоцена, среди которых на Имнатском бо-
104
лоте установлены три пласта торфа на глубинах 5—6 м, 8—8,5 и II—
11,5 м с соответствующими абсолютными датировками 2100±150 лет,
4130x2=: 195 и 5825±125 лет.
Палеогеографический анализ показывает, что природная обстанов-
ка современной Колхиды полностью унаследована с голоцена, в кото-
ром, как и ныпе, господствовал влажный субтропический климат и пре-
обладало общее тектоническое погружение депрессии.
Основные факторы заболачивания Колхиды, по данным С. И.Элер-
дашвили (1974), И. М. Буачидзе и др. (1970), следующие: 1) интенсив-
ное неотсктоническое погружение Колхиды; 2) положительный баланс
увлажнения; 3) паводковые разливы р. Риони; 4) близкое залегание
уровня грунтовых вод и локальное развитие верховодки; 5) фильтраты
рек и подпитывание грунтовых вод напорными водами плейстоцена.
В настоящее время проводятся специальные исследования для ус-
тановлений! количественной оценки роли каждого фактора в заболачива-
нии, необходимые для обоснованной разработки системы мелиоративных
мероприятий.
Деформации бортов каналов. Одним из наиболее важных мелиора-
тивных мероприятий является удаление избыточных вод с осушаемой
территории сетью водосборно-осушительпых каналов. Трассы каналов
проходят в сложных и разнообразных геологических условиях, охваты-
вая почти всю Колхидскую низменность. Там, где грунты, слагающие
каналы, достаточно прочны, нормальная эксплуатация осушительной
сети полностью обеспечена. Этого нельзя сказать о трассах, проложен-
ных па самых низких гипсометрических отметках центральной части
Колхидской низменности. Грунты этого района представлены преимуще-
ственно болотными образованиями, характеризующимися очень низки-
ми показателями прочности. В связи с этим трассы каналов деформи-
рованы почти на всем протяжении. В оглеенных грунтах в основном
развиты оползневые процессы в откосах осушительных каналов и оса-
дочные деформации под сооружениями.
Оползни. В бортах каналов наблюдаются оползни структурные и
пластического течения. При структурных оползнях грунты смещаются
без существенного нарушения структуры оползневой массы (мощностью
более 3 м). Этот вид оползней развивается преимущественно вследствие
подмыва нижнего слоя слабых глеевых грунтов русловым потоком. При
пластических оползнях происходит смещение грунтов (мощностью. мег
нее 3 м) в вязкотекучем состоянии.
Встречаются оползни, сопровождаемые выпиранием грунта в дне
канала, а также вызванные фильтрационным давлением и большой круг
тизной откосов каналов.
На основе многолетних опытио-исследоватсльских и проектно-изыс-
кательских работ составлена схема инженерных мероприятий по осуше-
пию земель Колхидской низменности. В зависимости от конкретных ус-
ловий наиболее эффективно осуществление гидротехнических мероприя-
тий: создание сети отводных каналов, обваловывание н спрямление руг
сел рек и физико-химическая мелиорация переувлажненных грунтов.
В настоящее время эти мероприятия, сопровождаемые опытно-исследо-
вательскими н режимными гидрогеологическими и инженерно-геологи-
ческими работами, проводятся в широком масштабе, что приведет к пол-
ному освоению земель Колхиды.
II1V К урине кая впадина
Район включает Куринскую, Алазаискую и Внутрснпе-Карталн некую
межгорные впадины, расположенные между мегантиклинорнями Боль-
105
шого и Малого Кавказа. Центральная пасть района охватывает Курин-
скую низменность, окраинная — холмистые предгорья, Морское плоско-
горье и Цив-Гомборский хребет.
В современном рельефе это обширная пологонаклонная аллюви-
ально-пролювиальная аккумулятивная, сильнорасчленснная равнина с
абс. выс. 100--400 м. Нижнскуринская низменность представляет собой
почти идеальную равнину с абсолютными высотами в Прикаспин пнже
уровня моря. Преобладающие относительные высоты низменности 3 —
5 м (I терраса) и 10—15 м (II терраса), в предгорьях до 350 м.
Основная река — Кура с притоками Арагви, Араке, Алазапи и др.
В питании рек принимают участие снеговые, дождевые и подземные
воды. Уровенный режим характеризуется весенним половодьем (40—
47%), летне-осенними наводками и устойчивой зимней меженью (8—
14%).
Регион представляет в центральной части степную аридную зону
е сухим и резко континентальным климатом, в области предгорий —
умеренно влажные субтропики. Средняя температура января • -3 —
4-1’, июля 4-22---}-35о. Годовая сумма осадков от 200 до 800 мм. Поч-
вы черноземные, коричневые и бурые, последние часто засоленные; ос-
новные пространства равнин и предгорий заняты травянистой и кустар-
никовой сухолюбивой растительностью.
Геологическое строение и инженерно-геологическая
характеристика пород
В структурном отношении район представляет собой крупный синклино-
рий, выполненный мощными грубообломочными континентально-мор-
скими отложениями неогена, перекрытыми четвертичными образования-
ми разного генезиса. Суммарная мощность неоген-чствсртичпой толщи
превышает несколько километров, причем зона максимальных мощно-
стей тяготеет к южному крутому крылу прогиба.
i Общая синклинальная структура Куринского прогиба осложнена
брахиантиклинальными и моноклинальными поднятиями, которые делят
район на ряд обширных депрессий (Карталинская, Алазанская, Ширак-
ская, Эльдарская, Тарнбанская и др.). Схематическое инженерно-гео-
логическое районирование восточной части региона представлено на
рис. 41.
Наиболее древняя, верхпетерригепная, формация объединяет отло-
жения майкопской серии и миоцена, которые в результате активных
иеотектонических движений собраны в пологие и крутые складки, ос-
ложненные разрывными нарушениями.
Отложения майкопской серии (мощность 1100—2000 м) представле-
ны преимущественно (70—80%) аргиллитоподобнымй, сланцеватыми
глинами с прослоями песчаников.. В нижней части разреза последние
образуют мощные пачки (200—230 м) с конкрециями и линзами мерге-
лей. В верхней части имеются грубозернистые песчаники с прослоями
глин (от 80 до 500 м), песчано-глинистые и карбонатные отложения.
Минералогический состав глин отличается большим разнообрази-
ем, j Наряду с монтмориллонитовыми встречаются и каолинитовые гли-
нты. Содержание карбонатой кальция варьирует от 1,85 до 28,5%. Гра-
нулометрический состав изменчив. Содержание глинистой фракции ко-
леблется от 27 до 90%. Глины имеют высокую степень литификации и де-
гидратации. Естественная влажность даже на глубине 8—10 м состав-
ляет 17—21%, а показатель консистенции — 0,02—0,33. Скорость раз-
мокания тоже изменяется в широких пределах — от 3 до 56 мин (пре-
106
обладающая по 100 определениям составила 11—15 мин). В верхней
зоне активного выветривания мощностью 5—8 м прочностные свойства
глин резко снижаются.
Песчаники в основном кварц-полсвошпатовыс, аркозовые и кварц-
аркозовые, аркозово-граувакковые. Карбонатные разности преобладают
в разрезах сармата (миоцена), где они в виде карбонатов кальция со-
Рис. 11. Схематическое инженерно-геологическое районирование Кура-Араксин-
ской низменности (составил А. С. Шахсуваров):
1— районы, пригодные для промышленного н гражданского строительства; 2 —
районы, ограниченно пригодные для промышленного и гражданского строитель-
ства; 3—районы, не пригодные для промышленного и гражданского строитель-
ства; 4 — баллы возможных землетрясений; 5 — границы зон с различной балль-
ностью; б —конус выноса; 7—обвалы; 8— снежные лавины; 9— оврагообразо-
вапне; 10 — оползни потенциальные; 11—оползни активные; 12— бедленд и
глинистый псевдокарст. 13— грязевые вулканы; 14 — передвигающиеся дюны.
15 — солончаковатость; 16 — просадка; 17 — эрозия
ставляют 25—28 и 4—6% приходится па легкорастворимые соли. Конг-
ломераты и мергелистые породы в разрезе формации играют весьма
подчиненную роль, образуя слои мощностью от 0,3—1,5 до 5—15 м.
Конгломераты состоят из хорошо окатанного галечного материала
(преобладающие размеры 1—5 см) известняков и песчаников, реже эф-
фузивных пород. Цемент песчанистый, известково-песчанистый и глинис-
то-песчанистый, от слабого до плотно сцементированного, с временным
сопротивлением сжатию в условиях естественного залегания 150—200)^
4Q7
ХЮ5 Па, а в водной среде до 90—124-10° Па. В свежих разностях мер-
гелей при объемной массе 1,94—2,21 г/см3 #сж=164—350-1О5 Па, а в
водонасыщеииом состоянии понижается до 100—245* 10s Па.
Молассовая формация начинается пресноводно-континен-
тальной глинисто-песчанистой толщей верхнего сармата мощностью до
2000 м. Эги отложения в западной части Курипской впадины сменяют-
ся мощными плиоценовыми континентальными молассами (алазанская,
душетская овиты), замещаемыми восточнее морскими фациями. Мор-
ские плиоценовые отложения широко развиты в Куринском прогибе в
пределах Азербайджана, где они представлены понтическим ярусом,
продуктивной (нефтяной) толщей, акчагылвским и апшеронским яру-
сами общей мощностью более 4000 м.
Конгломераты, слагающие значительную часть разреза континен-
тальных моласс, представлены материалом осадочных и реже вулкано-
генных пород. Крупная (более 200 мм) фракция составляет 24%. Це-
мент песчано-глинистый и известковистый. Степень цементации разная.
В составе цемента имеется монтмориллонит с примесью гидрослюды.
Наиболее плотно сцементированы конгломераты верхнего сармата и
мэотис-понта; /?Сж в сухом состоянии 200—500-105 Па, в водонасыщея’-
ном состоянии 150 300-105 Па при объемной массе 2,0—2,2 г/см3. Низ-
кими прочностными свойствами отличаются конгломераты алазанской
свиты, интенсивно выветрелые в верхних частях разреза. При объемной
массе 1,80—2,0 г/см3 и водопоглощении 1,19—1,79% Лож в сухом со-
стоянии 100—165-105 Па.
Конгломераты с глинистым и глинисто-карбонатным цементом в зо-
не выветривания особенно быстро разрыхляются. Это способствует об-
разованию осыпей и селевого материала. Болес прочные конгломераты
рассечены экзогенными трещинами шириной 5—50 см, проникающими
иа глубину нескольких метров.
В отложениях морской фании широко развиты глины, в основном
монтмориллонитового состава с примесью гидрослюд, иногда карбонат-
ные. Глинистая фракция составляет 55%, пелитовая — 33%. Число
пластичности 20—28. Глинистые прослои в составе континентальной
фации неоднородны по составу — от суглинков до тяжелых глии. Су-
глинки с числом пластичности 7—14 имеют коэффициент фильтрации
0,08—0,25 м/сут. В целом глинистые породы преимущественно твердые,
пвпросадочные и размокаемые, особенно их суглинистые разности (ско-
рость размокания 15—35 мин) (табл. 18).
В формации песчаники распространены неравномерно. Они преоб-
ладают в верхнем сармате, а в плиоцене составляют всего 5%. Песча-
ники разпозернистые, рыхлые, иногда уплотненные, их физико-механи-
ческие свойства изменяются в широких пределах. Наиболее низкие
прочностные свойства характерны для песчаников алазанской серии.
В верхних частях разреза, по мере увеличения их разрыхлепности, за-
метно возрастает содержание глинистых частиц. В большинстве случа-
ев породы молассовой формации держат вертикальные откосы высотой
до 50 м. Однако верхняя выветрелая и разрыхленная зона способству-
ет образованию мощного чехла делювия и элювия на приподнятом юж-
ном борте Алазанской впадины и ее краевых частях.
Верхнеальпийский структурный этаж. Геологическая история разви-
тия региона в четвертичное время связана с заполнением межгорных
деирессий аллювиально-пролювиальным материалом, сносимым с воз-
дымающегося горного обрамления, и формированием мощного чехла
склоновых образований по периферии впадин. Для приморской части
региона характерны неоднократные трансгрессии Каспийского моря.
108
Таблица Id
Средний гранулометрический состав и физико-механические свойства
песчано-глинистых отложений плиоцена
(по данным Д. М. Сулейманова. Т. У. Багирова, А. С. Шахсуварова, А. Г. Алиева)
Показатели	Глина		Песок	Глина			Песок 49 обр.
	24 обр.	62 обр.	58 обр.	31 обр.	fc обр.	93 обр.	
Плотность, г,'см8		2,78	2,78	2,65	2,74	2,74	2,73	2,63
Объемная масса, г/см8		2,0	1,98	1,73	2,04	1,99	1,98	1,62
•Объемная масса скелета, г/см8 . .	—	1,70	1,48	1,69	1,72	1,71	1,45
Пористость, %		46,0	39	39	38	38	36	36
Естественная влажность, % . . .	10,20	17,1	11,70	22,2	14,1	15,9	9,8
Число пластичности ........	18,8	22,2		,		23,3	21,0	20,8	—
Показатель консистенции		0,20	—0,10	—	-0,02	-0,05	—0,08	—
Угол откос в сухом состоянии, град	—	—	35				38
Угол откосаапод водой, град . . .	—	—	33	——	—	—	35
Модуль общей деформации, 105 Па	—	134,0	—	125,0	83,0	132,0	—
Угол внутреннего трения, i рад , .	28	24	—	23	25	24	—
Сила сцепления, 105 Па		1,40	0,80	—	1,95	1,83	1,91	—
Модуль осадки, мм/м		—	19.9	—	19,81	38.5	20.2	—
Геолого-генетический комплекс морских отложе-
м и и четвертичного возраста занимает незначительную восточную часть
Куринской впадины и представлен терригенно-глипистыми осадками
четвертичных трансгрессий Каспия суммарной мощностью от 10 до
500 м. В инженерно-геологическом отношении осадки комплекса изуче-
ны слабо.
Геолого-генетический комплекс четвертичных
аллювиальных отложений имеет широкое распространение.
В пределах Куринской впадины мощность аллювиальных отложений
достигает 150—400 м, а па ее периферии до 20—30 м.
Аллювиальные отложения плейстоцена представлены валупно-га-
лечпыми накоплениями с песчаным и песчано-глинистым заполнителем.
Содержапие отдельных гранулометрических компонентов как в разре-
зе, так и по площади крайне неустойчиво. В Карталипской депрессии
в разрезе доминируют мощные пачки галечников, тогда как восточнее,
в Кура-Араксинской низменности, преобладают породы алеврито-пели-
тового состава. Чем выше находятся аллювиальные отложения гипсо-
метрически, том интенсивнее развиваются в них процессы выветрива-
ния, часто преобразующие эти отложения в грубозернистые пески, а
иногда и в глинистые образования, в которых содержание окисей алю-
миния и железа составляет 6,8—16,6% от общей массы, а карбонатов
кальция — 20—27%, тогда как в отложении нижних террас значения
перечисленных компонентов не превышают соответственно 3—6 и 1,4—
8,3%.
Почти иа всех крупных реках в восходящем порядке террасовых
уровней уменьшается содержапие валунов и крупных галечников и
увеличивается количество мелкого галечного материала.
Геолого-генетический комплекс пролювиально-
делювиальных отложений также широко развит и приурочен
к периферийным участкам депрессий, к подножиям склонов, формируя
пролювиально-делювиальные шлейфы или перекрывая высокие террасы
и заполняя днище долин. Мощность этих отложений 10—20 м, хотя не-
редко у подножия склонов и на конусах выносов рек достигает 30—
50 м, а в Алазапской впадите — 200—400 м.
109
Таблица 19
Основные показатели физико-механических свойств современных аллювиально-пролювиально-делювиальных отложений
(по данным Д. М. Сулейманова, И. С. Башннджагяна, А. И. Шабанова, А, С. Шахсуварова, 3. А. Абдулаева, Р. М. Рашидова)
Показатели	Ширва некая равнина			Ал азаиь-Лгри ча Йск а н впадина			Юго-вос- точная Ширвань	Мильская и Муганская равнины	Кировабад- Казахская равнина	Карабахская раввина		Ленкоранская низменность	
	песок	суглин- ки	супесь	песок	глины	суглинки	суглинки	суглинки	суглинки	глины	суглинки	суглинки	песок
Число пластичности ....	20,2	12,9	6,2	—	21,8	12	14,30	14	12,6	18,2	11,0	13,4	—
Естественная влажность, %	19,9	18,0	18,6	5,8	22,1	20,0	18,85	20,0	13,0	17,1	18,0	24,7	19,9
Плотность, г/см®		2,73	2,71	2,70	2,69	2,71	2,72	2,70	2,70	2,77	2,73	2,70	2,68	2,65
Объемная масса, г/см® . . .	1,87	1,79	1,73	1,50	1,77	1,75	1,87	1,85	2,0	1,82	2,0	1,88	—
Объемная масса скелета, г/с№		1,56	1,54	1,46	1,41	1,43	1,44	—	1,35	1,51	1,65	1,60		—
Пористость, %		43,0	42,0	46,0	47,7	46,5	46	—	—	45,8	43,5	50,0	52,0	48
Модуль общей деформации при Р—2,10—3,0-10® Па .	102,0	101,0	114,0	—	54,0	39	34,6	—	42	111,0	74,5	—	—
Коэффициент сжимаемости, 10-»Па-1		0,018	0,019	0,014		—	—	—	—	—	0,002	0,015	•—	—
Модуль осадки, мм/м . . .	24,4	26,8	18,6	—•	—	—	—	—	—	—	—	—	—
Угол внутреннего трения, град		30	28	25	—	26	25	24	24	24	32	27	22	—
Сила сцепления, 10® Па . .	0,84	0,733	0,240	—	0,80	23	0.40	0,40	0,35	0,65	0,17	0,51	—
Коэффициент относительной лросадочности 		—	0,019			—	0,020	0,057	0,012	0,010	—	0,041	—	
Выделяются грубообломочные валунно-галечные образования, час-
то селевого характера, и склоновые глиписто-песчапые разности. Грубо-
обломочные галечные породы слагают шлейфы у подножия склонов.
Галька и валуны в сумме составляют в среднем 70—84%. Заполнитель
песчаный и песчано-суглинистый.
Средний гранулометрический состав пролювиальных отложений по
результатам 26 анализов па южной периферии Мухрано-Тирифонской
депрессии следующий: крупнее 50 мм — 84%, в том числе крупнее
.200 мм—10,2%, 50—2 мм — 45,8%, 2—1 мм — 10,9%, а фракция
меньше 1 мм—6,6%. В современных селевых конусах выноса количе-
ство мелкозема возрастает до 8—23%.
В комплексе пролювиально-делювиальных отложений глинисто-пес-
чанистые разности слагают обширные межконуспые пространства и
дистальные участки. Ими перекрыты также наклонные предгорные рав-
нины. Преобладают суглинки легкие и средние, нередко лессовидного
характера, макропористые. Содержание карбонатов кальция колеблется
от 6 до 25%, легкорастворимых солей натрия и калия — 2,5—12%.
В составе отложений превалирующее положение занимают пылеватые
фракции (30—70%), причем максимальные их значения (более 50—
70%) отмечаются на Гаре-Кахетинском плоскогорье. В большинстве
случаев эти породы обладают просадочными свойствами, особенно лес-
совидные покровы Гаре-Кахстипского плоскогорья, для которых коэф-
фициент просадочности колеблется в пределах от 0,028 0,034 до 0,51 —
0,190. Часто сильно просадочными свойствами характеризуются также
глины и тяжелые суглинки с коэффициентом относительной проса доч-
постив пределах 0,09—0,16.
Делювиальные суглинки более просадочные и обладают меньшим
объемным весом и большей пористостью. Аллювиальные суглинки в ос-
новном непросадочные, более влажные и плотные. У тех и других на-
блюдается общая тенденция к увеличению объемного веса и уменьше-
нию пористости с глубиной.
Физнко-механические свойства четвертичных песчано-глинистых
грунтов смешанного генезиса приведены в табл. 19.
Отложения грязевых вулканов (сопочная брекчия) раз-
виты только в восточной части области по левобережью р. Куры в пре-
делах юго-восточной Ширвани. Это глинистые синевато-серые неслоис-
тые породы с включениями обломков, а часто очень крупных глыб.
В естественном состоянии сопочная брекчия слабосжимаема, с модулем
деформации при нагрузке 2—3-10° Па, равным 112-10® Па. Величина
силы сцепления в среднем составляет 0,70 -105 Па; угол внутреннего тре-
ния 12°. Под водой величина силы сцепления 0,2-105 Па, угол внутреннего
трения 6°. Учитывая, что даже небольшое увлажнение резко ослабляет
и без того слабые структурные связи сопочной брекчии, эти отложения
не могут служить основанием для ответственных сооружений без на-
дежной их гидроизоляции.
Гидрогеологические условия
Гидрогеологические условия региона разнообразны и быстро изменя-
ются по площади. Почти со всеми равнинами и областями развития ал-
лювиальных отложений связан горизонт грунтовых ®од. В Алазапо-Аг-
ричайской впадине эти воды имеют повсеместное распространение и
изучены более обстоятельно.
Глубина залегания грунтовых вод в зоне выхода родников на гра-
ницах’ с межконусными депрессиями изменяется от долей метра до
11.1
10—12 м в зависимости от особенносгей рельефа. Галсчиики водосодсржа
шей толщи хорошо промыты, коэффициент фильтрации их 50 70 м/сут.
Ниже зоны выклинивания пролювия поток грунтовых вод вновь погру-
жается на глубину от 5—6 до 15 20 м и следует к рекам Алазани й
Агричай, которые являются базисом стока. В приречной полосе поток
грунтовых вод подпирается подрусловым потоком, вследствие чего
уровень грунтовых вод вновь поднимается к поверхности земли, обра-
зуя заболоченность. В прибрежной полосе Алазани глубина залегания
зеркала грунтовых вод 1,2—1,7 м. На территории от вершины конусов
выноса рек до участков выхода родников грунтовые воды слабо мине-
рализованы, плотный остаток составляет 0,1—0,4 г/л, жесткость 0,8—
2 мг-экв, но составу воды преимущественно гидрокарбонатно-кальцне-
вые.
Между границей выходов родников и реками Алазани и Аргичасм
и вниз по потоку наблюдается постепенное увеличение минерализации
грунтовых вод до 0,8—1,3 г/л, а местами и выше, жесткость воды так-
же возрастает до 2,6—7,2 мг-экв, по составу воды гидрокарбонатпо-
сульфатные, кальциевые и обладают сульфатной агрессивностью. В юж-
ной части района, где развиты лессовидные суглинки и циркуляция
грунтовых вод существенно замедлена, общая минерализация вод до-
стигает 10 г/л; воды сульфатные со сложным катионным составом и об-
ладают весьма высокой сульфатной агрессивностью. В Кура-Араксин-
ской низменное ги развиты высокоминерализованные грунтовые воды с
глубиной зеркала до 10 м. В юго-восточной части Куринской депрес-
сии, охватывающей Мильскую, Мугано-Сальянскую степи и юго-восточ-
пую Ширвань, воды хлоридпо-сульфатпо-натриевого типа. Хлоридные
воды устойчивы только па территории Мугано-Сальянской степи, где
минерализация -их меняется от 10 до 100 г/л.
Напорные подземные воды порового типа вскрыты при бурении чет-
вертичных, верхнеплиоценовых и миоценовых отложений, а также фик-
сируются группами восходящих источников. Наиболее водообильпа
алазанская серия, в которой выделяются несколько мощных напорных
горизонтов (телавский, гурджааиский, кварельский), широко исполь-
зуемых для водоснабжения и малой мелиорации Кахетии. В Джейран-
чслс они приурочены к тонким прослойкам песков в толще плиоценовых
глин. Это маломощный горизонт силыюминералнзованных напорных
вод, вскрытый скважинами на глубине 150 м в долине 'между хребтами
Эйляр-Оуги и Большой Палантекян.
Напорпые -воды имеются и на территории Аджиноура. В западных
частях Кура-Араксинской впадины пресные напорные подземные воды
связаны в основном с отложениями конусов выноса.
Современные геологические процессы и явления
Сели. Почти все реки Южного склона Главного Кавказского хребта,
стекающие в Алазапо-Агричайскую долину, являются селсноспыми. Зо-
ной селевой аккумуляции служат в основном привершинные части ко-
нусов выноса и боковые притоки этих рек. Выделяются грязевые, гря-
зе-каменные и водно-каменные сели. Следует отметить селевую деятель-
ность и левобережных притоков р. Араке, нарушающих иногда железно-
дорожное движение.
В краевых частях Нижмекуринской депрессии на легкоразмывае-
мых и трещиноватых палеоген-неогеновых песчано-глинистых отложени-
ях широко развит глинистый псевдокарст, причем гипсометрически он
приурочен исключительно к зоне пизкогорий. Выделяется несколько ге-
112
нетических типов глинистого пссвдокарста: 1) в коренных породах;
2) террасовый, 3) делювиальный, 4) грязевулкапический.
Оползни получили наибольшее развитие на склонах хребтов, окай-
мляющих Мингечаурское водохранилище. Их появление обусловлено
интенсивным абразионным подмывом бортов водохранилища.
Оползни в основном охватывают склоны оврагов правобережья, где
делювий в виде суглинисто-щебенистой массы залегает на поверхности
крутых склонов древнего рельефа, сложенного породами апшеропского
яруса. Оползают делювиальные массы, и лишь изредка захватываются
смещением коренные отложения. Эти оползни представляют собой
обычные срывы и смещения покровных образований.
Имеются благоприятные условия для развития оползней по право-
му берегу р. Куры после выхода ее из Мингечаурского водохранилища.
Здесь неустойчивые четвертичные континентальные отложения разделе-
ны на крупные блоки тектоническими трещинами. Скольжение пород
происходит по контакту четвертичных и неогеновых пород.
Особенно широко оползни развиты в краевых предгорных зонах
Карталинской и Алазанской впадин. На южной территории Араксип-
ской депрессии и в предгорьях Цив-Гомборского хребта коэффициент
оползневой пораженности составляет в среднем 0,67. Вследствие интен-
сивного развития оползневых процессов за последние 10—15 лет при-
шлось перенести па новые места селения Гуда, Джвартмуха, Гиндз-
леебн, Рунси, Верона и др.
Оползни в основном приурочены к слабым майкопским глинам и
их элювиально-делювиальным накоплениям в Карталинской впадине и
к рыхлым миоцен-плиоценовым континентальным молассам на Цив-
Гомборском хребте. Наблюдается концентрация оползней по линиям
региональных разломов — Орхевского, Гомборского и др.
Глинистый карст и овражная эрозия типа бедлендового расчленения
характерны для Гарс-Кахстинского плоскогорья с сухим семмаридным:
климатом, в основном на участках распространения песчано-глинистых
пород и делювиально-пролювиальных образований. Овражная эрозия
бедлендового расчленения широко развита и в низкогорпом структур-
ном денудационном рельефе Нижнекуринской низменности с чешуй-
чато-складчатым строением.
В ряде случаев с процессам 'Механической суффозии связаны весь-
ма разнохарактерные по морфологическим признакам поверхностные
провалы и просадки. Подобные сложные взаимопереплетающиеся явле-
ния особенно контрастно выражены в лессовидных суглинках делюви-
ального генезиса вследствие их высокой пористости и повышенной ми-
нерализации (содержание солей в них часто превышает 1%).
Процессы засоления почвогрунтов, являющиеся главным образом
следствием климатических условий и высокого состояния минерализо-
ванных грунтовых вод, развиты в восточной и центральной частях
Курипского прогиба па участках низкой степени дренированпости.
Высокой степенью засоления отличаются почвогрунты весьма слабо-
дренируемого района, охватывающего центральную часть равнины с
умеренно теплым полупустынным климатом. В подобной природно-
ландшафтной обстановке создаются благоприятные условия для солон-
чаковой аккумуляции. Солончаковые образования состоят из алевропе-
литового материала, насыщенного различными солями при высоком
стоянии грунтовых вод. Глубина залегания грунтовых вод находится
в пределах 0,5—3 м. Они гидравлически связаны с напорными водами.
Засоление в основном хлоридное, местами сульфатное. С целью оздо-
ровления засоленной части массива достигнуто рассоление верхней 0,5-
113
метровой толщи и наметилась тенденция уменьшения солевого баланса
грунтов до глубины 2 м.
Грязевые вулканы широко развиты в пределах юго-восточной
Ширвани. Режим извержения разнообразен. Часто извержение проис-
ходит очень спокойно с переливом через край сопочной брекчии. Иног-
да над кратером вздувается газовый пузырь. В других случаях сопоч-
ная брекчия выдавливается из жерла очень медленно, постепенно сте-
кая по склону. Часты разрывы с самовозгоранием нефтяного газа.
Шъ. Апшероно-Кобыстанский прогиб
Район охватывает юго-восточное окончание Большого Кавказа и вклю-
чает Лянгябизскую, Шемахино-Кобыстанскую горные, Кобыстано-Кара-
1адагскую предгорную и Восточно-Апшсронскую равнинную области.
Для Кобыстана характерны аридно-денудационные процессы рсльефо-
образования, мощные проявления грязевого вулканизма и абразионно-
аккумулятивные процессы в прилегающих к побережью участках. На
Апшеронской равнине отмечаются отрицательные формы рельефа в ви-
де впадин с относительными глубинами до 100 м, осложненные невы-
сокими (до 300 м) грядами субмеридионального направления. Гидро-
графическая сеть в районе развита очень слабо. Основные реки: Сум-
гаитчай, Джейранкечмез, Пирсагат, питание которых осуществляется
за счет атмосферных осадков (более 90%). Густота речной сети
<0,20 км/км2, площадь водосбора 11200 км2, суммарная протяженность
рек 2247 км.
Климат района в западной части умеренно теплый с сухим летом,
в восточной части — умеренно теплых полупустынь и сухих степей с
сухим летом. Среднегодовая температура воздуха 10—14,5° и выше, ко-
личество атмосферных осадков менее 200—300 мм. Почвенный покров
о запада на восток по направлению падения местности представлен
каштановыми, сероземно-бурыми и серо-бурыми солонцеватыми почва-
ми. Растительность степная и полупустынная.
Геологическое строение и инженерно-геологическая
характеристика пород
В структурно-тектоническом отношении район представляет собой
прогиб, образованный системой антиклинальных и синклинальных
складок, среди которых выделяются Шемахино-Кобыстанский и Аптпе-
ронский синклинории (рис. 12). В геологическом строении принимают
участие палеогеновые, миоценовые и преимущественно плиоценовые и
тюстплиоценовые отложения. В Кобыстане складчатость морфологиче-
ски заметно изменяется с запада на восток от линейной к куполовид-
ной. Апшсронский полуостров, имеющий незначительное превышение
над уровнем моря, характеризуется молодыми тектоническими форма-
ми и, несмотря на определяющую роль тектоники в создании основных
морфологических черт, его поверхность значительно подвержена влия-
нию экзогенных процессов. Апшеронскому полуострову свойствен сту-
пенчатый террасированный рельеф, выработанный четвертичной транс-
грессией Каспийского моря.
Район с конца палеогена испытывал сложные тектонические дви-
жения. В восточной его части накапливалась мощная толща терриген-
ных осадков. Начиная со среднего миоцена откладывались молассовые
-осадки — плохо отсортированные песчано-глинистые породы, иногда с
прослоями мергелей и доломитов.
114
Альпийский структурный этаж. Ввиду отсутствия достаточных инже-
нерно-геологических данных для отложений меловой и низов палеоге-
новой эпохи отметим, что они в основном представлены глинами, мер-
гелями, аргиллитами и песчаниками. Эоценовые породы (коупская и
сумгаитская свиты) — битуминозные сланцы, мергели, аргиллиты, гли-
ны и песчаники общей мощностью до 700 м. Миоцен сложен глинами.
Рис 12. Схематическое инженерно-геологическое районирование Апшеронского полу-
острова (составил А. С Шахсуваров):
I— районы с незначительными уклонами (менее 0,1), с грунтовыми водами, зале-
гающими на глубине более 5—10 м. пригодные для промышленного н гражданского
строительства; 2—районы от плоских до имеющих уклоны порядка 0,2—0,3, с грун-
товыми водами, залегающими на глубине до 5 м, ограниченно пригодные для про-
мышленного и гражданского строительства, 3 — районы с уклонами, превышающими
0,2—0,3, с ограниченно развитыми грунтовыми водами, по пригодные для промыш-
ленного н гражданского строительства; 4 — границы зон с различной балльностью;
5— баллы возможных землетрясений; 6 — грязевой вулкан; 7 — передвигающиеся-
дюны; 8- -просадки; 9—солончаковатость; 10 — оврагообразование; 11 — абразия;
12— оползни активные; 13 -осыпи
Плиоценовые отложения в пределах региона имеют широкое раз-
витие. Они слагают почти все антиклинальные поднятия и выходят на
дневную поверхность в бортах речных долин и крупных оврагов. Сред-
ние показатели физико-механических свойств плиоценовых песчано-гли-
нистых отложений приведены в табл. 20.
Нижний плиоцен. Отложения понтического яруса
содержат тёмно-бурые и зелсповато-бурые глины пылеватые и песча-
нистые с редкими прослоями темно-серого плотного кремнистого мер-
геля и маломощными линзами детритусового известняка. Углы падения
пластов 40—50°. Мощность отложений 100—250 м.
11&
Таблица 20
Основные средние показатели физико-механических свойств
морских отложений формации плиоцена
(по данным Д. М. Сулейманова, А. Н. Шабанова, А. С. Шахсуварова
и А. Д. Султанова)
Показатели	Продуктивная толща		Акчагыль- ский ярус	Апшсроиский ярус	
	глины	ШХКМ	глины	глины	пески
Плотность, г/см*		2,74	2,68	2,74	2,70	2,67
Объемная масса, г/см*		2,08	1,71	2,07	2,06	1,9
Естественная влажность, %		16	15	9	18	16
Коэффициент пористости		0,41	0,42	0,45	0,45	0,38
Число пластичности		23	—-	21	18	—
Угол естественного откоса, град		—-	36	—-	—	33
Угол внутреннего трения, град		22	—	26	28	—
•Сила сцепления С, 10s Па		1,65		-	1,43	1,50	—
.Модуль деформации для интервала нагрузок 20—30 105Па	 .	.	180	—	156	9?	—
Средний плиоцен. Продуктивная толща сложена се-
рией переслаивающихся песков, песчаников и глин, часто залегающих
-линзовидао, суммарной мощностью 1,9—3,1 км.
Верхний плиоцен. Акчагыльский я р у с пользуется не-
значительным развитием и представлен глинами от черных до темно-
серых весьма плотных, чаще жирных высоколластичных. .Мощность яру-
са 20—70 м.
Верхний плиоцен. Отложения и и жн е а п ш е р омско-
го подъяруса представлены глинами с тонкими прослоями песков,
с глубиной переходящих в мощные темные глины с тонкими прослоя-
ми белого вулканического пепл-а. Мощность подъяруса 200—400 м.
Верхний плиоцен. Отложения верхнего и средне-
го подъярусов аншеронского яруса представлены извест-
ияками, глинами и песками, из которых наибольшим площадным раз-
витием пользуются известняки, наименьшим — пески. Самая большая
мощность характерна для глин. Известняки весьма плотные, монолит-
ные, мелкодетритусовыс, местами песчанистые, с тонкими линзами и
прослойками мелкозернистого песка. Они разбиты многочисленными
неориентированными трещинами, проникающими на глубину до 0,8—
2,0 м при ширине от нескольких миллиметров до 1—5 см. Трещины
большей частью выполнены дресвой, щебенкой, песком, реже — зия-
ющие.
Верхнеальпийский структурный этаж выполнен отложениями ниж-
него, среднего и верхнего плейстоцена, а также современными образо-
ваниями.
Нижний плейстоцен. Бакинский горизонт в преде-
лах региона залегает на значительной глубине и обнажается только в
пределах антиклинальных поднятий и на территории Бакинской муль-
ды. Он сложен глинами, известняками, песками и песчаниками при пре-
имущественном развитии глин. Мощность горизонта от 60 до 300 м.
Средний плейстоцен. Хазарский горизонт занимает
значительную часть Апшсронского полуострова и в некоторой степени
развит в пределах Джейран-Кечмезской депрессии. В состав горизонта
входят детритусовые известняки, конгломераты, пески, наибольшее раз-
116
гвитие имеют глины. Общая мощность отложений непостоянная и ме-
няется от нескольких метров до 200 м.
Верхний н л ей сю цен. Хвалынский горизонт поль-
зуется широким площадным развитием в районе и представлен песка-
ми, гразийно-галечниковыми разностями, конгломератами, суглинками,
глинами. Дислоцированность отложений .весьма незначительна. Залега-
ют опи почти горизонтально. Мощность отложений 10—25 м. В табл. 21
Таблица 21
Физико-механические свойства субаквальных пород четвертичного возраста
(по данным Д. М. Сулейманова, Т. У. Багирова, А. С. Шахсуварова,
Т. А. Исмаилова, А. Г. Алиева)
Показатели	Бакинский горизонт		Хазарский горизонт		Хвалынский горизонт	
	пески	глины	лески	суглин- ки	глины	пески
Плотность, г/см3			2,66	2,76	2,65	2,71	2,73	2,64
'Объемная масса, г/см3		1,69	1,95	1,66	1,90	2,00	1,68
Пористость, %		37	39	41	38	37	36
'Естественная влажность, %		2,1	19,4	11,10	17,25	18,5	20,4
Число пластичности		——	20,6	—.	12,0	20,2	—
Угол откоса в сухом состоянии, град	37	—	38	—	-	34
Угол откоса под водой, град ....	33	—	32	—.	—	30
Модуль общей деформации, 10s Па . .	-	124	—	85	106	—
Угол внутреннего трения, град . . .	—	25	——	24	25	——
-Сила сцепления, 10s Па		—	0,90	—	0,50	0,70	
приведены средние физико-механические свойства субаквальных пород
четверти иного возраста.
Современные кошинеитальныс образования представлены геолого-
генетическим комплексом эоловых, элювиально-делювиальных, делюви-
ально-пролювиальных и аллювиальных отложений, а также отложения-
ми грязевых вулканов.
Эоловые отложения развиты в основном на побережье Апшс-
ронского полуострова, в меньшой степени — в южной части региона
• близ побережья. Мощность песков колеблется от долей метра до 5—
8 м.
Элювиально-делювиальные отложения развиты преи-
мущественно в западной части Апшоронского полуострова и южной ча-
сти региона. Это в основном легкие суглинки с примесью гравия, галь-
ки, щебня и дресвы. Пески и супеси иолидисперсны, полиминеральчы,
•обладают невысокой влажностью, высокой пористостью. Мощность от-
ложений 2—5, реже 5—10 м.
Делювиально-пролювиальные отложения слагают
значительные площади в западной половине Апшоронского полуостро-
ва и в предгорьях. Они представлены макропористыми суглинками с
примесью гравия, галечника, щебня, дресвы. Преобладающая мощность
5—10 м, местами выше. Исследования показали, что только около 35%
образцов явились просадочными с величиной относительной просадоч-
ное™ от 0,02 до 0,164. Количественную связь между влажностью и про-
•садочностью установить не удалось, хотя общая тенденция уменьшения
иросадочности с увеличением влажности отмечается довольно четко
117
Аллювиальные отложения развиты вдоль немногочислен-
ных рек полосой не более 1,5 км и не представляют практического ин-
тереса.
Отложения грязевых вулканов (сопочная брек-
чия). На территории района грязевые вулканы развиты широко, глав-
ным образом в предгорьях Кобыстана и в меньшей степени в западной
половине Апшеронского полуострова. Сопочная брекчия представляет
собой синевато-серую глинистую массу с включением обломков плотных,
глин различного возраста (от мезозоя до четвертичных).
Гидрогеологические условия
Гидрогеологические условия района весьма разнообразны. Кобыс-
тап и западный Апшерон характеризуются преимущественным развити-
ем глинистых пород дочетвертичного возраста. Грунтовые воды в них
имеют спорадическое распространение, повышенную и высокую мине-
рализацию (до 100 г/л). Как правило, это солоноватые или соленые во-
ды, непригодные для использования, лишь в редких случаях встречают-
ся пресные и слабосолоноватые воды, ресурсы которые незначительны..
В западной (Шемаха, Маразы) и северной (горная зона) частях района,
грунтовые воды распространены более широко. В горной зоне подзем-
ные воды приурочены к трещинам выветривания. Дебиты родников не-
превышают 1 л/с, реже достигают 3,5 л/с. Минерализация обычно до 1,.
реже до 10 г/л, состав гидрокарбонатно-кальциевый, кальциаво-магние-
вый либо сульфатно-гидрокарбонатный натриево-кальциевый.
В западной части Шемахипского района акчагыльскис и понтиче-
ские отложения почти повсеместно водоносны. Воды безнапорные, дре-
нируются большим количеством родников, дебит которых достигает
3,5 л/с. В районе Сюндю-Шемахинского массива дебиты родников мес-
тами превышают несколько десятков литров в секунду, воды пресные и
слабосолоповатые с сухим остатком 0,4—3,6 г/л, изредка увеличиваю-
щимся до 36,4 г/л. Химический состав воды очень пестрый.
Напорные воды встречаются в нижнечетвертичных (бакинский
ярус), неогеновых, палеогеновых и меловых отложениях, но изучены не-
достаточно. Воды в основном обладают сульфатной, реже общскислот-
ной и углекислотной агрессивностью.
Современные геологические процессы и явления
Для района характерны грязевой вулканизм, эрозионно-овражные,,
оползневые и обвальные явления. Территория района может быть отне-
сена к районам с высоким коэффициентом оползневой пораженности —
Лянтябизская горная область. В предгорной части широкое развитие-
получили оползни в глинистых сланцах Майкопа и в делювиально-про-
лювиальных отложениях. Одной из основных причин оползнеобразова-
ния здесь следует считать высокую сейсмичность (7—9 баллов).
В северной части района, в районе Килязинской косы, меловые от-
ложения погружаются под неогеновые осадки, представленные глинис-
той толщей неокома. Эта толща подвержена оползневым явлениям. При
проведении С амур-Апшеронского канала строители столкнулись с час-
тым оползанием откосов, пройденных в делювии, подстилаемом глина-
ми. Это привело к необходимости смещения трассы канала на несколь-
ких участках. В Шемахинском районе почти повсеместное распростра-
нение получили оползни-течения, захватывающие главным образом де-
лювиальные отложения (Нурапский оползень, оползневые участки близ.
118
сел Сагияп, Ширванзаде и др.). Они имеют обычно небольшие размеры
(в пределах нескольких гектаров). В нижнем течении р. Сумгаит раз-
виты оползни-обвалы, связанные с аллювиально-пролювиальными и де-
лювиальными образованиями. Ряд оползней приурочен к Бакинской
мульде, а также к центральной части Апшеронского полуострова и се-
верному склопу Бипагады-Балахапского антиклинального поднятия.
ГЛАВА 7
МЕГАНТИКЛННОРИЙ МАЛОГО КАВКАЗА (IV)
IV!. Аджаро-Триалетская складчатая зона
Регион представляет собой горное сооружение, состоящее из Аджаро-
Имеретинского (Месхсгского) и Триалстского хребтов с серией межгор-
ных впадин (Ахалцихская котловина и др.). Хребты образуют крупную
положительную морфоструктуру, хорошо выраженную в рельефе, с чет-
ким северным фасом, ограниченным фронтальным надвигом с амплиту-
дой смещения до 3 км, отделяющим ее от Грузинской глыбы. Аджаро-
Триалетская складчатая зона прослеживается в широтном направлении
от побережья Черного моря до района Тбилиси и на большей своей ча-
сти состоит из горных хребтов с абс. выс. до 2000—2700 м, интенсивно
и глубоко расчлененных долинами. Характерная особенность рельефа—
развитие ярусно расположенных денудационных поверхностей выравни-
вания — реликтов древнего рельефа и свидетелей проявления интенсив-
ных неотектонических поднятий осевой зоны региона. На гребнях наи-
-более высоких хребтов сохранились следы плейстоценовых оледенений
в виде сильно разрушенных каров и долин трогообразной формы в вер-
ховьях рек. В пределах межгорных впадин развит эрозионно-денудаци-
-онпый и аккумулятивный рельеф с комплексом циклических террас
р. Куры и ее притоков.
Климат восточной части Аджаро-Триалетской зоны континенталь-
ный, сравнительно сухой, с количеством осадков 480—500 мм в год.
Среднегодовая температура воздуха 4-12--1-14°. Баланс увлажнения
менее 0,6. Западная часть зоны характеризуется более влажным клима-
том. Среднегодовое количество атмосферных осадков в районе Батуми
досгигаег рекордной для СССР цифры — 2444 мм при почти постоян-
ной среднегодовой температуре (4-14,5°). Здесь же наблюдается мак-
симум баланса увлажнения — до 2000 мм при степени годового увлаж-
нения более 2,5.
Гидрографическая сеть района принадлежит бассейну верховьев
р. Куры и только р. Чорох впадает в Черное 'море. Все крупные водо-
токи относятся к рекам горного типа, отличаются резкой изменчиво-
стью уровней и быстрым течением. Долины рек, прорезая хребты, об-
разуют каньонообразныс ущелья, что создает возможность для исполь-
зования рек в целях гидротехнического строительства (ЗаГЭС, АЦГЭС,
ЧитахевиГЭС и др.).
Геологическое строение и инженерно-геологическая
характеристика пород
-Аджаро-Триалетская складчатая зона является геосинклинальным обра-
зованием альпийского возраста, прошедшим орогенную фазу развития.
119
Она имеет тектономорфное строение: антиклинальные складки образу-
ют хребты, а синклинальные — межгорные депрессии.
Образование геосинклинали не имеет четкой возрастной датировки
и, по одним представлениям, приходится на середину мелового, подру-
гам - на середину юрского периода. Несомненно, что выполнение ее
вулканогенно-осадочными и флишевыми образованиями связано с аль-
пийским орогенезом, с максимумом прогибания геосинклинали в эоцене-
(рис. 13). На орогенном этапе развития района образовалась система
Рис. 13. Схематическая карта распространения основных литолого-стратиграфиче-
ских комплексов и современных дологических процессов Аджаро-Триалетской
складчатой зоны (составили Д. В. Чхеидзе и К. И. Джаиджгава):
1— известняки, мергели, вулканогенные образования, мел; 2 — глины, мергели, пес-
чаники (флиш), палеоцен — нижний эоцен; 3— вулканогенные породы и их пиро-
кластолиты, средний эоцеп; 4 — глины, мергели, пссчапики, вулканогенные породы,
верхний эоцен; 5 -глины, песчаники, угленосные породы, олигоцеи; 6 — континен-
тальные вулканогенно-эффузивные образования, миоцен — плиоцен; 7 — четвертич-
ные лавовые потоки; 8 — перасчленениые четвертичные отложения; 9 — оползни;
10 — обвалы; И— речная эрозия; 12 — размыв побережья; 13— аккумуляция
наносов
узких, вытянутых складок, разбитых па отдельные блоки, с многочис-
ленными надвигами в северной части. Складки имеют вссрообраоное
строение с запрокидыванием на севере района па Грузинскую глыбу, на
юге — па Лртвипо-Болписскую глыбу.
Вулканогенно-карбонатная формация мелового воз-
раста имеет небольшое распространение в центральной части зоны. Она
играет незначительную роль в оценке инженерно-геологических условий
и поэтому не рассматривается.
Флишевая карбонатно-терригенная формация па-
леоцен-пижпеэоценового возраста широко распространена в районе, осо-
бенно в его центральной части, где представлена так называемым бор-
жомским флишем — ритмичным чередованием в нижней части разре-
за тонкослоистых аргиллитов, мергелей, карбонатных мелко- и средне-
зернистых песчаников и известняков, а в -верхней части — с прослоями-
туфов порфирового состава и толстослоистых песчаников. Суммарная
мощность флишоидных осадков 1500 м. В районе г. Боржоми, где фли-
шевая толща слагает свод антиклинали, они отличаются сильной тек-
тонической трещиноватостью, способствовавшей формированию коры,
выветривания до глубины 8—10 м. Интенсивность процессов выветрива-
ния обусловила образование мощного (до 40 м) древнего и современ-
но
иого щебенисто-глыбового и суглинистою делювия на склонах, часто
подвергающихся оползневым деформациям.
Вулканогенно-терригенная формация среднеэоцено-
вого возраста сложена туфопесчапиками, туфами, аргиллитами с про-
слоями мергелей, ирупноглыбовымм, прочносцемептированными брек-
чиями туфогенных пород. Мощность до 5 км. Породы формации соз-
дают горный рельеф с капьопообразными ущельями и острыми гребня-
ми водораздельных хребтов. Кора выветривания развита локально, а се
мощность не превышает нескольких метров. Исключение составляет
субтропическая зона па побережье Черного моря, где породы подвер-
жены процессам интенсивного химического выветривания с образова-
нием мощной (до 20 м) латеритной коры выветривания. Батумские ла-
теритоподобные красноземы представлены суглинками каолшгитового
состава, реже глинами с включением енльновыветрелых обломков ма-
теринских порфиритов.
Среднеэоценовые породы являются надежным естественным основа-
нием для различных сооружений промышленного и городского типа, а
также удовлетворяют требованиям подземного строительства, что под-
тверждено опытом проведения первой очереди Тбилисского метрополи-
тена и автомобильного тоннеля под Метехским замком. Исключение со-
ставляют зоны глубинных разломов, где в породах циркулируют пото-
ки термальных серных вод, обладающих резко выраженными агрес-
сивными свойствами. Отвод их требует проведения специальных инже-
нерных мероприятий.
Терригенно-вулкапогенная формация верхнеэоцено-
вого возраста. Породы формации наиболее широко распространены в
районе. Они представлены туфами, мергелями, песчаниками, карбонат-
ными битуминозными глинами с прослоями туфогенных песчаников, ар-
гиллитами с*чередованием мергелей, песчаников, глин и конгломератов.
Песчаники имеют прочный глинмсто-карбонатный цемент, малую порис-
тость и характеризуются временным сопротивлением сжатию (певывет-
релые разности) порядка 500—700- 10s Па. При длительном увлажнении
их прочностные свойства снижаются на 50%. Аргиллиты менее проч-
ны, хотя в массиве проявляют себя как породы с жесткими связями.
Процессы выветривания резко влияют на механические свойства
песчаников и особенно аргиллитов. При строительстве Тбилисского мет-
рополитена вскрытые котлованом песчаники и аргиллиты за несколько
дней рассланцовывал-ись, а потеря естественной влажности сопровож-
далась их быстрым разрушением и превращением в дресву. Отмеченная
склонность пород к быстрому выветриванию вообще способствует овра-
-гообразованмю и накоплению мощной толщи пролювиально-делювиаль-
ных отложений в предгорьях Триалетского хребта.
Вулканические породы формации повсеместно обладают высокими
прочностными свойствами (временное сопротивление раздавливанию
900—1100- 10s Па) и являются надежным естественным основанием для
любого типа сооружений.
Угленосно-терригенная формация олигоцепового воз-
раста. Область развития формации ограничена Ахалцихской котлови-
ной. Породы представлены в основном глинистыми песчаниками с плас-
тами бурого угля, интенсивно смятыми в синклинальные складки, ос-
ложненные серией разрывных нарушений. В -инженерно-геологическом
отношении наиболее хорошо изучены породы продуктивной толщи сум-
марной мощностью до 150 м, вскрытые в Ахалцихском буроугольпом
месторождении. Физико-механические и прочностные свойства пород
приведены в табл. 22. Для песчаников они во многом зависят от соста-
121
Основные показатели физико-механических свойств пород угленосно-терригенной формации олигоцена
(Ахалцихское буроугольное месторождение)
Таблица 22
Показатели	Песчаник		Глинистый песчаник		Глинистый алевролит		Алевритовая глина		Глиьы		Углистая глина	
Объемная масса, г/см*		2,40	0,04	2,12	0,06	2,15	0,07	2,01	0,08	2,05	0,22	1,91	0,05
	8	1,7	16	29	18	3,3	12	4	26	10,75	9	2,5
Объемная масса скелета, г/см3		2,26	0,08	1,90	0,07	2,0	0,15	1,68	0,04			1,50	0,05
	8	3,5	16	3,6	18	7,5	12	2,4			9	3,1
Плотность, г/смэ		2,62	0,06	2,70	0,03	2,72	0,35	2,71	0,05	2,75	0,05	2,66	0,07
	8	2,3	16	11,0	18	13	12	1,85	2,75	1,74	9	2,8
Естественная влажность, %		8	2,5	8,5	1,5 .	13,5	3,5	20,6	3,0	17	4,82	27,0	2,0
	8	42	16	17,7	18	27	12	14,5	26	28,30	9	’ 7,4
Пористость, %		9,6	1,5	27,5	4,5	37,5	8,5	31,0	4	36,5	4,46	44,0	3
	8	15,6	16	16,6	18	23	12	13	26	12,20	9	7
Число пластичности				15,9	2,3	23,5	4,2	30,0	3	42,1	9,90	43,0	6
			16	14,1	18	18,1	8	10	26 '	23,5	9	14
Временное сопротивление сжатию R, КЯПа .	60	46,8	210	26	80	14	26	7,7	18	1,66	8,6	1,8
	6	7,5	12	12,3	14	17,5	8	30	10	9	8	21
Коэффициент внутреннего трения				0,344	0,170	0,408	0,008	0,386	0,146	0,220	0,047	0,236	0,010
			10	56,8	12	2,0	6	35	30	21	8	5,1
Сцепление С, 10® Па . ... ,				0,212	0,09	0,188	0,09	0,300	0,12	0,45	0,158	0,261	0,135
			S. 10	45	12	50	6	40	30	35	8	67,5
•в а и прочности цемента. Так, глинистые песчаники обладают времен-
ным сопротивлением сжатию порядка 200—300-105 Па, а песчаники с
карбонатным цементом — порядка 600-105 Па. Глинисто-песчаные
лороды формации подвержены быстрому выветриванию, сопровож-
даемому разуплотнением породы и потерей прочностных свойств. Осо-
бенно ощутимые изменения свойств пород происходят в горных выра-
ботках, где в результате лучения глинистых разностей и пластических
деформаций развивается высокое горное давление. Этому во многом
способствует преимущественно монтмориллонитовый состав глинистой
составляющей, приводящий к высокой коллоидальной активности по-
роды. Она легко теряет устойчивость при нарушении естественной
структуры в результате увлажнения или механического воздействия.
Континентальная вулканогенно-терригенная
•формация миоцен-плиоценового возраста. Породы формации доволь-
но широко распространены в районе и представлены вулканогенно-эф-
фузивными образованиями пирокластолитов с покровами андезито-даци-
тов, обладающими высокими прочностными свойствами и являющимися
надежным основанием для всех видов инженерных сооружений.
Верхнеальпийский структурный этаж. Четвертичные отложения ши-
роко распространены в районе в виде мощных толщ в пределах межгор-
ных котловин и по периферии горных сооружений. Они представлены
различными геолого-генетическими комплексами, что связано с накоп-
лением осадков в условиях резко расчлененного рельефа при интенсив-
ном проявлении неотектонических движений. Среди них преобладают
отложения аллювиального и склонового комплексов.
Геолого-генетический комплекс аллювиальных
отложений плейстоценового возраста объединяет аллювиальные на-
копления, слагающие высокие террасы рек Куры, Поцхови, Коблиани.
Аджарисцкали и др. Аллювиальные отложения представлены галечни-
ками, линзами и прослоями гравия с песчано-глинистым заполнителем.
Аллювиальные отложения высоких террас, как правило, залегают
на высоком эрозионном цоколе коренных пород. Галечники
крепко сцементированы, часто превращены в конгломераты и яв-
ляются надежным основанием для промышленно-гражданских сооруже-
ний, особенно па хорошо дренированных участках. По данным
И. В. Грдзелишвили, допускаемая нагрузка на галечники района Тби-
лиси составляет В-105 Па. На отдельных участках в цементирующем га-
лечники глинистом заполнителе присутствует гипс, подверженный вы-
щелачиванию, что значительно снижает несущую способность этих по-
род и требует проведения специальных мероприятий по гидроизоляции
грунтового основания при строительстве.
Геолого-генетический комплекс нр.олювиал ьно-
делювиальпых отложений плейстоценового возраста нрсдстав-
лей глинистыми породами с включением прослоев песка, щебня и более
крупных обломков коренных пород. Отложения комплекса приурочены
к основанию склонов горных сооружений, где они часто образуют пред-
горные шлейфы по бортам крупных межгорных депрессий, а иногда пол-
ностью заполняют их, формируя делювиальный плащ мощностью до
100 м (Ахалцихская котловина). Различия в условиях седиментации
осадка, субстрате материнских пород, времени накопления обусловили
и различную степень консолидации отложений, их различную грануло-
метрию, а следовательно, и изменчивость их инженерно-геологических
свойств.
. Среди отложений комплекса распространены макропористые (до
45%) и енльнозасоленные (8- 12%) разности лессовидных суглинков,
123
обладающих л роса доч костью, которые в откосах держат вертикальные-
стенки. Для них характерно высокое содержание гипса, карбоната каль-
ция, а иногда и сульфата натрия. В местах хорошего дренажа лессовид-
ные суглинки — удовлетворительное основание при возведении легких
сооружений. В местах появления грунтовых вод в практике городского
строительства имелись случаи деформации зданий из-за недоучета про-
садочности этих пород. Засоленность лессовидных суглинков способст-
вует высокой агрессивности приуроченных к ним подземных вод.
Другой литологической разновидностью пролювиально-делюв-иаль-
ных отложений являются грубообломочные породы, менее засоленные
и почти без просадочных свойств. В районе Ахалцихского буроугольно-
го месторождения осадки такого типа имеют мощность до 100 м. Инже-
нерно-геологические свойства этих пород в пределах месторождения
изучены довольно детально в связи, с развитием в них оползней. Физи-
ко-механические свойства пород комплекса приведены в табл. 23.
Таблица 23
Основные показатели физико-механических свойств глинистых пород
пролювиально-делювиального комплекса плейстоценового возраста
(район Тбилиси)
Показатели	Глины и тяжелые суглинки		Средине и мягкие суглинки		Макропористые средние суглинки	
Объемная масса, г/см3 		1,75	0,16	0,15	0,15	0,68	0,025
	18	6,57	12	8,11	20	9,52
Объемная масса скелета, г/см3 . . .	1.38	0,10	1.53	0,07	1,51	0,16
	18	6,93	12	4,58	20	10,60
Плотность, г/см3		2,74	0,011	2,79	0,035	2,68	0,044
	18	9,4	8	1,29	19	1,64
Естественная влажность, %		23	4,16	20,46	5,63	11,0	3,82
	17	1,49	12	27,52	19	34,68
Пористость, %		49,73 18	3,30 6,64	43,82 11	1,74 3,96	43 20	6,19 14,4а
Число пластичности, %		28,12	6,79	12,56	1,56	15,1	1,54
	14	24,15	4	12,42	20	10,27
Коэффициент сжимаемости, а-10~° Па-1 в интервале нагрузок 0,0—2,0-10® Па	0,020	0,003	0,02	0,005	0.02	0.012
	12	40	8	25	14	60
2,0—4,0-10» Па		0,016	0,007	0,01	0,008	0,027	0,012
	12	44	8	80	14	47
4,0—6,0-10» Па		0,015	0,005			0,015	0,028
	12	35			14	—
Коэффициент внутреннего трения . .	0,53	0,05	0,44	0,10	0,19	0,132
	12	10	8	24,6	19	70,44
Сцепление С-10» Па		0,482	0,09	0,36	0,07	0,32	0,124
	10	19,2	6	23	19	38,75
Геолого-генетический комплекс озерных отложе-
ний плейстоценового возраста. Осадки комплекса развиты фрагментар-
но и чаще всего связаны с подпруживанием речных долин молодыми
124
лавовыми потоками. В инженерно-геологическом отношении они лучше
всего изучены в районе Тбилиси (нижнее течение р. Вере). Здесь на
эрозионной поверхности верхнеэоценовых пород залегает толща тонко-
слоистых осадков, известных под названием тбилисских озерных глин.
В низах разреза — это глины голубовато-синего цвета с нечеткой ело-
истостью и маломощными про-
слоями аллювиальных песков.
Верхи разреза толщи представ-
лены тонкослоистыми глинами
коричневато-бурого цвета с про-
слоями алевритов. Основные по-
казатели физических свойств
озерных глин приведены в
табл. 24.
Озерные глины и тяжелые
суглинки отличаются высокой
естественной влажностью, пори-
стостью и пабухаемостью. Коэф-
фициент сжимаемости от 0,02 до
0,05 «Ю-5 Па-1 при нагрузках от
6 до 2-105 Па. Они обладают
небольшой несущей способно-
стью и низкими показателями
механических свойств ($=12—
20°, С=0,2-10б Па). Строитель-
ство на озерных глинах крупных
сооружений требует .проведения
специальных инженерных меро-
приятий. Озерная толща, подре-
заемая р. Вере в береговом об-
рыве подвержена оползневым смещениям.
Геолого-генетический комплекс
Таблица 24
Основные показатели физических свойств
глин озерного геолого-генетического
комплекса плейстоценового возраста
(район Тбилиси)
Показатели	Глины тяжелые и суглинки	
Объемная масса, г/см®	1.85	0.5
		
	26	2,7
Объемная масса скелета,	1.37	0,05
г/см3	26	3,0
	2,71	0,02
Плотность, г/см3		
	26	0,7
Естественная влажность,	35	4,00
%	26	10,5
	49	1,80
Пористость, %	26	3,7
Число пластичности	18,0	4,10
		23.0
	26	
аллювиально-
морских отложений современного возраста. Осадки комплекса
приурочены к береговой зоне Черного моря, где дельты впадающих в
него рек расположены в переугдублениях с амплитудами до 100 м и в
результате черноморской трансгрессии выполнены своеобразным комп-
лексом аллювиалыю^морских осадков, чередующихся с лагунными пес-
ками и болотными образованиями. Эти отложения наиболее хорошо изу-
чены в псреуглубленпой долине Аджариоцкали в связи с инженерно-
геологическими изысканиями под створ плотины Аджарисцкальской.
Галечники с гравием и песчаным заполнителем, лежащие в средней
части разреза, характеризуются достаточно 'высокой песущей способно-
стью (4—5-105 Па), высокой водопроницаемостью (Кф=20—23 м/сут)-
и углом естественного откоса порядка 35°. Физико-механические свой-
ства глин свидетельствуют о их высокой естественной влажности и по-
ристости. Механические свойства глин невысокие, угол внутреннего
трения не превышает 14—15°, а сила сцепления С=0,2—0,5-10s Па.
Современные геологические процессы и явления
Эрозия. Речная эрозия особенно активно проявлена в долинах рек Поц-
хови, Коблиани, отмечается сильная боковая эрозия р. Куры у г. Руста-
ви, где у Яглуджского хребта интенсивность размыва коренных гли-
125
чтсто-'Песчаных пород миоцена достигает нескольких десятков санти-
метров в год. Размыв верхмеолигоценовых глинистых пород наблюдает-
ся в долине р. Поцхови у сел. Вале, где в результате речной эрозии про-
исходит активизация оползневых процессов.
Оползни. Оползневые процессы развиты главным образом в преде-
лах распространения глинисто-песчанистых пород палеогена, неогена и
•четвертичных образований. Действующие оползни наиболее часто встре-
Рис 14. Схематический профиль оползня на территории шахты № 4/5 Ахалцихского
буроугольного месторождения (составили Д. В. Чхеидзе и М. Ш. Лалиашвили):'
J— грубообломочная толща; 2—псстроцветиая свита; 8— продуктивная свита
чаются в иижнем течении р. Вере, в пределах Тбилиси, Боржоми, на
территории Ахалцихского буроуголыюго месторождения и в бассейне
Аджарисцкали.
На территории Ахалцихского месторождения, вдоль правого берега
р. Поцхови, имеется полоса активных оползней, подошва которых ин-
тенсивно подмывается рекой. Их смешение обусловливается активиза-
цией оползней на древних оползневых склонах. Наиболее крупный опол-
зень, охвативший главный и вентиляционный стволы шахты № 4/5, про-
изошел несколько лет назад (рис. 14). Полоса оползневых смещений
кроме шахтной территории охватила и с. Наохреби, где было разрушено
много зданий.
Обвалы и осыпи. Обвалы распространены повсеместно у подножия
•склонов Аджаро-Имеретинского и Триалетского хребтов. Активные оча-
ги осыпей имеются в Боржомском ущелье, где обломочным материалом
являются долеритовые верхнеплиоценовые лавы.
Суффозия. Суффозиопные деформации отмечаются на участках ир-
ригационных систем Самгорского орошаемого массива, где происходит
выщелачивание гипса из лессовидных делювиальио-пролювиальных су-
426
глинков. С процессом суффоэнонпого выщелачивания связывают обра-
зование замкнутых озерных депрессий ла восточном окончании Аджа-
ро-Триалетского хребта, в том числе крупной Кумнсской депрессии. Хи-
мической суффозии подвержены обогащенные гипсом аргиллиты. В ре-
зультате выщелачивания гипса из этих пород в районе Тбилисского-
водохранилища увеличились фильтрационные потерн и прочностные
свойства пород уменьшились почти в два раза.
В целом экзогенные процессы в пределах района слабо ощутимы и
нс оказывают существенного влияния на инженерно-геологические ус-
ловия Адж а ро-Тр нал стекой складчатой зоны.
IV 2. Сомхето-Карабахский антиклинорий
Район представляет собой горное сооружение, западная часть которого'
входит в Грузинскую ССР, центральная — в Армянскую ССР, а восточ-
ная — в Азербайджанскую ССР. В северной части района развит низ-
когорпый рельеф с отметками 300—700 м, в центральной части выделя-
ются среднегорные (1000—2500 м) эрозионно-денудационные хребты:
Сомхетский, Иджеванский, Мравдагский, Шахдагокий и др. Территория
района значительно расчленена реками бассейна Куры—Храми, Алгети,.
Дебет, Агстев, Тивуш, Ахум и др.; густота речной сети 0,45 0,63 км/км2.
Реки характеризуются местными паводками и весенним половодьем.
Климат района континентальный, сухой, среднегодовое количество-,
осадков 200—750 мм. Среднегодовая температура воздуха от +12 да
+ 14°. Снежный покров в горной зоне довольно устойчив с декабря по»
март, на низких отметках распространен прерывисто.
В высокогорной полосе слабо развит почвенно-растительный по-
кров, в сроднегорной полосе преобладают горно-луговые и горно-лесные-
почвы с лугово-степной и лесной растительностью, в предгорье — каш-
тановые почвы со степной растительностью.
Геологическое строение и инженерно-геологическая
характеристика пород
Сомхето-Карабахский антиклинорий — наиболее древняя структура*
Малого Канкагза; в его пределах обнажаются метаморфические породы
фундамента и палеозойские интрузивные образования. Для антиклино-
рия характерно общекавказское простирание кулисообразных структур
более низких порядков, которые формируют хребты: Локский, Алаверд-
ский, Шамхорский и другие и разделяющие их депрессии (синклино-
рии) - Болнисскую, Лялнварокую, Иджевапскую и Башкевинскую. Ан-
тиклинории выражены в рельефе в виде резко расчлененных поднятий,
в ядрах которых вскрываются породы фундамента и герцинского струк-
турного этажа. Синклинории выполнены эффузивно-осадочными обра-
зованиями мезозоя, причем отложения мелового возраста несогласно за-
легают на более древних породах и имеют аитикавкаэское прости-
рание.
Таким образом, в геологическом строении района существенная
роль принадлежит гранитоидам верхнего палеозоя и эффузивно-осадоч-
ным и карбонатным формациям мезозоя. Именно эти породы и опреде-
ляют инженерно-геологические особенности региона.
Интрузивная формация. Основная часть интрузивных мас-
сивов сложена верхиепалеозойскимн гранитовдамн, кварцевые диориты
127
и диабазы занимают подчиненное положение. Хорошо изучены грани-
тоиды Храмского массива, которые отличаются наибольшей тектониче-
ской трещиноватостью среди пород древних кристаллических массивов
Кавказа. Несмотря на интенсивную трещиноватость склоны и откосы в
гранитоадах отличаются исключительной устойчивостью, что объясняет-
ся отсутствием площадной коры выветривания, развитой на других вы-
ступах кристаллического фундамента на Кавказе. На ряде участков
Храмокого массива широко проявлено линейное выветривание, приуро-
ченное к системам тектонических трещин. Особенно глубоко процессы
выветривания проникают вдоль контактов с секущими гранитоиды жи-
лами диабазов, что хорошо наблюдается как в выемках дороги, так и
в глубоко заложенных деривационных тоннелях Хра‘мГЭС-11. В резуль-
тате указанных процессов происходит локальное преобразование све-
.жих гранитов в глины, в основном гидрослюдистого типа, с примесью
карбоната кальция. Выветриванию в зонах трещиноватости способст-
вуют трещинные воды, которые отличаются невысокой минерализацией
(0,3—0,5 г/л), гидрокарбонатно-сульфатно-кальцисво-натриевым типом
и слабокислой (pH 6,5—7) реакцией, способствующей разложению
слюд и половых шпатов.
Системы трещин в гранитоидах служат поверхностью скольжения
ряда оползней и многочисленных вывалов в деривационных тоннелях.
Мезозойские гранитоиды отличаются меньшей трещиноватостью и вы-
ветрелостью и образуют небольшие интрузивные тела (Поладаурский,
Кохбский, Чочканокий массивы), что и обеспечивает однородность ин-
женерно-геологической обстановки в зоне их развития. По единичным
определениям в верховьях рек Хандзаут и Тевуш пористость их не пре-
вышает 2,5% при объемной массе от 2,76 до 2,87 г/см3 и плотности
2,80—2,90 г/см3. Механическая прочность на раздавливание у грани-
тоадов изменяется от 2100 до 3700* 10s Па, снижаясь у трещиноватых
разностей до 1780*105 Па, что позволяет считать их надежным естест-
венным основанием сооружений любого класса.
Нижне-среднеюрская эффузивная формация пред-
ставлена различными порфиритами, кератофирами, их брекчиями и ту-
фами суммарной мощностью до 2700 м. Порфириты обычно зеленовато-
Таблнца 25
Основные показатели фнзико-иеханическнх свойств пород
ннжне-среднеюрской эффузивной формации
(Алавердскнй район АрмССР)
Породы	Объемная масса, г/см*	Плотность, г/см»	Пористость, %	Водопоглощеиие, %	Предел прочности на сжатие. 10'® Па			Коэффициент	
					сухого образ- ца	водонасыщен- пого образца	после 25 цик- лов заморажи- вания	размягчения	морозостой- кости
Порфириты (различные) . .	2.66	2,84	5,68	0,62	1708	1466	1175	0,88	0,90
Туфобрекчии (измененные) . Кристаллокластический туф	2,51	2,74	13.58	3,80	754	609	452	0,80	0,81
порфиритов		2,53	2,80	9,56	1,28	1501	1426	1402	0,95	0,98
Кварцевые плагиопорфиры .	2,66	2,78	4,23	0,20	738,5	1409		0,99	—
Кварцевые порфиры ....	2,46	2,62	6,01	1,10	1782	1128	—	0,63	—
J28
Показатели основных физико-механических свойств пород района Маднеули
Таблица 26
Показатели свойств	Туфы кварцевых альбитофиров		Сильно изменен- ные туфы кварце- вых альбитофиров		Туфы						Вторичные кварциты		Сильнаяимонити- зировяниые брек- чиевые кварциты	
					окварцованные		слабоок варцоеап- ныс		каолииитизнро- ванные					
Объемная масса, г/см8	2,53	0,04	2,44	0,06	2,40	0,04	2*45	0,06	2,23	0,07	2,35	0,04	2.32	0,08
	18	1,55	33	2,45	40	1,0	42	2,4	35	0	37	3,1	31	3,4
Плотность, г/см8	2,67	0,05	2.64.	0,04	2,69	0,03	2,7	0,04	2,68	0,06	2,69	0,06	2,68	0,06
	18	1,86	33	1,5	40	1,1	42	1,4	35	—“	37	2,2	31	2,2
Угол внутреннего трения <р, град	28 18		34 33		23 40		27 42		26 35		35 37		33 31	
Сцепление С, 10“ Па	71		36		93		75		45		250		200	
	18		33		40		42		35		37		31	
Примечание. Для углов внутреннего трения и сцеплении даны только среднеарифметические значения.
к>
серые, плотные, в основном слаботрещиноватые. Крупные открытые тре-
щины встречаются лишь в приповерхностной части, где они расширены
морозным выветриванием. Широко развиты также туфобрекчии порфи-
ритов, плотные, слаботрещиповатые породы.
Породы кератофирового комплекса разбиты столбчатой отдельно-
стью на ряд плотно прилегающих призматических столбов, высота
которых достигает 7 м. Толщипа призм нс более 1 м. Кератофиры
относятся к группе слабоводообильных пород с водоотдачей до 1 л/с.
Фнзнко-мехаиическис свойства пород формации приведены в табл. 25
и позволяют считать их хорошим естественным основанием соору-
жений.
Верхнемсловая эффузивно-осадочная формация
выполняет обширные территории синклинальных депрессий и представ-
лена туфобрекчиями, туфопесчаниками, туфами, порфиритами, альбито-
фирами, туфоконгломератамн и мергелями с линзами ч известняков. От-
ложения формации достигают мощности 1650 м. Туфопесчаники желто-
вато-серые, толстослоистые, реже средне- и тонкослоистые, сильнотрс-
щшюватые н выветрелые. Содержание карбонатов колеблется от 5 до-
30%. По данным Азгеолуправления, туфопесчаники у сел. Мадагиз име-
ют объемную массу 2,40 г/см3, прочность на раздавливание — 200—
300-105 Па.
Туфобрекчии большей частью массивные, крепкие, средне- и крун-
нообломочиые (изредка встречаются глыбовые разности до 50 см), сла-
ботрещиноватые. Туфобрекчии по простиранию переходят в туфогенные
конгломераты (порфириты, диабазы, туфы, туфопесчаники). Мощность
туфокюнгломератов до 20 м; они быстро выклиниваются по прости-
ранию.
Порфириты представлены в осповпом базальтовыми и андезитовы-
ми разностями. Первые имеют темно-серый цвет, плотные, массивные,,
слаботрещиноватые. Редкие трещины в них выполнены цеолитом и
кальцитом. Базальтовые порфириты образуют потоки мощностью до4 м.
Андезитовые разности плотные, трещиноватые с глыбовой и нередко
столбчатой отдельностью. Мощность потоков достигает 20 м и более. Ус-
ловия залегания отложений в синклинальных депрессиях обусловливают-
их слабую выветрелость и высокую прочность (>1000-10® Па).
Исследования, проведенные на Маднеульском месторождении, по-
казали, что в гндротермальноизмененных зонах происходит значитель-
ное уменьшение прочности вулканогенных пород, приводящее к наруше-
нию их устойчивости в бортах карьеров. Породы Маднсульского место-
рождения сильно отличаются друг от друга по физико-механическим
свойствам (табл. 26). Ослабленные разновидности пород и породы с
сильной трещиноватостью имеют величину сцепления в 10—30 раз мень-
ше по сравнению с невыветрелыми разностями. Наибольшей прочно-
стью при всех видах деформации отличаются вторичные брекчиевидные
кварциты, окварцованные туфы и кварцевые альбитофиры.
Верхи ем еловая карбонатная формация представлена
в основном известняками и мергелями. Известняки светло-серые, круп-
но- и микрозернистые с прослоями серого мягкого мергеля, характери-
зуются отчетливой горизонтальной тонкой и средней слоистостью. Про-
межутки между плоскостями наслоения заполнены ожелезненным гли-
нистым материалом. Породы аильнотрещиноватые, раздробленные, мес-
тами закарстованные.
По данным Азгеолуправления, физико-механические свойства из-
вестняков Даш-Салахминского, Таузского, Дзегамского, Дашкесаиского
и других месторождений следующие (по 77 определениям):
130
Плотность, г/см3................................ 2,62
Объемная масса,	г/см3........................... 2,11
Пористость, %.....................................20,2
Водопоглощеиие,	% ............................... 7,5
Временное сопротивление сжатию в сухом состоя-
нии, 105 Па..................................323
Морозоустойчивость, 10* Па......................220
Верхнеальпийский структурный этаж. Отложения плиоцен-чегвер-
тичного времени распространены в районе сравнительно ограниченно.
И только молодые долерито-базальговые лавы в бассейне р. Храми и
отложения делювиально-пролювиального комплекса представляют ин-
терес при инженерном освоении территории.
Д о л ер ито-б а з а л ьто вы е лавы характеризуются высокой
прочностью (1500—2000-105 Па), макропористостью, интенсивной трещи-
новатостью в зоне выветривания и являются надежным естественным
основанием сооружений различного типа.
Комплекс делювиальпо-пролювиальных отложе-
ний приурочен к долинам наиболее крупных рек и образует покров
мощностью от 2 до 20 м. Породы комплекса представлены в основном
макропористыми суглинками, переходящими в глины и реже супеси с
включениями обломков коренных пород в виде щебня и дресвы (от 5 до
45%). Количество обломочного материала увеличивается к подножию
«склонов. Глыбовый делювий особенно широко распространен в районах,
сложенных эффузивными породами, известняками и доломитами. Физи-
ко-механические свойства делювиально-пролювиальных отложений
варьируют в широких пределах. Решающее значение имеет соотношение
грубообломочного материала с суглинистым заполнителем. Прочност-
ные свойства последнего определяются значением угла внутреннего
трения от 15 до 26° и силой сцепления от 0,13 до 0,44-105 Па. Коэффи-
циенты фильтрации делювиально-пролювиальных отложений в долине
р. Дебет колеблются от 0,07 до 0,7 м/сут.
В предгорном шлейфе, примыкающем к Курмнской впадине широ-
ко развиты макропористые лессовидные суглинки и мелкозернистые су-
исси, обладающие просадочными свойствами (Xnp до 0,08).
Гидрогеологические условия
По гидрогеологическим условиям район относится к зоне интенсивного
стока, с пресными водами, имеющими минерализацию менее 1 г/л. Хи-
мический соста-в подземных вод преимущественно гидрокарбонатно-
кальциевый, местами натриевый. Встречаются они обычно в долинах
рек и зонах развития трещиноватых пород, вследствие чего не имеют
строгой приуроченности к стратиграфическим горизонтам. Степень об-
водненности пород различных формаций неодинакова и зависит от их
состава, трещиноватости и дренированности территории. Наибольшей
водообильностью отличаются карбонатные трещиноватые породы, ме-
нее обводнены вулканогенные породы и совсем слабо — интрузивные
образования.
Водоносный комплекс четвертичных отложений связан с элювиаль-
но-делювиальными и аллювиально-пролювиальными образованиями.
Воды его распространены спорадически на склонах хребтов и в доли-
нах рек. Глубина залегания вод уменьшается вниз по склону; у основа-
ний склонов или в местных понижениях наблюдаются выходы родни-
ков. Родники довольно многочисленны, с различными дебитами, дости-
гающими иногда 5—10 л/с. Воды обычно с минерализацией 0,3—0,6 г/л,
131
гидрокарбонатно-кальциевого состава. К аллювиальным отложениям
долин рек приурочены подрусловыс потоки.
В целом гидрогеологические условия благоприятны в инженерно-
геологическом отношении.
Современные геологические процессы и явления
Современные геологические процессы развиты фрагментарно и нс ока-
зывают существенного влияния на оценку инженерно-геологических ус-
ловий региона. Следует отметить оползни в долине р. Храми, связанные
с фильтрацией воды из тоннеля ХрамиГЭС по кровле глинистых про-
слоев под четвертичными базальтами. Крупные оползни известны в
районе сел Епокавап, Аккахалу, Берд и Хоштарак. Сели, преимущест-
венно водно-каменные, наблюдаются по бортам глубоких речных до-
лин — бассейны рек Ахвенджагал, Деринчал, Дебет, Агстев и др.
Активизация этих процессов во многом зависит от высокой сей-
смической активности территории региона, достигающей 7—8 баллов.
IV v Севанский синклинорий
Район представляет собой горную страну с интенсивно расчлененным
эрозионно -структурным рельефом, где четко выделяются линейно-вытя-
нутые хребты: Шир а некий, Базумокий, Памбакский, Арегуни-Севанский
и Цехкуняцкий. В пределах района наиболее развит среднегорный пояс,
характеризующийся глубоким и густым эрозионным расчленением с
преобладанием процессов глубинной эрозии. Склоны хребтов имеют
асимметричное строение: обращенные к Памбакской долине значитель-
но круче, чем противоположные. Низкогорный пояс предгорий (высо-
той 700—900 м) распространен незначительно и характеризуется остан-
цево-денудационным холмистым рельефом с крутизной склонов 10—20°.
Гидрографическая сеть района довольно густая (0,60 км/км2). Мно-
гочисленные водотоки относятся к рекам горного типа. Источником их
питания являются атмосферные осадки, грунтовые воды и снеготаяние.
Климат региона континентальный. Среднегодовая температура воздуха
меняется от +6° в горах до +14° в долинах. Количество атмосферных
осадков 500—700 м>м в год. Почвы района горно-луговые, каштановые
и сероземные.
Геологическое строение и инженерно-геологическая
характеристика пород
Севанский район в структурном отношении представляет собой круп-
ный синклинорий (Севапо-Ширакский), выполненный мощными эффу-
зивными и эффузивно-осадочными образованиями эоцена, а также кар-
бонатными и терригенными отложениями верхнего мела, выступающи-
ми в ядрах антиклинальных складок. Граница Севанского района с
Сомхето-Карабахоким антиклинорием четко отбивается по контакту юр-
ских и палеогеновых образований.
В пределах района выделяется ряд антиклинальных (Гогаранская„
Ширакская, Севанская и др.) и синклинальных (Чичханская, Дилижап-
Красносельская, Памбакская, Спитакская) акладок, осложненных мел-
кой второстепенной складчатостью. Эти структуры рассечены многочис-
ленными разрывными нарушениями.
132
Севанский район отличается паЦболее резко дифференцированным
характером новейших тектонических движений по сравнению со всеми
другими районами Малого Кавказа. Для него характерно инверсионное
развитие молодых структур. Современные поднятия, возникшие на мес-
те мел-палеогеяовых синклинориев, отчетливо выражены в рельефе в
виде горных хребтов (Базумский, Памбакский, Севанский, Ширакска!
и др.), а современные впадины (Верхнеахурянская, Спитакская, Киро-
вакапская и др.), выполненные четвертичными континентальными обра-
зованиями, наложены на древние антиклинальные сооружения. Размах
относительных вертикальных перемещений достигает 2000—2500 м. Рай-
он характеризуется сейсмичностью 6—7 баллов.
Киммерийско-альпийский структурный этаж. В отличие от Сомхето-
Карабахского антиклинория для района характерно локальное развитие
интрузивных пород, формирующих отдельные массивы площадью до
50—60 км2. В основном они сложены кайнозойскими интрузивными по-
родами, представленными гранитоидами с подчиненными им сиенитами.
Все гранитоиды являются высокопрочными породами с прочностью
на сжатие свыше 1500’ 10s Па (исключение составляют выветрелые раз-
ности и порфировидные граниты, относящиеся «к группе пород средней
прочности с прочностью на сжатие«500• 105 Па). Интрузии щелочного
состава приурочены к южному склону Памбакского хребта и представ-
лены щелочными сиенитами. Это трещиноватые, крупнозернистые поро-
ды с пределом прочности на сжатие порядка 850-105 Па. Физико-меха-
нические свойства пород интрузивной формации приведены в табл. 27.
Таблица 27
Основные показатели прочностных свойств граннтоидных пород палеозойского
и кайнозойского комплексов интрузивной формации Севанского района
Петрографический тип пород	Объемная масса, г/см*	Предел прочности иа сжатие, 10' Па			Местонахождение
		макс.	МИН.	средн.	
Палеозойский комплекс Граниты	 Лейкократовые граниты 	 Кайнозойский комплекс Кварцевый диорит (свежий)	 Кварцевый диорит (выветрелый, изме- ненный) 	 Габбро-диорит	 Порфировидный гранит (свежий) . . . Порфировидный гранит (выветрелый, измененный)	 Гранит (свежий)	 Монцонит	 Щелочной сиенит	 Гранодиорит (свежий) 	 Гранодиорит (измененный)		2,60 2,58 2,59 2,53 2,72 2,61 2,37 2,76 2,56 2,78 2,73	1520 1610 2180 970 .1830 1580 720 2000 1820 970 1755 1390	780 1380 1440 570 1340 920 500 1150 880 770 1241 1118	1020 1520 1830 800 1560 1360 580 1610 1250 850 1534 980	бассейн р. Марма- рнк бассейн р. Агстев бассейн р. Памбак бассейн р. Марна- рик там же
В интрузивных образованиях широко развиты трещины выветрива-
ния, особенно в приповерхностной зоне; они мелкие (от 0,1 до 0,5 см) и
в основном заполнены продуктами выветривания. Многочисленные сква-
133
жины, пробуренные при разведке минеральных вод в районе развития
интрузивных пород (Апкаванское месторождение), показывают, что ни-
же глубины 20 м интрузивные породы, как правило, не затронуты про-
цессами выветривания. (В районе северного портала Меградзорского
тоннеля порфировидпыс грачгиты затронуты процессами выветривания
на глубину до 50 м.) Тектонические трещины проникают на большую
глубину и обычно контролируются линейными выходами минеральных
источников (углекислотная агрессивность подземных вод).
Из эффузивно-осадочных образований наиболее широко развиты
в районе породы мелового и особенно эоценового возраста. Первые за-
нимают значительные площади на северо-восточном побережье оз. Се-
ван, на склонах Памбакского и Базумского хребтов и приурочены к ан-
тиклинальным структурам. Эти породы залегают в составе кар-
бонатной формации верхнемелового возраста.
Известняки — белые, розовато-белые и светло-серые сильнотрещи-
новатые, частично мраморизоваппые породы. Преобладают тонкоплитча-
тые разности, сильно смятые, местами гофрированные, что свидетель-
ствует о сильных динамических воздействиях. Ширина трещин пласто-
вой отдельности колеблется от долей миллиметра до 2—5 см; они, как
правило, заполнены глинисто-дресвяным материалом выветривания. Ве-
личина прочности па сжатие в воздушно-сухом состоянии у известняков
изменяется от 518 до 1194-Ю5 Па. У мергелей эти показатели весьма
низкие — от 322 до 429-Ю5 Па. В зоне выветривания породы распада-
ются на отдельные куски различных размеров. Величина трещин колеб-
лется от нескольких миллиметров до 20 см; на интенсивно дислоциро-
ванных участках имеются зияющие трещины, с которыми связаны вы-
ходы мощных родников.
Эоценовые отложения имеют повсеместное распространение и рас-
сматциваются в составе двух формаций.
Эффузивно-осадочпая формация нижне-среднеэоцепо-
вого возраста. В составе формации преобладают туфопесчаиики, туф-
фиты. туфы, известковистые туфоалевролиты, известняки и глины.
Туфопесчаиики и туфоалевролиты близки по составу и имеют ши-
рокое распространение ч комплексе. Они образуют йласты и лйнзовид-
пые тела мощностью до 30 м. Прослои туфопссчаников н туфоалев-
ролитов в разрезе многократно и ритмично чередуются. Макроскопичс-.
стси они разпозернистые, иногда тонкослоистые или рассланцоваиные,
местами окремненные, сильнотрешиповатые с поверхности. Цемент
кремнистый, глинистый, железистый или карбонатный. Величина проч-
ности па сжатие в воздушно-сухом состоянии породы колеблется от
163-105 до 897-10s Па, в среднем порядка 350—400-Ю5 Па. Породы
относятся к категории размягчаемых. Пористость пород высокая, в
среднем 16—22%. Туфопесчаиики легко поддаются выветриванию и у
подножия склонов и уступов образуют мелкообломочные россыпи.
Туффиты — тонкозернистые, плотные, крепкие, массивные породы,
передко окремненные, с гладким и полураковистым изломом. Величи-
на прочности туффитов па сжатие в воздушно-сухом состоянии в сред-
нем 1523-Ю5 Па (по результатам 13 определений).
Характеристика физико-механических свойств пород формации
приводится в табл. 28. Следует отмстить, что особенностью пелитовых
туфов эоцена является способность отдельных прослойков при размо-
кании превращаться в пластичную глину, что служит причиной воз-
никновения оползней, развитых на участке головных сооружений Дзо-
раГЭС. Выше по склону в долине р. Дзюрагет (в районе сел Качагани
и Патер) пепловые туфы переходят в фельзитовые туфы бурого и ро-
134
Таблица 28
Основные показатели фнзвко-механических свойств пород эффузивно-осадочной формации нижне-среднеэоценового возраста
(Севанский район)
11ороды	Объемная масса, г/см’		Плотность, г/см’		Пористость, %		Водопогло- щение, %		Предел прочности на сжатее, 10’ Па						Коэффициенты			
									сухого образца		водовасышен- кого образца		после 25 цик- лов заморажи- вания		размягчения		морозоустой- чивости	
Туфопесчаники . . .	2.2	0,143	2,69	0,011	19,45	3,59	6,57	1,43	528,2	131,3	384,5	108,1	376,15	109,6	0,09	0,095	0,79	0,06
	64	6,5	62	4	58	18,4	62	21,7	58	24,8	58	28	51	29	56	13,4	47	7.5
Туфы		2,08	0,106	2,69	0,035	25,34	3,27	10,7	1.2	620	134.6	281	117,0	190	110,5	0,41	0,09	0,72	0,03
	19	5	19	1,3	19	12,9	19	11,2	19	21,7	18	41	17	58	16	21	16	4
Туфоконгломсраты (ср. значения)		2,63		2,71		2,70		0,65		1163		1059		901		0,91		0,91	
Известняки (ср. зна- чения) 		2,52		2,77		9,21		2,29		1435		1140		—		0,79			
Песчаники и туффнтн (ср. значения) . . .	2,49		2,72		8,56		1,51		1023		774,6		—		0,75			
8
зового цвета, являющиеся прекрасным строительным материалом, ко-
торый в настоящее время широко используется.
Эффузивная формация средне-верхнеэоценового возраста
представлена различными порфиритами, андезитами, липарито-дацита-
ми, трахитами, кварцевыми порфирами, ту фол а вами, туфобрекчиями,
образующими сложнодислоцнроваипыс покровы и потоки.
Порфириты серые и зелеповато-серые, массивные, в различной
степени трещиноватые породы. На отдельных участках обнаженной
поверхности этих пород наблюдаются от 3 до 8 систем трещин различ-
ного направления, рассекающих породы на блоки размером от не-
скольких кубических сантиметров до 1—2 м3 (объем блоков не пре-
вышает 0,5 м3). Трещины выветривания проникают на глубину поряд-
ка 50 м. Вблизи контактов с интрузивными телами в этих образовани-
ях встречаются зоны тектонического дробления, где порфириты силь-
но изменены и представлены дресвяписто-глинистой массой. По заме-
рам у порфиритов Анкадзорского рудного поля коэффициент трещин-
ной пустогности в среднем составляет 3%, и эти породы относятся к
группе срсдпетрещиноватых. В зависимости от степени трещиновато-
сти и выветривания предел прочности порфиритов на сжатие в воз-
душно-сухом состоянии колеблется в широких пределах — от 73-105
до 1738-105 Па (по данным 36 определений).
Туфобрекчии — плотные, слабо трещиноватые породы. Обломоч-
ный материал угловатый и угловато-окатанный, представлен андезита-
ми, порфиритами и туфами. Цемент пепловый, перекристаллизованный.
Трещины в основном волосные, редко более значительные, с шириной
раскрытия до 0,5 см, заполнены кристаллическим кальцитом и про-
дуктами выветривания.
Туфы — плотные, массивные, чаще сроднеслоистые, слаботрещи-
новатыс породы.
Коэффициент трещинной пустотности туфов и туфобрекчий в сред-
нем составляет 1,72%; они относятся к группе слаботрещиповатых.
Характеристика физико-механических свойств этих пород приводится
в табл. 29.
Верхнеальпийский структурный этаж. Четвертичные отложения в
Севанском районе распространены ограниченно, в основном по доли
нам рек и пологим склонам горных массивов. Практический интерес
представляет комплекс делювиальных отложений, не отличающийся по
инженерно-геологическим характеристикам от приведенных при описа-
нии Сомхето-Карабахского района. У подножия склонов он достигает
мощности 20 -25 м, особенно в местах развития туфогенных отложе-
ний.
В бассейнах всех крупных рек района развит комплекс аллюви-
ально-пролювиальных отложений, формирующий конусы выноса, мощ-
ностью до 30 м. Породы комплекса представлены плохооката иными-
валунно-галечными образованиями с суглинистым и песчаным запол-
нителем. Для них характерна крайне низкая степень сортировки осад-
ка и в связи с этим сильная изменчивость физико-механическнх
свойств даже в пределах одного конуса выноса.
Своеобразная толща четвертичных осадков известна в долине
р. Памбак, где она выполняет озеровидныс расширения. В них проис-
ходило интенсивное накопление озерно-аллювиальных отложений,
представленных крупнообломочными породами с прослоями и линза-
ми глин, суглинков и песков, количество которых увеличивается к ни-
зам разреза. Мощность их изменяется от 21 до 180 м. Физико-механи-
ческие свойства пород комплекса изучены недостаточно.
136
Таблица 29
Основные показатели физико-механических свойств пород эффузивной формации средне-верхнеэоценового возраста
(Севанский район)
Поэоды	Объемная масса, г/см*		Плотность, г/см’		1 (орнстость. %		Вопопоглогле-		Предел прочности яа сжатие С, 10е Па						Коэффициент мо- розоустойчивостн	
							ние,	%	сухого образца		водонасыщенного образца		гпеле 25 циклов замораживания			
Порфириты .... Туфобрекчии . . . Андезиты (ср. зна- чения) .....	2,67	0,113	2,79	0,05	4,41	1,19	0,79	0,51	1072,9	172,7	1183,1	41,36	973,0	175,0	0,848	0,03
	36 2,52	4,2 0,05	36 2,66	1,7 0,01	25 3.86	2,6 "L|,16	36 0,63	6,4 0,35	36 614,5	16 79,6	25 1085	3,5 71,8	24	17,9	25	3,5
	26 2,34	1,9	27 2,77	3,7	18 15,59	30	26- 3,26	55	10 913,5	12.9	18 802,2	25	904		0,93	
Липарито-дациты .	2,67		2,81 ТУ		4,72		0,34		947		ИЗО		878		8.86	
Гидрогеологические условия
Район характеризуется локальным развитием грунтовых вод, приуро-
ченных к трещиноватой зоне пород различных формаций и аллювиаль-
ио-пролювиалыю-делювиальпым отложениям четвертичного возраста.
В зависимости от степени трещиноватости первых и литологии вторых
дебиты источников изменяются в широких пределах — от 0,01 до
3,0 л/с. Кроме того, прямая зависимость от количества атмосферных
осадков приводит к резкому сезонному изменению дебита этих источ-
ников более чем в 10-кратном размере.
Грунтовые воды, приуроченные к туфопесчаникам и туфам, имеют
гидрокарбопатпо-'кальциевый состав, а приуроченные к делювиальным
отложениям - гидрокарбонатно-магниевый состав с минерализацией
до 1,0 г/л. Отдельные родники из делювиальных отложений обладают
углекислотной и выщелачивающей агрессивностью.
Современные геологические процессы и явления
Геологические процессы выражены ярко и обусловлены расчлененно-
стью рельефа, сейсмичностью территории и интенсивным морозным и
физическим выветриванием. В пределах района широко развиты сели и
оползни, осложняющие хозяйственное освоение территории.
Сели. Долина р. Памбак является районом интенсивного гелеобра-
зования. Здесь зафиксировано 47 селевых водотоков. Наиболее селе-
активны реки Чичхаи, Оводзор, Кародзор, Бзовдал, Байдак, Аргут,
Шопован. Часто возникающие сели наносят ущерб промышленным
центрам (Кировакан, Спитак) и населенным пунктам. Сели периоди-
чески разрушают железнодорожное полотно Ереван- Тбилиси. В до-
липах рок, по берегу оз. Севан широко развиты грязе-каменные сели,
которые, выходя из ущелий, образуют обширные конусы выноса, ос-
ложняя строительство п эксплуатацию дорог.
Оползни широко распространены в долинах рек Памбак, Гетик,
Мармсрик, Агстев и на южном склоне Севанского хребта. В основном
это крупные (порядка 1—3 км2) древннс оползни, приуроченные к'зо-
нам тектонических нарушений, где эффузивно-осадочные породы эоце-
на раздроблены, гидротермально изменены и превращены в глину.
Мощность оползневых накоплений до 30—80 м. В результате деятель-
ности человека (глубокие подрезки, увлажнение склона — утечки из
водопроводов, чрезмерный полив приусадебных участков и т. д.) мно-
гие древние оползни акгивизировались, образовалось также много мо-
лодых оползней, что привело к разрушениям зданий (сел Дилижан,
Чайкенд, Килиса, Чейс} и др.) и дорожных коммуникаций.
/И4. Зангезур-Ордубадская зона
Район представляет собой горное сооружение, состоящее из системы
хребтов, среди которых выделяется Зангезурский хребет, являющийся
географической границей между Армянской ССР и Нахичеванской
АССР.
Зангезурский хребет представляет собой высокие интенсивно рас-
члененные структурно-денудационные горы высотой 2000—3500 м.
Склоны привершинной части гор весьма крутые и обрывистые, у по-
дошвы развиты мощные накопления обломочного материала. Значи-
тельная часть гор характеризуется денудационно-экзарационными фор-
мами с карами, моренными грядами и озерами. Скальная водораздель-
138
ная часть Зангсзурского хребта сильно расчленена разветвленными
суходолами, образующими очати селевых потоков. Террасы верхнего
течения рек сложены флювиогляциальными отложениями. Русла рек
заполнены грубообломочным материалом. Глубина вреза долин 500—
600 >м и более.
Значительным развитием пользуется средне- и низкогорный (до
1000 м) рельеф, изрезанный многочисленными долинами рек и суходо-
лами. Низкие аридно-денудационные горы протягиваются вдоль Ара-
ратской и Нахичеванской котловин. Здесь оголенные склоны хребтов
в условиях аридного климата подвергаются интенсивному выветрива-
нию и способствуют образованию густой сети оврагов.
Реки района имеют горный характер и немноговодны, с многочис-
ленными порогами, теснинами и водопадами, отличаются бурным се-
левым режимом. Среднегодовой расход р. Араке 223 м3/с. Питание рек
грунтово-снеговое. Климат резко континентальный. Среднегодовая тем-
пература воздуха — 10—14°. Количество атмосферных осадков повы-
шается с высотой от 200 до 700 мм в год. Почвы района изменяются с
севера на юг от горно-лесных коричневых и выщелоченных до горно-
каштановых. Па преобладающей части территории распространена на-
горно-кссрофильпая (фриганоидная) растительность.
Геологическое строение и инженерно-геологическая
характеристика пород
В структурно-тектоническом отношении район является складчатой зо-
ной и характеризуется кулисообразным расположением крупных тек-
тонических структур: Еревапо-Всдинского и Ордубадского синклино-
риев, Урц-Айоцдзорского и Зангезурского антиклинориев и Кафан-
ского брахиаптиклинория. В пределах района в большинстве случаев
положительные формы рельефа соответствуют антиклиналям, а отри-
цательные— синклиналям. Складчатая структура нарушена многочис-
ленными разломами.
Геологическое строение района во многом сходно с геологическим1
строением Сомхето-Карабахского антиклинория. Здесь развиты те же
интрузивные, эффузивно-осадочные и карбонатные формации мезоКай-
нозоя, что позволяет не останавливаться на их описании, принимая во
внимание их относительно слабую изученность. Следует указать лишь
на довольно широкое развитие терригенно-карбопатной и карбонатной
формаций верхнего палеозоя — триаса в северо-западной части района
и появление молассовых формаций миоцена и плиоцена в предгорной
полосе и долине р. Воротап.
Герцинский структурный этаж включает отложения терригенно-кар-
бонатной и молассовой формации.
Тер рм геп по-к а р бо и а тп а я формация д е во и -триаса
развита иа Айоцдзороком хребте и представлена чередованием песча-
но-глинистых сланцев, кварцитов, известняков и песчаников общей
мощностью до 1000 м. Отложения формации относятся к группе пород
с жесткими и полужесткими кристаллическими связями. Для извест-
няков характерны объемная масса 2,64 г/см3, плотность 2,71 г/см8, по-
ристость 2,57% и прочность па сжатие 579-1О5 Па.
Карбонатная формация порми представлена в -основном
толстослоистыми битуминозными известняками, в верхней части чере-
дующимися с углистыми песчаниками, известняками, мергелями и мер*
гелистыми известняками. Общая мощность формации 300—600*м.
Известняки серые и темно-серые, трещиноватые, местами раздроб-
139
ленные, с множеством тонких прожилков кальцита; у поверхности
обычно силыютрещиноватыс, иногда закарстованные. В районе Дава-
Олакокого водохранилища (па территории Нахичеванской АССР) в
скважинах в интервалах 26—46 и 44,6 50,8 м были зафиксированы
карстовые полости. Объемная масса известняков 2,6—2,7 г/см3. Коэф-
фициент крепости их колеблется от 10 до 12, но на выветрелых и за-
карстованных участках понижается до 2—6. По данным опытных отка-
чек и наливов, средневзвешенный коэффициент фильтраций пермских
известняков равен 4,79 м/сут (долина р. Арпа).
Альпийский структурный этаж. Молассовая формация
верхнего миоцена локально развита в предгорной полосе; она представ-
лена зеленовато-серыми глинами суммарной мощностью 750 м. Глины
характеризуются естественной влажностью порядка 22%, объемной
массой 1,92 г/см3 и пористостью 43% (по 28 определениям). Число
пластичности глин 22. Прочностные показатели глин оцениваются по
силе сцепления 0,18 -105 Па и углу внутреннего трения 2Г.
В долине р. Воротап расположен ряд мёжгорных котловин (Акна-
даштская, Сисианская, Дастакертская, Шамбская), представляющих
собой расширенные участки долин, заполненные отложениями молас
совой формации плиоценового возраста. Она сложена чередованием
белых и желтовато-белых песков, диатомитовых глин, рыхлых конгло-
мератов и пемзово-пепловых образований. Диатомитовые глины серые,
местами с фиолетовым оттенком, влажные, жирные, тонкослоистые.
Мощность отложений в долине р. Воротап достигает 250 м.
Исследованиями установлена интересная особенность этих пород:
при весьма высокой естественной влажности (69,5%) и пористости (до
66,6%) они характеризуются значительной прочностью (сила сцепле-
ния до 0,55-105 Па). Коэффициент уплотнения диатомитовых глин при
1—2-Ю5 Па (по результатам 22 определений) составляет 0,018-10 5 Па-1.
Оин относятся к категории слабосжимаемых грунтов.
Четвертичные отложения развиты локально в пределах речных до-
лин в основании крутых склонов. Лишь в борту Араксинской впадины
развиты древние террасы, сложенные плиоцен-плсйстоцеповым аллю-
вием (район Норашена, Советашена и Нахичевани). Древний аллю-
вий залегает на высоте 100—200 м над р. Араке и представлен конг-
ломератами и галечниками с супесчаным заполнителем. Там, где древ-
ний аллювий залегает на слабых пестроцветных глинах миоцена, на-
блюдаются деформации террас экзогенного характера. Мощность ал-
лювиальных галечников достигает 10 м.
Гидрогеологические условия
В пределах Зангезур-Ордубадского района в коренных метаморфиче-
ских, вулканогенных и осадочных отложениях, являющихся плохим
коллектором, выдержанные горизонты, как правило, отсутствуют. Сла-
бая водообильность пород обусловлена также аридностью климата,
значительной изрезанностью рельефа. Наибольшие запасы трещинных
вод, формирующиеся за счет скудных атмосферных осадков в зоне вы-
ветривания, разгружаются в виде малодебитных родников (не более
| л/с). Сказанное подтверждается расчетами модуля надземного сто-
ка, составляющего для основных формаций района 0,9—1,5 л/с с 1 км2
(Тер-Мартиросян, 1968).
По химическому составу воды гидрокарбонатно-кальциевые, мес-
тами натриевые, с минерализацией обычно мспсс 1 г/л. С отдельными
140
тектоническими трещинами в эоценовых породах связаны выходы уг-
лекислых минеральных вод, отличающихся агрессией к бетону. Мине-
ральные воды диатомовой толщи миоцена в долине р. Воротан обла-
дают углекислотной, сульфатной и общекислотной агрессивностью.
Сравнительно большей водообильтюстью отличаются меловые извест-
няки с отдельными родниками добитом до 3 л/с.
Аллювиальные отложения весьма водообильны. Воды, как прави-
ло, пресные и по характеру минерализации почти нс отличаются от
речной воды. Водопроницаемость валунно-галечных отложений, по
данным одиночной опытной откачки из скважипы, характеризуется ко-
эффициентом фильтрации от.3,8 (долина р. Арпа) до 40—50 м/сут (до-
лина р. Воротан).
Современные геологические процессы и явления
В районе широко развиты экзогенные геологические процессы: сели,
опрлзни и карст.
Весьма крупные по размерам оползни располагаются в районах сел
Советашен, Элпин, Ринд, Гпицик, Мартирос, Сисиацокого перевала,
пос. Дастакерт и др. Оползни приурочены к тектоническим наруше-
ниям и имеют значительную площадь (до 3 км2) и мощность (до 50—
70 м). В основном это оползни-потоки. Ложем скольжения для боль-
шинства оползней служат гидротермалыюизмененные, превращенные
в глинистую массу образования. В районе промышленного центра Ка-
фа н развито более двадцати оползней различных размеров, представ-
ляющих угрозу действующим рудникам и комбинату.
Селевые явления широко развиты в долинах рек Вахчи, Арпа,
Араке и др. В основном это водно- и грязе-камениые потоки, реже гря-
зевые. Часто возникающие селевые потоки причиняют ущерб насе-
ленным пунктам Кафан, Мегра, Агарак, Ордубад и др., железнодо-
рожной магистрали Баку—Ереван.
Карстовые явления отмечены в известняках верхней юры в районах
Матехской ГЭС, сел Кодалы и других в виде карстовых полостей раз-
мером от 10 до 15 м3. Карст наблюдается также в палеозойских из-
вестняках в бассейне р. Арпа, где описаны пещеры сечением 3—4 м к
протяженностью до 10—20 м.
/КБ. Армяно-Ахалкалакский вулканический щит
В центральной части Малого Кавказа, от Ахалкалакского нагорья на
севере до Карабахского на юго-востоке, простирается обширный вул-
канический щит Малого Кавказа.
В районе выделяются крупные морфологические единицы: масси-
вы Арагац. Гегамский, Вардеписский, Абул-Са*мсарский, Кечутский,
Ишхансарский, Карабахский. Вершины крупных вулканических мас-
сивов -расположены на абс. отм. от 3200 до 4095 м и отличаются кону-
совидной формой и крутыми склонами, подвергшимися интенсивной
ледниковой экзарации. Привершинные плато (с абс. выс. в среднем
2000— 3000 м) характеризуются сглаженным рельефом, с многочислен-
ными конусами. Склоны вулканических массивов имеют ступенчатый
характер, отличаются большой крутизной и расчлененными глубокими
долинами. Вулканические массивы окаймляются среднегорными лаво-
выми пологоволнистыми плато с уклоном рельефа 4—6° (Ахалкалак-
ское, Цалкское, Лорийское, Капакерское).
141
Речные долины верховьев Куры и Аракса прорезали вулканичес-
кое плато узкими крутосклонными каньонами. Густота речной сети
района низкая - 0,38 км/км2. Реки имеют смешанное питание. Источ-
ником его являются талые, дождевые и грунтовые воды. Коэффициент
стока для р. Раздан 0,47, для р. Касах — 0,37. В чашеобразных уг-
лублениях плато сохранились озера Таба'цкури, Тапаравани, Хозапин.
и др.
Для вулканических массивов четко прослеживается смена верти-
кальных климатических поясов от сухоконтиненталыюго (пологовол-
нистое плато) до нагорно-тундрового, формирующегося на высоте бо-
лее 3500 м. Значительная часть территории района располагается в
холодном нагорно-тундровом поясе с глубоким устойчивым снежным
покровом. Продолжительность безморозного периода 130—170 дней.
Годовая сумма осадков порядка 700 мм. Для значительной части рай-
она характерны горно-луговые почвы.
Геологическое строение и инженерно-геологическая
характеристика пород
Новейшие тектонические движения, происходившие в плиоцене и пост-
плиоцене, обусловили в пределах региона сводообразные и брахиан-
тиклинальные воздымания массива горы Арагац н других вулканиче-
ских хребтов и формирование ряда синклинальных прогибов и чаш.
Отмеченные массивы сложены мощным комплексом плиоценовых и
постилиоценовых лав и их пирокластическими разностями (рис. 15),
общая мощность которых составляет более 500 м.
Вулканическая деятельность позднего плиоцена проявилась в виде
ареально-трещинных излияний (Джавахетский, Гегамский, Ишхапсар-
ский хребты), а также в виде крупных стратовулканов — Арагац.
Араилер, Шавнабада и др. Лавовые излияния этого времени образуют
сплошные покровы, которые бронируют и нивелируют расчлененный
рельеф. Верхнеллиоценовыми четвертичными лавовыми покровами
сложены хребты, а также вулканические плато.
Важные элементы района — глубинные разломы, отделяющие друг
от друга вулканические хребты, плато и котловины. Все эти структуры
наложены на жесткий палеозойский субстрат, залегающий на глуби-
нах 1,5—3 км.
Своеобразная геологическая история района обусловливает и его
современные инженерно-геологические условия, почти полностью опре-
деляемые рельефом и комплексом плиоцен-четвертичных лавовых по-
кровов.
Верхиеальпийский структурный этаж включает в свой состав обра-
зования четвертичного возраста. Это породы вулканогенной формации,
с одной стороны, и все рыхлые образования (делювиальные, гляциаль-
ные, аллювиальные, озерные) — с другой.
Вулканогенная формация четвертичного возраста (мощ-
ностью до 500 м) наиболее широко развита в районе. Эффузивные по-
роды формации почти горизонтально перекрывают дислоцированные
образования более древнего возраста. Формация представлена в ос-
новном покровами базальтов и андезито-базальтов, па отдельных уча-
стках фапиальио замещающимися или чередующимися с озерными от-
ложениями.
Лавы отличаются интенсивной трещиноватостью. Трещины охлажде-
ния придают андезито-базальтам столбчатую отдельность. Для андези-
тов и гиалодацитов характерна плитчатая отдельность. В низах лавовых
142
покровов присутствуют снльнопорнстые рыхлые породы. В средних и
верхних частях разреза породы плотные, массивные. Физико-механиче-
ские свойства лав зависят от их химического состава, что видно из
табл. 30.
Таблица 30
Физико-механические свойства пород вулканогенной формации
четвертичного возраста
Порода	Водопоглоще- иие, %	Предел прочности па сжатие RCJK. 10s Па			Коэффициент	
		в воздушно-су- хом состояния	после водона- сыщення	после много- кратного за- мораживания	размягчения	морозостой- кости
Базальт Долерит Андезит Дацит	0,79—3,08 0,14—1,87 0,86 -2,51 0,29—0,37	844—1541 1078—2540 403—1335 637—781	820—1432 900—2439 217—1191 623—673	818—1273 677- 2288 171—1109 676	0,74—0,97 0,65—0,96 0,75—0,99 0,86—0,98	0,89—1,0 0,75—1,0 0,8—1,0 1,00
В породах четвертичных лав Армении Л. И. Пейштадт (1957) вы-
деляла сильнотрещиноватые горизонты с коэффициентом трещинной
нустотности 5—20%, приуроченные к столбчатым разновидностям анде-
зито-базальтов, менее трещиноватые зоны со средним коэффициентом
2,6% для брекчиевых лав и с коэффициентом менее 2% для оливино-
вых базальтов. Средневзвешенный коэффициент фильтрации нижнечет-
вертичных аидезито-базальтов в районе Кечутского водохранилища
2,245 л/сут, верхнечетвертичных (в различной степени пористых и ка-
вернозных, сильнотрещиноватых в обнажениях) — 11,414 л/сут (на уча-
стке Аргичского водохранилища).
Среди продуктов новейшего вулканизма особое место занимают
пирокластические туфы и туфолавы, ограниченные в своем развитии об-
ластью магматической провинции Арагаца.
По текстурным признакам выделяют две основные разновидности
туфов — еревано-ленинаканского и артикского типов.
1. Туфы еревано-ленинаканского типа (пирокластические туфы)
характеризуются обычно черной, темпо-серой и темно-коричневой ок-
раской со средним содержанием кремнезема 62,7%. Они представляют
собой монолитные массивные пористые породы с глыбовой, полиэдриче-
ской, плитчатой и отчасти столбчатой отдельностью, образующие по-
кровы и потоки средней мощностью 3—5 м. Туфы относятся к слаботре-
щиноватым разностям с коэффициентом трещиноватости менее 2%. Они
являются прекрасным строительным материалом, из них воздвигнуты
почти все здания и сооружения на территории Армянской ССР.
Пирокластические туфы характеризуются следующими показателя-
ми физико-механических свойств: объемная масса колеблется в среднем
от 1,34 до 2,4 г/см®, пористость — от 1,96 до 47,73%; предел прочности
иа сжатие в воздушно-сухом состоянии изменяется в весьма широких
пределах — от 36 до 799-103 Па.
2. Туфы артикского типа (туфолавы) — пемзовидные, розово-пе-
пельно-фиолетового цвета, стекловатые, мелкопористые породы с вкрап-
ленниками полевого шпата и включениями серого и коричнево-красного
пемзообразного материала. Кроме пемзовых образований в породе час-
то встречаются обломки (иногда довольно окатанные) различных древ-
них лавовых или осадочных образований. Структура пород порфировая,
текстура спутанно-волокнистая, пенистая. Показатели прочности на сжа-
143

тие туфолав в воздушно-сухом состоянии колеблются &
весьма широких пределах — от 48 до 627 Па.
Рыхлые четвертичные образования представлены
элювиально-делювиальными, гляциальными, флювио-
гляциальными, аллювиальными и пролювиальными
комплексами.
Для хозяйственного освоения территории несомнен-
ный интерес представляет своеобразный комплекс элю-
виально-делювиальных отложений, сформировавшийся
в условиях высокогорного рельефа на эффузивных по-
родах. В результате морозного выветривания последних
образовались громадные шлейфы глыбового элювия и
делювия (обширные каменные россыпи — местное на-
звание $чингилы»). Чипгилы— хаотическое нагромож-
дение каменных глыб, лишенных какого-либо заполни-
теля. Мощность этих образований колеблется от 0,5 до
4 м, нередко и больше. Преобладают глыбы размером
0,3—1,0 м; с увеличением абсолютной высоты размер
глыб увеличивается. Как правило, чингилы подстилают-
ся суглинистыми образованиями и являются естествен-
ным резервуаром атмосферных и талых вод. Чипгилы
имеют громадное площадное распространение в районе
вулканического щита и покрывают сплошным плащем
коренные эффузивные породы, существенно ослажняя
хозяйственное освоение территории.
К этому же комплексу относятся белоземы, широко
развитые на южном склоне горы Арагац и образован-
ные при выветривании базальтов. В смеси с пссчапо-
глинисчым материалом белоземы создают характерную
плиту типа травертинов. Мощность их от I м иа склонах
до 10 м в углублениях. Белоземы — неустойчивые грун-
ты: обладая незначительной суффозиониой устойчиво-
стью и весьма большой просадочпостью, легко размы-
ваются фильтрационными потоками, что приводит к
образованию провалов и просадок (просадочность бело-
земов, по данным П. С. Бошнагяпа, достигает
2,3—13,6%).
Среди других отложений в районе развит комплекс
гляциальных и флювиогляциальных отложений, распро-
страненных на Абул-Самсарском, Джавахетском, Вар-
деписском, Гегамском и других хребтах и массиве Ара-
гац и представленных валунными образованиями с
суглинисто-песчаным заполнителем. Их мощность от 20
до 90 м. В предгорьях хребтов флювиогляциальные от-
ложения сложены мелко- и срсднсобломочпым материа-
лом андезитов и андезито-дацитов с суглинисто-песча-
ным заполнителем. Местами материал вулканогенных
пород хорошо обработан и имеет округлую форму.
Гидрогеологические условия
Обводненность пород района весьма неравномерная.
В поверхностных отложениях, развитых на склонах до-
лин, циркулируют гидрокарбонатные и гидрокарбоиат-
но-кальциевые воды, питающиеся за счет атмосфер-
145
эдых осадков. Дебиты родников из этих отложений не превышают 0,1 л/с.
В аллювиальных и озсрпо-аллювиальпых образованиях обводненность
•более высокая. Однако, как показали результаты буровых работ вокруг
озер Тапаравани, Табацкури, в ущелье Куры, в местах, где отложения
террас не имеют непосредственной связи с поверхностными водами, эти
породы совершенно безводны.
Обводненность лавовых образований ввиду расчлененности релье-
фа, трещиноватости и отсутствия выдержанных водоупорных пород
весьма неравномерная. Передние части лавовых покровов, подножия
карнизов долеритовых и других лав в каньонах рек наиболее обводне-
ны, тогда как па остальной площади они лишены подземных вод. Лишь
на участках наличия водоупорных отложений, в виде обожженных су-
глинков древней коры выветривания, имеются благоприятные условия
для скопления подземных вод. Характер и направление ложа лавовых
потоков определяют направленность движения подземных вод. В связи
•с этим в каньонах рек наблюдаются многоступенчатые сосредоточенные
выходы подземных вод. Грунтовые воды залегают близко от поверх-
ности лишь в пониженных частях рельефа (Баралетская и Цалкипская
котловины), в районе озер Паравани, Сагамо, Хозапии и др. Подземные
воды низкой минерализации, гидрокарбопатные, сульфатно-гидрокарбо-
натные, хлоридпо-гидрокарбонатные, кальциевые, патриево-кальциевые,
магписво-кальциевые, нейтральной или слабощелочной реакции.
Характерной чертой подземных вод вулканогенных образований
миоцена — нижнего плиоцена является опалесценция, вызванная нали-
чием в них растворенного SiO2 в количестве 20—80 мг/л.
Водопроницаемость плиоценовых эффузивов, по данным опробова-
ния скважин, проведенного Армгидропроектом, изменяется от 0,001 до
55 л/сут. Значительно более водообильны четвертичные лавы, к кото-
рым приурочены крупные потоки подземных вод па склонах вулканиче-
ских нагорий. Модуль подземного стока 5 л/с па 1 км2 и более, средний
дебит родников свыше 10 л/с. Дебит отдельных групп родников дости-
гает нескольких тысяч литров в секунду (Триалетские, Шакипские род-
ники и др.).
Характерной особенностью описываемых пород является резкое из-
менение водопроницаемости. Коэффициент фильтрации изменяется в
широких пределах — от 0,6 до 2267 м/сут, в большинстве случаев со-
ставляя 25—283 м/сут.
Современные геологические процессы и явления
Наиболее широко в районе развиты процессы физического выветрива-
ния. Этому способствует положительный рельеф и его глубокая расчле-
ненность, повышенная (до 8 баллов) сейсмическая активность. Следст-
вием физического выветривания являются обвалы, осыпи, камнепады,
курумы, в высокогорье — обширные каменные россыпи. Особого вни-
мания заслуживают каменные россыпи — чипгилы. Движение их по
склонам имеет разную скорость в зависимости от крутизны рельефа —
от нескольких миллиметров до 10 см в год и более. В отвесных склонах
чингилы переходят в обвалы и представляют серьезную угрозу дорогам
и оросительным каналам.
Процессы физического выветривания имели место и до начала фор-
мирования современного рельефа, о чем свидетельствует наличие мощ-
ных кор выветривания, по которым в настоящее время интенсивно раз-
виваются оползневые явления. Пример — оползневой рельеф Тмогви-
Накалаксвского участка. Оз. Пунда, как и многие другие мелкие водо-
146
емы, очевидно, имеет оползневое происхождение. По древней коре вы-
ветривания, образовавшейся на оглинившихся и хлоритизированных ту-
фах верхнего мела (район сел Накалаксви и Тмогви), происходят мощ-
ные оползни, захватывающие крупные массивы вулканогенных пород
верхнего миоцена — верхнего плиоцена.
В районе развиты селевые потоки. Особенно выделяются селевые
водотоки Мастара и Гетар. Очаг Мастаринского селя находится на юго-
западных склонах Арагаца на высоте 2000—2200 м. В течение нашего
столетия в данном водотоке зарегистрировано более 27 селей, в основ-
ном водно-каменного тина. В отдельных случаях они имели расход до-
170 м3/с и разрушали здания, шоссейные дороги, оросительные каналы,,
железнодорожное полотно Ереван—Тбилиси.
На Арагацком массиве кроме селя Мастара зарегистрированы се-
левые водотоки: Шамирам, Гарнаовит, Катпахпюр, Амбард и др. Они
относятся в основном к водно-каменному типу.
IV9. Араксинская впадина
Район представляет собой крупную межгорную котловину, зани-
мающую наиболее погруженную часть Араксинской депрессии Араксин-
ская впадина протягивается вдоль долины р. Араке и разделяется палео-
зойским выступом в районе Волчьих ворот на две крупные котловины —
Араратскую и Нахичеванскую. Рельеф изменяется от низкогорного до
равнинного. Абсолютные отметки поверхности снижаются от 1200—1100*
до 700—850 м. Равнинно-низменный пояс характеризуется почти псрас-
члснсиной поверхностью, местами осложненной техногенным микрорель-
ефом в виде валов и каналов оросительных систем.
Основные реки района — Араке, Восточный Арпачай и Нахичевап-
чай. Из них наиболее многоводна р. Араке, характеризующаяся тало-
ливневым режимом; максимум расхода наблюдается в мае — июне
(555 м3/с), а минимум — в сентябре (65 м3/с).
Климат континентальный, холодных полупустынь и сухих степей.
Среднегодовая температура воздуха от +10 до +14°. Количество атмос-
ферных осадков 300 мм в год и менее. Почвы региона сероземные и
лугово-сероземные, ландшафт полупустынный и пустынный с солончака-
ми, солонцами, такырами, которые перемежаются с орошаемыми почва-
ми оазисов.
Геологическое строение и инженерно-геологическая
характеристика пород
В структурном отношении район является крупной наложенной третич-
ной впадиной, состоящей из ряда антиклинальных и синклинальных
структур со слабо выраженной постмиоценовой складчатостью (рис. 16).
Для этих структур характерно погружение в сторону бортовой зоны
Араксинской впадины. Углы падения на крыльях мульды не превышают
10—20°, в центральной части ее слои нередко залегают горизонтально-
или очень полого. Впадина выполнена олигоцен-плиоценовыми и четвер-
тичными континентальными отложениями суммарной мощностью более
1000 м.
Киммерийско-альпийский структурный этаж включает отложения
молассовой формации неогена.
Молассовая формация сложена породами нижнего миоце-
на, тархан-чокракского, караганского, конкского и сарматского горизон-
тов. Ниды разреза формации вскрываются в прибортовых частях впади-
147
ны, а верхи (представленные перечисленными выше горизонтами) —
в ее центральной части. Большая часть разреза, объединяющая отложе-
ния миоцена, получила в геологической литературе название соленосной
толщи. Она достигает мощности 1000 м и сложена разноцветными гли-
нами с подчиненными пачками песчаников, алевролитов, глинистых мер-
гелей, туфопесча ников, расчлененных прослоями гипса и ангидрида.
Рис. 16. Араксипская впадина (соста-
вил Г. Д. Саакян)-
1 — болотные соленосные образова-
ния, солончаки; 2—делювиально-про-
лювиальные образования, 3 — аллю-
виально-пролювиальные образования;
4 — озерные образования; 5 — просад-
ки; 6 — сели; 7 — заболачивание; 8—
затопление территории при весенних
паводках
Сарматские отложения отличаются цикличностью строения и при-
сутствием линз и прослойков каменной соли, а в верхах разреза — конг-
ломератов и гравелитов. Глинистые породы формации представлены в
основном глинами и суглинками. Для обеих разностей характерно рав-
ное и довольно стабильное среднее содержание пылеватой фракции (от
40,1 до 43,1%) и более заметные отличия в содержании песчаной. По
'числу пластичности суглинки относятся к тяжелым разностям, а гли-
ны — к легким.
Глинистые породы отличаются высокой засоленностью. Среднее со-
держание водно-расгворнмых солей по данным 56 анализов водных вы-
тяжек составляет 1,37% при колебаниях в пределах 0,39—4,25%, они
высокоагрессивны по отношению к несульфатостойким цементам и кор-
розноппы к металлоконструкциям. Фнзико-мехапичсскнс свойства их
изучены по 20 определениям и позволяют судить об относительно низких
прочностных свойствах глинистых пород соленосной толщи. Угол внут-
реннего трения для них составляет 21—32°, сила сцепления — 0,40—
1,3-105 Па, модуль осадки — 24—91 мм/м, а модуль общей деформа-
ции — 37—106-10° Па.
Т а б ли ц а 31
Основные показатели физико-механических свойств
гравийно-галечных отложений аллювиально-пролювиального
генезиса плейстоценового возраста
Показатели	Гравий—галька	Песок
Плотность, г/см3		1,95	1,60
Сила сцеплепия. С- 10й Па		0,02	0.04
Угол внутреннего трения, град . . .	40	34
Модуль общей деформации, £10® Па .	500	280
Коэффициент фильтрации Кф, м/сут .	8—35	3-8
148
Верхнеальпийский структурный
этаж. Четвертичные отложения
имеют широкое площадное распро-
странение особенно в пределах рав-
нин, достигая мощности от 10 до
400 м. В их составе выделяется не-
сколько разновозрастных геолого-
генетических комплексов.
Гсолого - генетический
комплекс озерных отложений в
пределах Араратской впадины
имеет широкое развитие. В его со-
ставе преобладают рыхлые галечно-
песчаные образования и глины с
внутриформанионными потоками
базальтов и туфов. Обогащение
озерных осадков вулканическим
материалом способствовало обра-
зованию монтмориллонита и аморф-
ного кремнезема в глинах. Глины
.диатомитовые, светло-серые, места-
ми слоистые, с горизонтальным за-
леганием, слабомакропористые.
В Приерсвапском районе озер-
пые глины отличаются высокой ес-
тественной влажностью (33,5%),
пластичностью (29) и прочностью
па сдвиг (С=1,26 105 Па). Они от-
носятся к средпесжимаемым поро-
дам. Озерные пески средне- и мел-
козернистые, уплотненные (плот-
ность 2,59 г/см3) с модулем осадки
при нагрузке 2* 105 Па —14,7 мм/м
Наиболее развит геол ого-
генетический комплекс а л-
лювиальпо - пролювиаль-
ных и аллювиальных от-
ложений плейстоценового возрас-
та, который плащеобразно перекры-
вает озерные отложения и пред-
ставлен чередованием глинистых,
суглинисто-супесчаных, песчаных и
гравийно-галечных грунтов общей
мощностью до 50 м. Гравийно-га-
лечные фракции формируют пред-
горные шлейфы и конусы выноса
рек Касах, Азат, Раздан, Нахиче-
ванчай и др. Показатели их физи-
ко-механических свойств (по мало-
численным определениям) приведе-
ны в табл. 31.
В центральной части Арарат-
ской равнины в составе комплекса
преобладают глины, суглинки,
супеси мощностью до 40 м. По-
149
казатели физико-механических свойств этих грунтов даны в табл. 32.
В пределах равнин верхи террас и конусов выноса перекрыты 2—
10-метровой толщей суглинисто-супесчаного материала. Эти отложения
рассматриваются в составе геолого-геиетичсского комплекса пролюви-
ально-делювиально-эоловых образований современного возраста. Они-
представлены палево-бурыми глинистыми породами, среди которых пре-
обладают легкие суглинки, содержащие (по 22 определениям) до 46%
песчаных частиц и 21% глинистых (табл. 33). Фракция пыли в суглин-
ках составляет 33%.
Таблица 33'
Основные показатели физико-механических свойств (среднее значение
по 15—22 определениям) глинистых пород пролювиально-делювиально-эолового комплекса
Показатели	Супеси	Суглинки	Глииы
Плотность, г/см3		1.7		__
Объемная масса, г/см3		—	1,85	—
Число пластичности			10,5	21,5-
Пористость, %		—	44	40
Угол внутреннего трения, град		27	9	24
Сцспл ннс С, I05 Па		0,12	0,4	0,6
Модуль общей деформации Е, 10* Па		160	100	«—
Коэффициент фильтрации	м/сут		0,4—1,0	0,02—0,4	
Влажность суглинисто-глинистых разностей колеблется в широких
пределах -- 1,97—26,2% (в среднем 13,8—17,8%), что вместе с высо-
кой засоленностью (1%) водно-растворимыми солями, преимуществен-
но сульфатными, делает их весьма агрессивными по отношению к бето-
ну и металлоконструкциям. Модуль осадки и модуль общей деформа-
ции суглинков по 10 компрессионным испытаниям в среднем характе-
ризуются величинами 36 мм/м и 120-105 Па. Величина коэффициента-
фильтрации суглинков по опытным наливам в скважины и шурфы ко-
леблется в пределах 0,022—0,38 м/сут, в среднем 0,17 м/сут. Средняя:
минимальная и средняя максимальная величины коэффициента филь-
трации соответственно 0,096 и 0,23 м/сут.
В Нечрамской долине (западнее г. Нахичевань) покровные суглин-
ки обладают просадочными свойствами (средний коэффициент проса-
дочности 0,05 при экспериментальных значениях от 0,015 до 0,09).
В предгорной полосе Араксинской равнины фиксируются переотложен-
ные продукты выветривания молодых эффузивов — белоземы, представ-
ленные макропористыми суглинками и супесями, склонными к просадке.
Гидрогеологические условия
По данным буровых скважин, в Араратской равнине в верхах разреза,
выделяются:
1) горизонт грунтовых вод, заключенный в аллювиальных и аллю-
виально-пролювиальных отложениях;
2) первый напорный водоносный горизонт песчаных отложений
озерно-речного комплекса.
Выделенные водоносные горизонты благодаря наличию гидрогео--
логических «окон» и фациальному замещению одних пород другими об-
разуют единую гидравлическую систему. Глубина залегания зеркала,
150
грунтовых вол в Араратской равнине колеблется от 0,0 до 13 м от по-
верхности земли и подвержена сезонным колебаниям от 0,4 до 2,0 м.
Коэффициенты фильтрации в зависимости от литологии вмещающих
пород изменяются от 13—30 (в гравелистых песках) до 0,005—
Ю,17 м/сут в глинах. Химический состав и минерализация грунтовых вод
Араратской равнины разнообразны и характеризуются в основном гид-
рокарбонатпо-магпиевым, хлоридно-натриевым или сульфатно-натрие-
вым составом. Минерализация вод в пределах от 1,0 до 10 г/л и изме-
няется во времени.
Первый напорный горизонт залегает па глубине 10—50 м. Он имеет
-большое гидростатическое давление и фонтанирует с "Положительным
напором +6 м от поверхности земли. Соленые грунтовые воды Арарат-
ской равнины обладают сульфатной агрессивностью по отношению к
-бетону, портландцементу н металлу.
Современные геологические процессы и явления
В районе развиты различные экзогенные процессы (просадки, сели, за-
болачивание и др.), причиняющие значительный ущерб народному хо-
зяйству Армянской ССР.
Белоземы, распространенные в шлейфовой части, при увлажнении
•обладают просадочными свойствами По данным П. С Бошнагяна, про-
садочпость белоземов достигает 13,5% от первоначального объема. На-
личие белоземов отрицательно отражается па эксплуатации ряда кана-
лов, находящихся на территории этого региона: Октомберянский, Ново-
долминский, Нижнеразданский и др. Это наглядно видно на примере
жилого массива Ачапняк в Ереване, где в результате увлажнения (утеч-
ки из водопроводных и канализационных труб н магистралей, полива
деревьев и зеленых насаждений и т. д.) в белоземах произошли значи-
тельные просадки н деформировалось несколько десятков жилых домов.
Просадочными свойствами обладают и лессовидные суглинки.
Сели. Многочисленные, периодические, а также постоянно действую-
щие водотоки, спускающиеся с гор, заканчиваются и пределах наклон-
ной равнины конусами выноса различных размеров. Большие конусы
выноса (площадью 4—8 км2) находятся в низовьях долин Мастара,
Амберд, Гетар, Джрвсж, Чарасу, Чорселав и др Часто по этим доли-
нам проходят сели различной интенсивности, причиняющие большие
^разрушения.
Селевые потоки Араратской равнины в полосе, примыкающей к
'вулканическому нагорью Армении, в основном водно-каменные, реже
грязе-каменные, а к Урцскому и Ераносскому хребтам (на востоке кот-
-ловины) приурочены грязевые и реже грязе-каменные сели (в зависи-
мости от литологического состава пород окружающих котловину гор).
Заболачиванию подвержены значительные пространства в пределах
Араратской равнины (в районе сел Зснва, Агамзалу, Азатаваи, Араз-
даян и гор Арарат, Масис и др.). В период весенних паводков р. Араке
-сильно разливается, местами прорывает прирусловые гряды и заболачи-
вает значительную часть плоской пойменно-террасовой равнины.
Бесхозяйственное использование артезианских вод Араратской рав-
нины (утечка вод из многочисленных скважин н т. д.) способствовало
заболачиванию новых территорий и образованию солончаков и болот.
Болота часто покрыты зарослями тростника и камыша. Уровень много-
численных болот находится выше уровня р. Араке, поэтому предприни-
мается ряд мероприятий (строительство дренажных каналов, промы-
вание солончаков и т. д.) для осушения заболоченных территорий.
151
Араратская впадина характеризуется высокой сейсмической актив-
ностью (зарегистрированы многочисленные эпицентры землетрясений
силой 7—8 баллов).
IVj. Талышский антиклинорий
Район занимает крайнюю юго-восточную часть территории Азербай-
джанской ССР. В орографическом отношении он охватывает Талышскую
горную систему, вытянутую с северо-запада па юго-восток и представ-
ленную складчатыми хребтами, разделенными мсжгорными,.впадинами.
В районе в соответствии с вертикальной зональностью выделяют обла-
сти среднегорий с преобладающей высотой до 2000 м и пизкогорий и
предгорий с высотами менее 900 м.
Гидрографическая сеть в районе развита хорошо. Все реки берут
начало в горном Талыше и, прорезая хребты, выходят на равнину. Гус-
тота речной сети 0,84 км/км. Наиболее крупные реки района — Виляш-
чай (среднегодовой расход 4,10 м3/с), Вешаруд (6,83 м3/с), Истису
(1,44 м3/с). Питание рек снеговое и дождевое с большой неравномерно-
стью стока по временам года.
По климатическим условиям район относится к зоне влажных суб-
тропиков, среднегодовая температура воздуха от +6 до +14°, количе-
ство атмосферных осадков колеблется в пределах 1200—1800 мм в год.
Преобладают ветры муссонного типа. Почвы региона горно-лесные,
светло-бурые и бурые. В низкогорной области развиты черноземы. Скло-
ны Алашар-Буроварского хребта поросли густыми широколиственными
лесами.
Геологическое строение и инженерно-геологическая
характеристика пород
В тектоническом отношении район представляет собой крупный брахи-
антиклинорий, состоящий из ряда геоструктурпых элементов низшего
порядка, выраженных в современных морфоструктурах: I) Астарин-
ский антиклинорий — Астаринская горная область; 2) Лерикский син-
клинорий— Ярдымлинская горная область; 3) Буроварское поднятие —
Буроварская горная область и 4) Астраханбазарский синклинорий —
Астраханбазарская равнинная область.
По данным исследований последних лет, отмечается неоднородность
строения Талышской зоны как но формационному составу основных
структур, гетерогенности фундамента, так и по геоморфологической ха-
рактеристике, направленности и интенсивности неотектонических движе-
ний. Это заставляет отказаться от общепринятого плана описания ре-
гионов и остановиться на характеристике геологического строения ука-
занных структур.
Астаринский антиклинорий, расположенный в юго-восточной части
Талышской зоны, - - наиболее сложнопостроенная структура района. Он
выполнен сильнодислоцированпыми породами туфогенно-осадочной
формации верхнего мела — палеоцена и слабодислоцированными поро-
дами вулканогенно-осадочной формации нижнего и среднего эоцена.
Первые образуют туфогенный флиш общей мощностью 800 м, вторые
представляют собой чередование покровов андезитобазальтов и туфо-
брекчий, приуроченных к низам и верхам разреза формации и разоб-
щенных толщей туфопесчаников и алевротуффитами. Суммарная мощ-
ность вулканогенно-осадочной формации эоцена порядка 2000 м.
152
Лерикский синклинорий сложен породами вулканогенно-осадочной
формации верхнего эоцена, но главным образом молассовой песчано-
глинистой толщей майкопской свиты. Эта горная область охватывает
большую часть Талыша, на северо-западе перекрывается наложенным
Ярдымлинским синклинорием, а на юго-востоке срезается Предталыш-
ским краевым разломом. Отложения эоцена представлены разнозернис-
тыми туфопесчаникамп, песчаниками, песчанистыми и сланцеватыми
глинами мощностью 500—600 м с прослоями туфобрекчий, различных
туфов и андезито-базальтовых покровов. Суммарная мощность эоцено-
вых отложений до 2400 м. Породы майкопской свиты (моласса) пред-
ставлены известковистыми глинами, глинистыми сланцами, разнозернис-
тыми песчаниками с конкрециями мергелей, шоколадно-бурыми тонко-
слоистыми глинами с налетами ярознта. Мощность свиты 3000 м.
Буроварскос поднятие сложено породами вулканогенно-осадочной
формации верхнего эоцена, которые на северо-востоке срезаны Предта-
лышским разломом глубокого заложения. Этот разлом является актив-
ным, судя по приуроченности к нему эпицентров землетрясений. Вулка-
ногенный флиш среднего эоцена и песчано-глинистые породы майкоп-
ской серии доминируют здесь и определяют литогенную основу области.
Астраханбазарскому синклинорию соответствует одноименная впа-
дина, расположенная в северо-восточной части Талыша. Она сложена
глинисто-песчаными отложениями среднего и верхнего миоцена, относя-
щимися к молассовой формации. На северо-востоке и востоке отложе-
ния и структуры этой области погребены под более молодыми образова-
ниями, слагающими Ленкоранскую низменность.
Таким образом, в геологическом строении Талышского антиклино-
рия участвуют флишоидпая туфогенно-осадочиая формация верхнего
мела—палеоцена общей мощностью 1200—1400 м, вулканогенно-оса-
дочная формация эоцена мощностью от 800 до 2500 м и более, молассо-
вая формация верхнего олигоцена — миоцена мощностью до 3500 м, в
которую входит и майкопская свита.
В инженерно-геологическом отношении эти породы почти не изуче-
ны, за исключением туфогтесчаников олигоцена, которые используются
как строительный материал. Это слоистые, плотные, трещиноватые,
крупно- и тонкозернистые породы с мощностью отдельных слоев от 1
до 5 м. По данным Азгеолуправления, полученным на Алексеевском,
Лерикском, Ярдымлинском и Машкапском месторождениях, туфопесча-
ники олигоцепа характеризуются следующими физико-механическими
свойствами (по 16 определениям):
2,44
Объемная масса, г/см3....................—----------
2,22—2,66
0.S0
Водопоглощенне, % ..................... ............
0,10-3,91
Сопротивление сжатию 7?сж, 105 Па
495
в сухом СОСТОЯНИИ.................... _
J	305—715
334
в недонасыщенном состоянии...........—————
266—534
373
Морозостойкость, 10s Па..................————-
1	232—611
Верхнеальпийский структурный этаж. В четвертичное время на тер-
ритории района происходило интенсивное эрозионное расчленение гор-
ного рельефа с формированием чехла элювиально-делювиальных накоп-
153
лсний и аллювия горного типа. Отложения этих комплексов в инженер-
но-геологическом отношении не отличаются от одноименных, рассмот-
ренных в других районах. А в связи с довольно слабой изученностью
склоновых и аллювиальных отложений в рассматриваемом районе их
описание дается крайне схематично. Элювиально-делювиальные и делю-
виально-пролювиальные отложения наибольший интерес представляют
в полосе ни.зкогорий и предгорий, где попадают в зону хозяйственного
освоения. Комплекс представлен преимущественно глинистыми порода-
ми с линзами и прослоями щебня и дресвы коренных пород. Наблюдает-
ся довольно четкая пространственная связь отложений комплекса с об-
ластью развития глинистых пород эоцена и майкопской свиты, легко
поддающихся выветриванию. Именно здесь в основании склонов, сло-
женных этими породами, отложения комплекса достигают максимальной
мощности (до 10—30 м).
Глинистые породы отличаются тугопластичпой консистенцией, на-
личием карбонатных стяжений и значительной примесью выветрелой
дресвы коренных пород. Для гранулометрического состава глин харак-
терно преобладание фракции пыли (от 46 до 59%) и стабильное содер-
жание частиц глинистой фракции (32—42%). Для суглинков фракции
пыли и песка содержатся в равном количестве (в пределах 36—39%).
Высокая пористость (44—56%) и сравнительно низкие прочностные-
характеристики (сила сцепления 0,15—-0,20 • I О5 Па и модуль общей де-
формации 40—145) свидетельствуют о необходимости специальной ин-
женерной подготовки участков застройки на этих отложениях.
Ге о.1 ого-генетический комплекс аллювиальных
отложений четвертичного возраста. В пределах горной зоны аллю-
вий представлен маломощными (2—3 м) валунно-галечно-гравийпымн
отложениями, залегающими на высоких цоколях надпоймеппых террас,
развитых в виде узких разрозненных сегментов. В нижнем течении рек,
в полосе предгорий, мощность аллювия возрастает, а нижние террасы
становятся аккумулятивными. Здесь насчитывается до семи террасо-
вых поверхностей. Первая и вторая террасы сложены крупным валун-
ником с гравийно-галечным заполнителем. Местами встречаются валу-
ны диаметром более I м. Однако суммарная мощность аллювиальных
отложений невелика, а морфологические условия долин не способству-
ют их широкому хозяйственному освоению.
Гидрогеологические условия
Горная часть района — зона интенсивного стока подземных вод, мине-
рализация которых менее 1 г/л. Воды гидрокарбонатно-кальциевые,
иногда натриевые. Местами развиты сероводородные метановые мине-
ральные воды, приуроченные к зонам молодых глубинных разломов.
Низменная часть района — Астраханбазарская равнинная об-
ласть— является зоной затрудненного стока с минерализацией воды от
10 до 25 г/л. Воды сульфатно-хлоридно-натриевые, местами кальциевые.
Район характеризуется тремя водоносными горизонтами:
1.	Водоносный горизонт в покровных элювиально-делювиальных
суглинках распространен пе повсеместно, а лпшь па участках значитель-
ного их площадного распространения и имеющих более выровненную
поверхность. Горизонт малодебитный, воды пресные. Уровни зеркала
этого горизонта подвержены резким колебаниям в зависимости от вели-
чины атмосферных осадков. Местами воды обладают углекислотной аг-
рессивностью.
154
2.	Водоносный горизонт аллювиальных отложений распространен в
долинах рек. Это более водообильный горизонт вследствие грубообло-
мочного литологического состава водовмещающих пород. Режим вод
этого горизонта находится в прямой зависимости от режима рек и ко-
личества атмосферных осадков. Воды пресные, безнапорные, залегают
на глубине 0,5—3,0 м.
3.	Трещинные воды приурочены к трещиноватым зонам пород всех
формаций и распространены на всей, особенно горной, территории рай-
она. Водообильность их зависит от глубины и интенсивности расчлене-
ния рельефа, а также от литологии водовмсщающих пород. Наиболее
водообнльны эоценовые отложения, с которыми связан мощный гори-
зонт подземных вод хорошего качества. Дебит источников разный и
•обусловлен отмеченными выше причинами. Глубина залегания подзем-
ных вод различная, но подчиняется геоморфологическому фактору: на
водоразделах и склонах она достигает десятков метров, в то время как
в эрозионных врезах горизонт вскрывается местами в виде серии восхо-
дящих источников. Воды слабомнперализованныс, однако почти все
пробы показывают сульфатную агрессивность. С зонами глубинных тек-
тонических разломов связаны термальные сероводородные и метановые
•источники.
Современные геологические процессы и явления
Из экзодинамических процессов и явлений для всего региона характер-
ны оползни, осыпи, обвалы и камнепады.
Оползни наиболее интенсивно развиты в пределах Ярдымлинской
котловины, где наличие мощного плаща элювиально-делювиальных об-
разований при интенсивной эрозионной расчлененности рельефа создает
благоприятные условия для их образования. Этот район может быть
назван эрозионно-оползневым, так как склоны почти всех речных до-
лин в той или иной степени подвержены оползневым процессам. Значи-
тельная часть оползневых участков приурочена к истокам боковых при-
токов рек и верхним частям их склонов.
Другая область развития оползней связана с выходами майкопских
и эоценовых глин в пределах горной зоны. Она характеризуется наличи-
ем множества мелких оползней и оплывин. Преимущественный тип
оползней — консеквентный с оползанием элювиально-делювиального
чехла по коренным породам.
На крутых склонах, лишенных растительности в зоне среднегорий,
часто встречаются осыпи и камнепады, существенно осложняющие
строительство и эксплуатацию линейных сооружений. В полосе предго-
рий имеет место склоновая эрозия и процессы оврагообразования.
ГЛАВА 8
ШЕЛЬФЫ ЧЕРНОГО, АЗОВСКОГО
И КАСПИЙСКОГО МОРЕЙ
Шельф Черного моря
Шельф Северо-Западного Кавказа между Анапой и Адлером общей
протяженностью до 300 км характеризуется небольшой шириной (в сред-
нем 6 км) и сравнительно большим уклоном (до 0,06). Берег почти
целиком представлен высокими абразионными клифами отрогов флише-
155
вой зоны. Морское дно осложнено древнеэрозионнымн долинами, мор-
скими каньонами рек Шахе и Мзымта, подводными абразионными тер-
расами и валами выпирания субаквальных оползней в районе Сочи.
В пределах Гагрского побережья протяженностью до 60 км между
устьями рек Мзымта и Бзыбь наблюдается очень узкий н крутой абра-
зионный шельф, внешний край которого, ограниченный изобатой 100 м,
проходит всего в 300—700 м от берега. Берег и подводный склон пред-
ставлены абразионными клнфамн меловых известняков Гагрского анти-
клинального хребта.
В районе устья р. Бзыбь аккумулятивный выступ Пицунда выдви-
нут далеко в море на большие глубины, а подводный склон осложнен
каньонами с врезом в коренных породах на глубину несколько десят-
ков метров. В пределах Гудаутской банки между Пицундским заливом'
и р. Гумиста на протяжении 75 км шельф широкий (до 45 км) и пред-
ставлен пологопаклоненпой (уклон 0,001) подводной равниной площадыо
до 2000 км2, внешний край которой ограничен изобатой 150 м. Берег
представлен высокими (до 150 м) клифами миоплиоценовых конгломе-
ратов Мюссерских холмов и небольшими аккумулятивными равнинами
рек Гудао, Белая, Черная и др. Береговая линия на участке Новый
Афон — Сухуми деформирована оползнями с субаквалыюй разгрузкой.
На Сухумском побережье наблюдаются сужение шельфа (до 2,5 км) и
чередование абразионных и стабильных берегов.
В пределах Колхиды шельф аккумулятивный, довольно широкий,
у г. Очамчира до 15 км. Берега в основном аккумулятивные, за исклю-
чением южной части г. Поти, примыкают к обширной заболоченной рав-
нине, от которой они часто отшнурованы береговыми валами голоценово-
го возраста. Шельф Аджарского побережья отличается небольшой ши-
риной (до 2,5 км) и большой крутизной (0,075) и рассечен подводными
ложбинами. В морфогенетических формах морских берегов наблюдает-
ся чередование протяженных абразионных клифов, сложенных вулкано-
генными породами палеогена, и локальных аккумулятивных песчано-га-
лечных пляжей, приуроченных к устьям рек.
Ветро-волновой режим играет исключительно важную роль в
формировании инженерно-геологических условий шельфовой зоны вос-
точной части Черного моря. На долю сильных ветров в Черном морс
приходится 17% годового времени, при этом максимума они достигают
у г. Новороссийска (30—40 м/с) и в прибрежной зоне от Поти до Очам-
чира. Вызванные этими ветрами штормовые волны достигают высоты
7 м при длине более 100 м.
На Кавказском побережье Черного моря по характеру волнового
поля, определяющего генеральные направления вдольбереговых потоков
наносов, выделяются три участка: Новороссийск — устье р. Ингурн,
Колхидское побережье н Аджарское побережье с направлением резуль-
тирующей составляющей волновых процессов соответственно с северо-
запада на юго-восток, фронтально к берегу и с юга на север.
Геологическое строение и инженерно-геологическая
характеристика пород
Инженерно-геологические условия шельфа восточного сектора Черного
моря контролируются геотектоническим развитием в четвертичное вре-
мя обрамляющих структур Южного склона Большого Кавказа, Колхид-
ской межгорной впадины и горно-складчатых структур Малого Кавка-
за, с которыми шельфовая зона связана единым процессом геологиче-
ского развития (Буачидзе, Джанджгава, Хачапуридзе, 1970).
156
На основе структурно-формационного принципа в пределах шельфа
и береговой зоны выделяют три инженерно-геологических района,
(рис. 17).
Рис. 17. Схема инжеперно-геологических условий шельфа и береговой зоны Кав-
казского побережья Черного моря (составил К. И. Джанджгава):
/ — стабильные вдольбереговые потоки наносов; 2—прерванные вдольбереговые
потоки паносов; 3 — подводные каньоны эрозионно-тектонического генезиса; 4 — под-
водные каньоны литодинамического генезиса; 5—абразионные клнфы; 6—изобата
I. Район Южного склона Большого Кавказа приурочен к геолого-
структурному тину шельфа миогсосинклинальных зон и характеризует-
ся наличием крупных структурных блоков с дифференцированными нео-
тектоническими движениями по системам установленных разломов.
В зависимости от направленности исотсктонических движений глыбово-
сводовые структуры Новороссийского синклинория, Гагрская антикли-
наль, Гудаутская банка и другие в период четвертичного времени, мес-
тами включая и голоцен, являются областями смыва с маломощной се-
диментацией на шельфе песчано-галечных и илистых отложений мощ-
157
постно от 0 до 30 кт. В погружающихся храбен-синклиналях Новорос-
сийской и Геленджикской бухт, Адлер-Гантиадской, Пицундской и дру-
гих на шельфе накапливалась мощная толща (до 150 м) ритмично че-
редующихся пссчано-галечных и илистых слоев.
По данным абсолютного возраста, на мысе Пицунда в погружаю-
щихся блоках отмечается интенсивное осадконакопление на шельфе в
голоцене - 80 м за 8500 лет со средней скоростью до 10 мм в год, в
то время как в воздымающемся блоке Гудаутской банки датировки от
10480 до 770 лет при средней мощности голоцена 15 м указывают на
малую среднюю скорость осадконакопления.
Шельф района рассечен многочисленными каньонами' рей Шахе,
Мзымта, Бзыбь, Гумиста, Кодори и других с колебаниями врезов 50—
75 и даже ПО м и более, что объясняется их приуроченностью к раз-
ным регрессивным циклам, в основном к новоэвксинскому времени.
В пределах района по литодинамическому принципу, под которым
понимается ареал распространения и отложения поступающего на
шельф и в береговую зону материала как в виде твердого стока рек, так
и за счет абразии и переформирования берегов, выделяются подрайоны.
1. Подрайоны, питающиеся протяженпыми вдольбереговыми пото-
ками наносов, образованными за счет твердого стока мощных рек (с се-
вера на юг): Шахе, Мзымта, Псоу, Бзыбь, Гумиста, Кодори. Для этих
подрайонов характерны процессы аккумуляции (в зонах устьев с обра-
зованием дельтово-морских мысов), берегов стабильных (в зонах тран-
зита потока наносов) и размыва пляжей (в зонах затухания потока
наносов или волновых теней, вызванных искусственными сооружениями
в береговой зоне).
2. Подрайоны абразионные (Новороссийск — Лазаревское, Гантиа-
ди—Жоэквара, Мюсссра), где защитная полоса пляжа или совсем от-
сутствует, или выражена в виде узкой лепты, созданной из материала
абразии либо локальным питанием в зонах устьев небольших рек.
На участках динамического равновесия галечные грунты распрост-
ранены полосой 50—100 м, слагая пляж и подводный береговой склон
до глубин 3—5 м. Песчаные грунты приурочены в основном к диапазону
глубин 5—25 м. Илистые грунты сменяют пески на глубинах 20—25 м
и развиты но всему шельфу, мощность их уменьшается от 10 до 1 м в
сторону континентального склона (район г. Гагра). В вертикальном
разрезе наблюдается закономерный процесс уплотнения илов с глуби-
ной. Как показала практика строительства подводного трубопровода
в районе г. Гагра, илы средней степени уплотнения залегают на шельфе
под тонким (до 0,5 м) слоем жидкого ила и при модуле усадки /р=
— 150—170 мм (при нагрузках 5 кг/см2) вполне пригодны в качестве
•основания подводных линейных коммуникаций.
II. Район Колхидской впадины в разные фазы четвертичных транс-
грессий являлся шельфовой зоной, и современный шельф создан интен-
сивной аккумуляцией на фоне общего погружения района, продолжаю-
щегося и в настоящее время, по геодезическим данным, со скоростью
6 мм в год (Церетели, 1966) и способствующего общему наступанию
моря на этом участке.
Для шельфа Колхиды характерно развитие процессов аккумуляции
в приустьевых зонах крупных рек — Ингури и Риони, отсутствие одно-
направленных потоков наносов и развитие приустьевых подводных кань-
онов, образованных в результате современных литодинамических про-
цессов. На шельфе и в береговой зоне Колхиды полностью отсутствуют
гравийно-галечные отложения, так как реки Риони, Ингури, Супса вы-
носят в основном песчаную и илистую фракции.
158
III. Район горно-складчатого сооружения Малого Кавказа в пре-
делах Грузинского Причерноморья представлен западным окончанием-
Аджаро-Триалетской складчатой зоны, сложенной вулканогенными по-
родами палеогена. Узкий и крутой шельф образован тектоническими
разрывами, четко фиксируемыми гравитационной ступенью. Локальное
расширение шельфа связано с седиментацией материала, выносимого-
реками.
Береговая зона характеризуется галечным пляжем шириной 30—
80 м, на .подводном склоне четко вырисовываются три зоны: 1) галеч-
ник—гравий до глубины 5 м; 2) песок от 5 до 15 м; 3) илы, развитые
глубже 15 м по всему шельфу. На участках, сложенных клифами из
вулканогенных пород (мысы Килендер, Цихисдзири), пляжевая полоса
и песчано-галечные отложения на подводном склоне почти полностью
смыты абразией, локальная их аккумуляция приурочена лишь к устьям
небольших рек (Сарли, Коронисцкали, Чакви).
Абразия берегов, сложенных коренными породами, и размыв защит-
ной пляжевой полосы широко развиты по всему побережью. Так, из.
300 км береговой линии Северо-Западного Кавказа (от Анапы до Адле-
ра) абразии и систематическому размыву подвержены около 200 км
(85%). Несколько меньше абразируется Грузинское побережье: из
314 км береговой линии размывается 180 км (57%), нарастает 80 км
(25%), стабильны 54 км (18%). Между Туапсе и Анапой естественные
пляжи на большей части побережья отсутствуют, а средняя ширина их
к югу от Туапсе с 1914 по 1968 г. сократилась в 2,5 раза.
Берега Абхазии характеризуются резким чередованием стабиль-
ных, аккумулятивных и размываемых берегов в зависимости от неотек-
тоиического развития шельфа и количества твердого стока, вносимого
вдольбереговыми потоками паносов в береговую зону. Среди абразион-
ных берегов выделяются Гантиади, Гагринский и Мюсеерский участки.
На участках Никитской бухты, Пицунда, Золотой берег .— Гудаута,
городов Сухуми, Очамчира, Доти размыв берегов обусловлен дефицитом,
пляжеобразующих наиосов, возникающим как в результате естествен-
ных причин (ограниченность твердого стока рек, свал на глубину и в
некоторые подводные каньоны), так и вследствие неправильного раз-
мещения сооружений в береговой зоне. На Аджарском побережье на
участках, сложенных клифами из вулканогенных пород среднего эоцена
(мысы Кален дер, Зеленый, Цихисдзири), наблюдается медленная абра-
зия, выраженная в откалывании крупных глыб по системам трещин.
Подводная эрозия и морские подводные каньоны. Подводные мор-
ские долины (каньоны)—типичная морфогенетическая форма кавказ-
ского шельфа Черного моря. Многочисленные гальки, взятые с глубин
до 600 м, указывают на перемещение наиосов по тальвегам отдельных
каньонов, что обусловливает дефицит наносов и размыв берегов на от-
дельных участках. Однако не’.все каньоны отличаются современной ли-
тодинамической активностью и большая их часть в настоящее время за-
консервирована. Установление генетического типа каньона особенно
важно при оценке.устойчивости участков шельфа и береговой зоны.
В восточной части Черного моря выделяют три генетических типа
подводных каньонов:
1)	каньоны тектонического генезиса приурочены к разломам, се-
кущим нижнюю часть шельфа и континентальный склон, и на устойчи-
вость береговой зоны не влияют;
2)	каньоны древнеэрозионного генезиса являются реликтами пред-
голоценовых переуглублений приустьевого взморья, потухшие их верши-
ны находятся на значительных глубинах вне пределов береговой золы
159
.и па ее устойчивость также пе влияют (каньоны близ городов Гагра,
Кобулети, большинство каньонов мыса Пицунда и др.);
3)	каньоны литодмпамического генезиса в настоящее время актив-
ны, врезаны в береговую зону и отрицательно влияют на ее устойчи-
вость (каньон «Акула» на Пицунде, приустьевые каньоны рек Риони,
Чорох и др.).
Между указанными типами подводных каньонов наблюдается про-
странственная взаимосвязь и дальнейшее исследование необходимо на-
править на детальную инженерно-геологическую съемку и режимные
наблюдения за гравитационными и гидрогенными процессами в систе-
мах каньонов.
Шельф Азовского моря
Мелководное Азовское море, принадлежащее к числу плоских окраин-
но-платформенных водоемов, целиком находится в пределах шельфа с
максимальной глубиной 14 м. Здесь рассматривается его часть, рас-
положенная к востоку от Керченского пролива и примыкающая к терри-
тории Северного Кавказа.
Восточное побережье Азовского моря от Темрюка до Азова пред-
ставляет собой низменную степную равнину и только на Таманском
полуострове к берегу подступают невысокие горы. Абразионная часть
берега протягивается на 30 км. С погружением восточного берега связа-
но образование нескольких широких заливов, из которых наиболее вре-
заны Бейсугскин и Ейский. Между Темрюком и Приморско-Ахтарском
к берегу примыкает широкая полоса (до 15—30 км) плавней рек Куба-
ни и Протоки.
Как показало повторное нивелирование, восточное побережье Азов-
ского моря между Ачуевым и Ейском, Азовом и Ростовом в настоящее
время испытывает медленные поднятия со скоростью 2 мм в год. Эти
поднятия частично компенсируются эвстатическнм поднятием уровня
моря. На берега Азовского моря особенно влияют сгонно-нагонные то-
чения, способные повышать уровень воды до 1,5 м против нормального.
Геологическое строение и ииженерио-геологнческая
характеристика пород
Основные тектонические элементы Азовского моря (с севера на юг):
1) южный склон Украинского кристаллического щита; 2) эпигсрципская
платформа; 3) Западпо-Кубапский прогиб; 4) Керченско-Таманская зо-
ла диапировых складок.
В пределах побережья и морской акватории широко распростране-
ны морские и прибрежно-морскне отложения мэотического, понтическо-
го, куяльницкого ярусов неогеновой системы, перекрываемые морскими
осадками четвертичных трансгрессий (древне- и новоэвксинскими), сви-
детельствующими о пульсационном, по почти непрерывном морском ре-
жиме осадконакопления в это время. В голоцене установились совре-
менные контуры Азовского моря, формировались берега и подводный
рельеф, речные поймы и крупные дельты.
Современное осадконакопление протекает в акватории Азовского
моря довольно интенсивно. Ежегодно накапливается до 1,3 м осадков.
Илами занята основная площадь акватории. Узкая краевая часть моря
сложена песчано-алевритовыми осадками, далее в сторону моря идет
полоса алевритовых илов, быстро сменяющихся чистыми илами. В со-
ставе илов 99% приходится па глинистые минералы, представленные
в основном гидрослюдами и монтмориллонитом.
160
Данные по инженерно-геологическим свойствам отложений шельфо-
вой зоны Азовского моря весьма ограниченны. Наиболее детально мор-
ские донные образования изучены в северной части Керченского проли-
ва. По данным Гидропроекта, проводившего в 1973 г. изыскания под
Керченский гидроузел, здесь выделяются следующие отложения.
А. Древнеэвксинские отложения, залегающие непосредственно на
породах сарматского яруса, представлены плотными тугопластичиыми
глинами синевато- и зеленовато-серого цвета с редкими раковинами,
галькой и гравием. Влажность глин 27%, объемная масса 1,96 г/см3,
плотность 2,72 г/см3, коэффициент пористости 0,76, число пластичности
22. Расчетные показатели сопротивления сдвигу: tg<p=0,15; С=0,30Х
ХЮ6 Па.
Б. Карангатские глины зеленовато- и голубовато-серого цвета, мяг-
копластичной консистенции, имеют среднюю влажность 39%, объемную
массу 1,84 г/см3, плотность 2,72 г/см3, коэффициент сопротивления сдви-
гу: tg<p=0,12; С=0,20-105 Па.
В. Новоэвксинские отложения представлены серовато-зелеными
мягкопластичными глинами, содержащими раковины пресноводных и
морских моллюсков (до 10%). Влажность глин порядка 40%, объемная
масса 1,74 г/см3, плотность 2,72 г/см3, коэффициент пористости 1,19,
число пластичности 27. Расчетные показатели сопротивления сдвигу:
tgq>=0,13; С=0,20-106 Па.
Г. Древнечерноморские сильной л оватые глины характеризуются те-
кучепластичной консистенцией. Естественная влажность их 43%, объем-
ная масса 1,75 г/см3, плотность 2,72 г/см3, коэффициент пористости 1,23,
число пластичности 32. Расчетные показатели сопротивления сдвигу:
tgq>=0,07, С=0,15-105 Па.
Д. Новочерноморские отложения в восточной части пролива и на
косе Чушка представлены иловатыми песками с ракушей и ракушеч-
ным детритом, с прослоями и линзами илов. Пенетрацией установлено,
что наиболее плотное сложение пески имеют у Кавказского берега. Мно-
го линз и прослоев ила мощностью до 2 м отмечено в центре пролива;
к Кавказскому берегу количество их уменьшается. Илы характеризуются
показателем зондирования N<C1 уд. дм; консистенция их текучая, ес-
тественная влажность 93%, объемная масса 1,44 г/см3, плотность
2,62 г/см3, коэффициент пористости 2,42, число пластичности 25. Рас-
четные показатели сопротивления сдвигу: tg<p=0,03; С=0,05-105 Па.
Современные геологические процессы
и явления
Для Азовского моря характерна большая скорость разрушения берегов,
особенно восточного. Размыв его резко меняется во времени и простран-
стве. С абразионного участка Приморско-Ахтарск—Ейск протяженно-
стью 93 км ежегодно поступает в море и не участвует в процессах пля-
жеобразования около 2 млн. -м3 суглинистого материала. Сильному раз-
мыву подвергаются также аккумулятивные берега Темрюкского за-
лива.
На восточном побережье, в частности на Ейском полуострове и се-
веро-восточнее его (пос. Шабельск, с. Чумбур-коса), у Темрюка, отме-
чаются оползневые явления. Распространение оползней па побережье
Азовского моря тесно связано с геологическим строением береговых
склонов. Оползни возникают на участках, где в основании берегового
склона выше уровня моря лежат породы, являющиеся водоупором по
отношению к залегающим над ними породам (скифские глины, лиман-
161
ные суглинки и др.). Там, где береговой обрыв сложен лессовидными су-
глинками, разрушение берега происходит только вследствие обвалов.
Главная причина активизации старых и возникновения новых ополз-
ней — абразия.
Шельф Каспийского моря
Каспийское озеро-море представляет собой внутриматериковый водный
бассейн, обладающий всеми чертами моря. Шельф Каспийского моря
ограничен в среднем глубинами около 100 м и протягивается вдоль за-
падного побережья полосой 40—45 км.
Строительство многочисленных морских гидротехнических соору-
жений в связи с добычей нефти на акваториях Бакинского и Апшерон-
ского архипелагов обусловило лучшую изученность шельфа Азербай-
джана по сравнению с морской полосой Дагестана.
Характер рельефа дна Каспия находится в тесной зависимости от
тектоники, литологии слагающих пород и геоморфологических особен-
ностей примыкающих участков суши. Ложе Северного Каспия (до впа-
дения р. Терек) представляет собой нижнюю, постепенно углубляющую-
ся к югу ступень Прикаспийской депрессии. Глубина акватории не бо-
лее 20 м, вдоль берега протягивается полоса мелководья (до 5 м глуби-
ной) шириной 50 км.
Иные структурно-тектонические условия к югу от р. Терек. Здесь
Прикаспийская депрессия сменяется горными хребтами Большого Кав-
каза, которые подходят близко к морю; шельфовая зона довольно уз-
кая, резко обрывающаяся во впадину Среднего Каспия.
В пределах мелководья Приапшеронского района отмечаются мно-
гочисленные выходы коренных пород, образующих подводные гряды,,
острова, скалистые банки отн. выс. до 35 м. Подводный склон Бакин-
ского архипелага резко пересечен ввиду многочисленных выходов ко-
ренных пород и грязевых вулканов. В результате извержения грязевых
вулканов часто образуются небольшие острова, которые в дальнейшем
размываются морем. Подводный склон Нижнекуринского района харак-
терен для погруженных синклинальных впадин. Здесь развиты преиму-
щественно аккумулятивные формы рельефа, образованные за счет рас-
пределения па шельфе выносов твердого стока р. Куры, который до
строительства Мингечаурского водохранилища составлял 37 млн. т в
год, а в настоящее время сократился до 16—24 млн. т.
Геологическое строение и инженерно-геологическая
характеристика пород
Рассматриваемая шельфовая зона, относящаяся к Среднему и Южно-
му Каспию, располагается частью в пределах эпигсрцинской платфор-
мы, частью в пределах альпийской геосинклинальной области и имеет
сложное строение.
На материале, отобранном из морской скважины глубиной 220 м>
было исследовано изменение состояния и свойств ново- и древнекас-
пийских глинистых отложений шельфа Южного Каспия. Весь процесс
изменения распадается на две стадии. На первой стадии находятся от-
ложения, залегающие на глубинах от поверхности дна до 10 м. Относи-
тельная влажность их (W/Wt) больше или равна единице, естественная
влажность уменьшается книзу от 50 до 28%, объемная масса 1,78—
2,00 г/см3, консистенция в нарушенном состоянии от текучей до скры-
тотекучей, прочность незначительная. На этой стадии возникают и уп-
рочняются структурные связи. У глин, залегающих глубже 10 м, относи-
162
Таблица 34
Основные показатели физико-механических свойств четвертичных Дойных грунтов ПриапШеронСкой акватории — Шахова коса
(по Ф. С. Алиеву, А. А. Гусейновой, С. А. Мустафаеву, 1972)
Глубина взятия об- разца, м 		Естественная влаж- ность, %	Объемная масса, г/см’		Плотность, 1/см’	Пористость, %	Коэффициент		Пластичность			Показатель				Полная влагоемкостъ	Степень сжатия
		влажного грунта	абсолютно су- хого грунта			пористости	водонасыщен- ПОСТИ	1 верхним гре- дсл	1 нижний пре- дел	число плас- тичности	уплотненно- сти	консистенции	гидрофиль- ности	коллоидной активности		
0—2	80,42	1,44	0,80	2,67	70,04	2,34	/ 1,00	30,2	15,4	14,8	—3,88	4.3	0,90	0,44	87,7	—85,6
2—4	77,59	1,59	0,90	2,65	86,10	1,95	1,00	82,4	16,9	15,5	—2,65	3,9	1,19	0,65	73,6	—58,7
4-6	78,36	1,55	0,87	2,70	67,80	2,10	1,00	41,0	23,3	17,7	—2,07	3,1	0,81	0,36	77,8	—48,4
7—13	90,31	1,51	0,79	2,70	70,80	2,42	1,00	40,2	21,6	18,6	—2,75	3,2	0,93	0,43	89,7	—64,5
13- 15	63,57	1,66	1,02	2,69	62,10	1,64	1,00	36,8	19,4	17,4	—1,39	2,5	0,89	0,42	61,0	—32,7
15—18	70,48	1,63	0,96	2,72	64,70	1,83	1,00	38,2	19,9	18,3	—1,59	2,8	0,44	0,44	67,3	—38,8
21—25	48.49	1,71	1,45	2,70	57,40	1,35	0,96	46,3	28,6	17,7	—0,21	1,1	0,70	0,26	50,0	—1,45
28—30	40,48	1,79	1,27	2,72	53,30	1,14	0,95	43,3	26,8	16,6	0,01	0,8	0,68	0,26	42,0	1,47
тельная влажность меньше единицы, естественная влажность от 34 до
19%, пористость 48—34%, объемная масса 1,90—2,15 г/см3, консис-
тенция пластичная, структурные связи усиливаются.
В юго-восточной части Апшсронского архипелага придонная часть
морского продолжения Шаховой косы до глубины 13 м сложена свс-
жеотложенными илами. Содержание глинистой фракции в них с глу-
биной возрастает (табл. 34); она представлена гидрослюдистыми гли-
нистыми минералами. Данные таблицы приводят к выводу, что придон-
ная часть бассейна до глубины 13 м в районе Шаховой косц сложена
свежеотложеппыми илами, отражающими первый этан диагенеза. Эти
илы отличаются ясно текучей консистенцией, сильным переувлажнени-
ем и отрицательными величинами коэффициента уплотненности. Стадия
катагенеза морских илов ориентировочно начинается с 19—20 м, что
устанавливается по возрастанию глинистой фракции, уменьшению по-
казателя консистенции и увеличению показателя уплотненности. Изме-
нение свойств глинистых пород приапшеропской акватории Каспия с
глубиной в процессе их литификации приводит к упрочнению их струк-
турно-механических связей, в результате чего породы приобретают
свойства твердого тела.
В зоне авандельты р. Куры, в районе банки Макарова, наблюдает-
ся увеличение мощности современных донных осадков до 60 м. Среди
них преобладают карбонатные осадки различного генезиса, что обус-
ловлено господством аридного климата в Южном Каспии. В новокас-
пийских слоях выделены пески с ракушей, глинистые алевриты, слабо-
известковые и известковые глинисто-алевритовые и глинистые илы. Гра-
ница песков с ракушей и алевритов с илами в Южном Каспии прохо-
дит по изобате 35 м.
Современные геологические процессы н явления
На формирование инженерно-геологических условий района существен-
но влияет абразия. Процессы абразии наиболее выражены на участках,
сложенных слабо сцементированными породами. В настоящее время про-
цессы переформирования подводного склона и выравнивания берега на-
ходятся в наиболее активной фазе. Следует ожидать дальнейшего зна-
чительного развития абразионных процессов, в первую очередь на под-
водном склоне, в зоне между современным урезом и глубинами, равны-
ми 1,5—2,0 высотам штормовых волн.
Выделяется ряд абразионных участков на Бакинском побе-
режье Каспия, в частности мыс Султан, где прослеживаются
абразионные уступы в апшеронских известняках, с нагромождением
глыб у подножия уступов. Здесь же отмечаются древние и современные
оползни, связанные с абразионной деятельностью моря. Постройка в
районе мыса дамбы способствовала аккумуляции местного потока на-
носов с востока—юго-востока на запад—северо-запад и тем самым ос-
лаблению абразии в южной части и активизации в северной части мыса
Султан. Локальные проявления абразии наблюдаются на искусственно
превращенных в сушу нефтепромысловых участках бухты Ильича, из-
менивших гидрологический режим моря. Значительная часть Бакинской
бухты характеризуется аккумулятивными берегами. Преобладание ак-
кумуляции над абразией на Каспийском побережье Кавказа связано с
понижением уровня моря в современную эпоху.
РАЗДЕЛ III
ОПЫТ СТРОИТЕЛЬСТВА
И ИЗМЕНЕНИЕ ПРИРОДНЫХ УСЛОВИЙ
ПОД ВЛИЯНИЕМ ДЕЯТЕЛЬНОСТИ
ЧЕЛОВЕКА
Памятники культуры, сохранившиеся до наших дней, свидетельствуют
о высоком развитии строительного искусства на территории Кавказа с:
древних времен. В конце XVII в. в крупных городах создаются новые
типы каменных конструкций, получает развитие строительство на свай-
ных основаниях на слабых,-преимуществеппо лессовых грунтах, начи-
нается использование кирпича как строительного материала. Развитие
торгово-экономических связей с Европой и Азией стимулировало соору-
жение мощеных дорог, общественных зданий. В начале XIX в. после
присоединения территории Кавказа к России развивается городское
строительство. С развитием капитализма в России оживилось строи-
тельство и на Кавказе, в первую очередь железных дорог, горнорудных
предприятий, крупных городских зданий (в Тбилиси и Баку). Строи-
тельство железнодорожных линий Баку—Батуми, Сухуми—Ахали-Се-
наки сопровождалось геологическими работами с целью выбора наи-
более устойчивых участков трасс. Примером удачной оценки геологиче-
ской среды является построенный в конце XIX в. железнодорожный тон-
нель протяженностью 4 км под Сурамским хребтом.
После установления Советской власти в республиках Закавказья
и на Северном Кавказе начался новый этап строительства. Следует от-
метить создание крупнейшего Бакинского нефтепромыслового комплек-
са, Чиатурского, Зангезурского, Садонского, Ткибульского и Ткварчель-'
ского горнорудных предприятий, энергетическое освоение горных рек
Кавказа.
За последние годы в экономике республик Закавказья, краев и об-
ластей Северного Кавказа произошли большие сдвиги. На Кавказе соз-
дана мощная, высокоразвитая промышленность, накоплен многолетний
опыт гидротехнического, промышленно-гражданского, мелиоративно-
ирригационного, дорожного, подземного и других видов строительства,
значительные масштабы которых определили разработку и совершен-
ствование комплекса методов инженерно-геологических исследований^
для различных видов строительства, применительно к сложным геоло-
гическим и геоморфологическим условиям Кавказа.
16&
ГЛАВА 9
ГИДРОЭНЕРГЕТИЧЕСКОЕ СТРОИТЕЛЬСТВО
На Кавказе имеются благоприятные условия для широкого использо-
вания ресурсов горных рек, обладающих значительным гидроэнергети-
ческим потенциалом. Подсчитано, что среднегодовая мощность горных
рек Кавказа превышает 500 млн. кВт, что соответствует более 450 млрд.
кВт энергии. Горные реки характеризуются непостоянством стбка, по-
этому для их эффективного энергетического использования необходимо
зарегулирование стока. В условиях Грузии это достигается возведени-
ем высоких плотин. На Кавказе за последние сорок лет построено или
находится в стадии строительства более 50 плотин для гидроэлектро-
станций, построен ряд мелких водозаборов упрощенного типа для сель-
ских ГЭС, а также плотин ирригационных систем. Основные гидротех-
нические комплексы, размещенные в пределах горно-складчатых зон
Большого и Малого Кавказа, приурочены к карбонатной, вулканогенной
и эффузивно-осадочной формациям, а в пределах межгорных и предгор-
ных депрессий — к молодым молассовым формациям.
Гидротехнические сооружения в карбонатных
формациях
Опыт прошлых лет показал, что переоценка отрицательной роли кар-
стовых процессов приводила к необоснованному отказу от сооружения
плотин и создания водохранилищ в благоприятных морфологических и
гидрологических условиях и вызвала задержку использования богатого
гидроэнергетического потенциала предгорий Большого Кавказа.
Сооружение взаимосвязанных Шаорского и Ткибульского
гидроузлов, расположенных в сложных условиях высокогорных
карстовых массивов с общим перепадом высот более 1 км, и опыт мно-
голетней их эксплуатации подтвердили возможность строительства
гидротехнических сооружений в карстовых районах Грузии. Благодаря
правильной оценке инженерно-геологических условий, прогнозированию
степени активизации карста на основе детального структурно-литологи-
ческого анализа и изучения режима взаимосвязи поверхностных и под-
земных карстовых вод удалось показать, что даже в областях с актив-
ным проявлением карста можно выбрать благоприятные участки и при-
нимать конструктивные меры против влияния этого геологического про-
цесса на устойчивость сооружений и водоудерживающую способность
горных водохранилищ.
Значительный опыт инженерно-геологических изысканий был накоп-
лен при проектировании и строительстве первой в Советском Союзе
арочной плотины Ладжанурской ГЭС. Участок расположения
арочной плотины представляет собой типичное горное ущелье, проре-
занное в меловых и палеогеновых известняках. Строительная высота
плотины 69 м, толщина арки у основания 7,6 м, у гребня — 2,5 м. Про-
филь узкого каньона с шириной на высоте гребня плотины 100 м и по
урезу реки—14 м осложнял инженерно-геологическую съемку участ-
ка, проводимую в целях детального изучения трещинной тектоники и
определения фильтрационной способности пород у основания плотины.
Опыт изысканий на участке строительства показал важность учета ли-
тологических особенностей пород. Па базе составленной пластовой кар-
ты крупного масштаба были выбраны в качестве основания некарстую-
166
щиеся верхнемеловые известняки, а для расположения створа — наи-
более монолитные массивные известняки пачки V, обладающие боль-
шим запасом прочности (рис. 18). На участке выбранного створа пло-
тины детально изучались генетические типы трещин; особое внимание
уделялось трещинам бортового отпора.
Рис. 18. Геологическая карта участка арочной плотипы Ладжаиурской ГЭС
(по П. В. Куницыну, 1964):
1 — аллювиальные галечники с валунами; 2 палеогеновые известняки; 3 — се-
ноя-туронские известняки; 4 — номера пачек известняков и границы между ними
Изыскания для обоснования проекта арочной плотины потребовали
постановки натурных исследований прочностных и деформационных
свойств пород путем рационального сочетания методов статических на-
грузок с сейсмическими и ультразвуковыми методами.
При инженерно-геологическом исследовании трасс деривационных
тоннелей и здания подземной ГЭС на участках со сложным тектониче-
ским строением была выявлена необходимость сочетания методов круп-
номасштабной инженерно-геологической съемки, разведочных шахт,
штолен, глубоких скважин с геофизическими методами: сейсморазвед-
кой и электроразведкой (Куницын, 1964). Осложнения при строитель-
стве были вызваны в основном горным давлением в глинах миоцена
в безнапорном деривационном тоннеле, где обделка в зонах высокого
горного давления была деформирована, местами со сплошной поломкой
тюбингов. Исследования ГрузНИИЭГС показали, что с течением вре-
мени горное давление разгружалось и деформации в тоннелях были
ликвидированы перекладкой колец. Это обстоятельство не могло ока-
зать влияния на высокий уровень инженерно-геологических изысканий,
167
обеспечивших устойчивость арочной плотины, напорного деривационно-
го тоннеля и подземной ГЭС в процессе строительства и эксплуатации.
Ладжанурская плотина послужила прообразом Ингурской, Чиркей-
ской и других высотных арочных плотин, сооружаемых также на кар-
бонатных породах в условиях сложного высокогорного рельефа и на-
пряженной тектоники.
Гидроэнергетический комплекс на р. Ингурн, включающий четыре
ступени высоконапорных гидроэлектростанций, находится в стадии
От
I с |/о I W I” I-------------h -	|*-*4«*
Рас. 19. Схема зоп выветривапия и разгрузки в известняках в створе арочной пло-
тины ИнгуриГЭС (по С Б Кереселидзе и А. К. Мастицкому, 1972):
1—валунно-галечные отложения поймы и надпойменной террасы; 2 — известняки
глауконитовые, кремнистые, грубослоистые; 3— известняки и доломиты светло-серые,
среднеслоистые; 4 — известняки и доломиты битуминозные, средне-грубослоистые; 5 —
известняки пятнистые, массивные; 6— зона интенсивного и слабого выветривания (не-
расчяененная), 7—зона интенсивной разгрузки, 8—зона слабой разгрузки; 9— зона
интенсивной и слабой разгрузки (нерасчлененпая); 10— практически неизмененные
породы; // — взбросо-сдвнг шириной до 10 м; 12 — крупные тектонические тре-
щины шириной 0,1—1,0 м; 13— границы между зонами выветривания и интенсивной
разгрузки (а), границы между подзонами интенсивной и слабой разгрузки (б), гра-
ницы между подзонами слабой разгрузки и зоной практически неизмененных пород (а);
14— границы между пачками, 15— шгольпи и шахты; 16—проектная линия врезки
котлована
строительства. Накоплен большой опыт инженерно-геологических и
изыскательских работ, позволяющих всесторонне оценить геологические
условия строительства по основным узлам этого комплекса.
Район сооружения арочной плотины высотой 270 м характеризует-
ся исключительно сложной тектоникой. Проектирование и строительство
арочной плотины в таких условиях поставили новые задачи по изуче-
нию тектонических структур, этапов и последовательности их развития,
вторичных, наложенных тектонических процессов, трещинной тектони-
ки скального массива, а также сейсмичности как одного из основных
факторов, определяющих особенности конструкции и выбор параметров
для расчета устойчивости сооружений при сейсмических колебаниях.
168
Из проведенного* комплекса инженерно-геологических работ преж-
де всего следует отметить исследования карста, тектонических структур
и неотектоники. На первом этапе инженерно-геологических исследова-
ний была дана характеристика степени карстуемости выделенных раз-
новидностей пород. Наиболее детально изучены свойства карбонатных
пород барремского и аптского ярусов, слагающих участок створа ароч-
ной плотины ИнгуриГЭС, где В. Ш. Чумбуридзе (1963), А. К. Мастнц-
кий и С. Б. Кереселидзе (1972) выделяют шесть пачек (рис. 19; табл. 35).
Таблица 35
Основные показатели физико-механических свойств нижнемеловых пород
в створе арочной плотины Ингури ГЭС
№ пачек	Литология пород и возраст	Плот- ность, г/см’	Объем- ная масса, г/см’	Предел проч ности на сжатие П , 10* Па				Коэффициент рммягче- НИЯ
				н сухом состоянии		в водонасыщенном состоянии		
				пределы	сред- нее значе- ние	пределы	сред- нее значе- ние	
— и	Известняки слабомергелистые, плотные, тонко- н средне- слоистыс. Апт	2,75	2,64	789—1668	1170	973—1384	—	—
III	Известняки глауконитовые, тонкослоистые (горизонт	2,70	2,66	451—1637	927	375—1126	731	0,79
	Ша) Известняки с кремнистыми стяжениями, толстослоис- тые (горизонты 1116 н III в). Баррсм Известняки крупнозернистые, плотные, средне- и толсто- слоистые. Барром Доломиты слабокавернозные, средне- и толстослоистыс. Баррем Известняки плотные, слабо- битуминозные, средне- и грубослоистые. Баррем Доломиты слабокавернозные, толстослоистые и массив- ные. Баррем	2,75	2,67	40о—1834	1034	375—1384	822	0,80
IV			2,67 2,65— 2,68	704—1817 510—1782	1240 1079	575—1958 485—1687	1180 955	0,95 0,88
V			2,68 2,69	826—1927 555-1959	1333 1028	632—1767 495—1716	1232 1008	0,93 0,98
VI	Известняки доломнтизнроваи- ныс, слабобитуминозные, плотные, средне- и грубо- слоистые. Баррем		2,69	573—1877	1021	588—1352	791	0,78
Экспериментальным изучением роли атмосферных осадков в раз-
витии карстового процесса доказано, что в зависимости от минералоги-
ческого состава карбонатных пород их растворение происходит по-раз-
ному: наименьшей растворимостью характеризуются те разности, в ко-
торых содержание доломита нс превышает 10% от веса породы. При
равном содержании кальцита и доломита породы проявляют сравни-
тельно легкорастворимые свойства (Габечава, 1972).
Изучение степени закарстованности и вторичных экзогенных изме-
нений карбонатных пород на участках примыкания плотины к бортам
169
ущелья определило корректировку проектных решений по сооружению
арочной плотины. Ослабленная зона в породах четвертой пачки, пред-
ставленная доломитовой мукой и выщелоченными, сильнотрещиноваты-
ми и кальцитизировапными доломитами, обусловила для избежания
возможных деформаций снижение арочной плотины на 25 м (вместо за-
проектированной 300-метровой).
Большое внимание было уделено изучению тектонических структур
и связанной с ними трещиноватости как факторов инженерно-геологи-
ческой оценки основания гидротехнических сооружений, в значительной
степени определяющих развитие неблагоприятных инженерно-геологи-
ческих явлений в зоне влияния сооружений, а также направленность ин-
женерных мероприятий по обеспечению их устойчивости. На основе де-
тального геоморфологического изучения долины р. Ингури, установле-
ния возраста и генезиса рельефа и признаков новейших движений были
определены последовательность и механизм развития новейших текто-
нических структур.
Особое внимание было уделено детальному тектоническому изуче-
нию участка створа арочной плотины. Крупным разрывным нарушени-
ем здесь является Ингиришский взбросо-сдвиг с амплитудой G00 м, рас-
положенный в 0,5—1,5 км западнее плотипы, ориентированный меридио-
нально и имеющий крутое (60—70е) восточное падение. Зона взброса
зафиксирована и в деривационном тоннеле. Это тектоническое наруше-
ние сопровождается оперяющими его разрывными нарушениями, одно
из которых пересекает участок плотины.
На данном участке породы характеризуются повышенной трещино-
ватостью, связанной в основном как с Ингиришским взбросо-сдвигом
и оперяющими его мелкими разрывами, так и с краевым надвигом меж-
ду юрой и мелом. Выделяются шесть систем трещин, из которых наи-
более распространены трещины, согласные с напластованием. Раскрытие
трещин: менее 1 см — 55%, 1—5 см—35%, 5—10 см — 6%; и более
10 ем — 4%.
По упругим свойствам в массиве створа арочной плотины Иигури-
ГЭС выделяют ряд зон. Зона с самыми низкими значениями модуля
деформации (£=20 000- 40 000-105 Па при коэффициенте трещинной
пустотности (КТП) 6—8%) выделяется в приповерхностной полосе скло-
нов'й коренного дна долины и соответствует зоне выветривания и верх-,
ней части зоны сильного разуплотнения. Ниже следует зона с Е=
=40000—70 000« 105 Па и КТП 3—6%. Еще пиже располагается зона
слабло разуплотнения с £=70000—130000-105 Па и КТП 1—3% па
правом склоне и £=130 000—160000-105 Па при КТП 1% —на левом
склоне, соответствующая зоне неизмененных пород.
Расчетные показатели сопротивления сдвигу трещиноватой скалы
по материалам опытов, выполненных Гидропроектом, приняты: для
верхних двух зон tgq>=0,8 и С=2,0105 Па, для зоны слабого разуп-
лотнения tg<p=0,9 и С=4-105 Па. Водопроницаемость пород основания
согласно средним статистическим значениям удельного водопоглощения
с глубиной постепенно уменьшается, причем наиболее четко это умень-
шение намечается с глубины 50—70 м и совпадает с началом зоны сла-
бого разуплотнения.
Зональность массива пород основания арочной плотины ИнгуриГЭС
по степени и характеру трещиноватости, а следовательно, по деформи-
руемости, показателям сопротивления сдвигу и водопроницаемости мо-
жет рассматриваться как типичная для пород карбонатной формации
на участках пересечения их речными ущельями. Естественные же мест-
ные отклонения от данной типовой схемы будут определяться конкрет-
но
ной геоструктурной обстановкой. Указанные закономерности напряжен*
ного состояния трещиноватых известняков хорошо коррелируются с на-
турными и модельными данными Г. С. Золотарева и Т. Ю. Пиотровской
(1973) по приморскому массиву известняков Гагрской антиклинали» где
устанавливается некоторое смещение и уменьшение размеров зоны ска?
лывающих напряжений в основании склона.
Особое значение для определения условий устойчивости бетонной
арочной плотины и других сооружений ИнгуриГЭС приобретают фак-
ты некоторой консолидации структурных блоков при значительном уси-
лении темпа поднятий в верхнечетвертнчный и голоценовый этапы раз-
вития, о чем свидетельствуют постоянные высоты низких террас р. Ин-
гури.
Детальное структурно-тектоническое изучение массива, анализ
сейсмичности, учет признаков новейших тектонических движений, обус-
ловили необходимость корректировки сейсмической балльности соору-
жений н района строительства в целом. Расчетная балльность соору-
жения была увеличена на единицу — до 9 баллов.
Изучались и реологические свойства известняков основания пло-
тины. Установлено, что абсолютные величины деформации ползучести
малы. При давлениях 80—100 кг/см2 они равны 2—5 мкм и составляют
3—5% от условно-мгновенной деформации. Они не будут оказывать
влияние на общую деформацию плотины. Однако, учитывая природную
трещиноватость массива, вероятно, что этот фактор может оказать за-
метное влияние на показатель деформации ползучести (Чохонелйдзе,
1972).
Опыт проектирования и начальный этап строительства ИнгуриГЭС
показывают, что карбонатные отложения могут служить надежной сре-
дой для строительства крупных гидротехнических сооружений, в част-
ности арочной плотины и напорных деривационных тоннелей большого
Сечения. Была доказана принципиальная возможность н целесообраз-
ность создания цощных цементационных завес, увеличения прочности
и монолитности трещиноватой среды путем заполнения крупных тек-
тонических трещин, трещиноватых зон и карстовых пустот в извест-
няках.
Примером использования известняковой скальной среды для строи-
тельства-высотной плотины служит арочная плотина на р. Сул а ^(Да-
гестанская АССР), входящая в комплекс сооружений Чиркейской
ГЭС. Сулак, протекая в области передовых хребтов северного Дагес-
тана, в районе сооружения плотины прорезает куполообразное антикли-
нальное поднятие, образуя узкое ущелье с почти вертикальными скло-
нами. Район сооружений Чирксйского гидроузла и-прилегающие к не-
му участки сложены юрскнми, меловыми и третичными породами. В пре-
делах Чиркейского участка по топографическим и инженерно-геологи-
ческим условиям нанлучшнм для размещения гидроузла является мес-
то наибольшего сужения долины — узкое горное ущелье.
В состав строящегося гидроузла входят арочная плотина высотой
235 м, длиной по гребню 390 м, подземная гидроэлектростанция, распо-
лагающаяся на глубине 240 м, тоннели и низконапорная земляная
дамба.
При инженерно-геологических изысканиях, предшествующих нача-
лу строительства, подробно были изучены литологический и веществен-
ный состав всего комплекса верхнемеловых пород. Выделенные девять
горизонтов известняков и мергелей детально охарактеризованы. Во всех
горизонтах отмечено наиболее широкое распространение скрытокрнстал-
лических и микрозернистых, глинистых, а также чистых плитчатых нз-
171
вестняков с прослоями мергелей и известковых глин (Ломтадзе, Мило-
славский, Михайлович, 1970).
Многолетними инженерно-геологическими изысканиями в долине
Сулака карстопроявлсний установлено не было. Отсутствие активного
карстопроявлепия можно объяснить преобладанием в разрезах некар-
стующихся глинистых известняков и наличием глинисто-мергелистых
прослоев в толше чистых известняков, большой крутизной склонов до-
лины Сулака, обусловливающих сток атмосферных осадков и сухость
климата. Однако детальной структурно-геологической съемкой и горно-
проходческими работами, выполненными Ленгидропросктом в 1966—.
1968 гг., были выявлены карстовые формы в известняках верхнего мела,
слагающих борта ущелья. В Миатлинском ущелье, находящемся в 15 км
ниже строящейся Чиркейской ГЭС, на месте запроектированного гидро-
узла Миатлинской ГЭС изыскатели столкнулись с не проявленными на
поверхности карстовыми формами, приуроченными к зонам тектониче-
ских нарушений (Румянцева, Милославский, 1970; Лыкошип, 1963,
1968).
Карстовые проявления в толще слабокарстующихся пород участка
Мматлинского ущелья есть результат взаимодействия многих факторов:
геологического строения, повышенной трещиноватости известняков, на-
личия крупной и глубокой тектонической трещины и специфических
гидрогеологических условий. Эти обстоятельства резко снизили инже-
нерно-геологическую оценку участка, и при проектировании Миатлип-
ской ГЭС пришлось от него отказаться, а плотину расположить выше
на 1 км, в пределах развития нижнемеловых отложений (Румянцева,
Милославский, 1970). Этот пример показывает, что даже такой четко
выраженный в природе процесс, как карст, в отдельных случаях может
быть обнаружен только в результате летальных исследований и его от-
сутствие на поверхности не является признаком незакарстованности
массива карбонатных пород.
Известняки района сооружения Чиркейской и Миатлинской ГЭС
-были всесторонне изучены с точки зрения оценки их строительных
свойств. Деформируемость и прочность изучались в штольнях, в естест-
венном залегании пород. Сопротивление сдвигу определялось с помощью
бетонных штампов. Анализ полученных величин модулей деформации
пород основания плотины Чиркейской ГЭС показывает, что породы
проявляют различную степень податливости в зависимости от различ-
ной степени трещиноватости. Выделены три типа пород: 1) породы по-
вышенной трещиноватости и тонкого переслаивания известняков с гли-
нистыми и мергелистыми прослоями; 2) породы с сомкнутыми трещи-
нами или с трещинами, полностью заполненными аргиллитоподобной
глиной; 3) слаботрещиноватые породы. В табл. 36 показана роль тре-
щиноватости в сопротивлении известняков воздействию вертикальных
-нагрузок.
Исследования физико-механических свойств верхнемеловых отло-
жений района Чиркейской и Миатлинской ГЭС показали, что эти поро-
ды отличаются высокой прочностью и малой деформируемостью. Обра-
зовавшиеся в одинаковых условиях известняки обоих участков характе-
ризуются сходными свойствами при их испытании в равных условиях.
Особенности строения толщи, заключающиеся в переслаивании извест-
няков разной степени глинистости с мергелями и прослойками глины,
обусловливают некоторые различия в показателях свойств породы, при-
надлежащих одним и тем же горизонтам разных участков. Породы Чир-
кейского и Миатлинского участков будут по-разному оказывать сопро-
тивление нагрузкам, передаваемым сооружениями, из-за различия в ус-
172
Таблица 36
Влияние состояния известняков на их сжимаемость
(данные Н. Ф. Новикова и А. И. Федоренко)
Модуль деформации, т/см’
параллельно напластованию пород	перпендикулярно напластованию пород
циклы нагружения
первый	и горой I первый	второй
50—70
58(5)
43-60
47(4)
породы первого типа
50—90	30—30
70(5)	30(3)
50—100
67(4)
породы второго типа
60—120	120-140
100(3)	127(3)
230—270
253(4)
породы третьего типа
250—300	250-460
282(4)	257(3)
40-50
43(3)
290—550
437(3)
ловиях залегания, так как но результатам исследований породы прояв-
ляют анизотропность механических свойств параллельно и перпендику-
лярно напластованию пород (Каган, Тихомирова, 1970).
При изыскании на участке Чиркейской плотины особое внимание
уделялось выяснению гидрогеологических условий. Установлено, что
в трещиноватых известняках верхнего мела выделяются верхняя зона
трещинных безнапорных вод и нижняя зона чередования безнапорных
и напорных вод. Подземные напорные воды приурочены к известняко-
во-мергелистой толще, залегающей ниже кампанских слоев. Вмещающие
их породы слабо водопроницаемы. Из-за глубокого (до 200 м) залега-
ния подземных вод в бортах ущелья возникли большие трудности при
выполнении опытных откачек, нагнетаний и наблюдений за режимом
подземных вод. Трудности были устранены после перехода на бурение
опорных гидрогеологических скважин из штолен, заложенных в бортах
ущелья на высоте 20—50 м над уровнем реки. Эти же штольни были
использованы для изучения степени трещиноватости пород в глубине
массива.
Известняки ущелья р. Сулак неравномерно трещиноваты. Макси-
мальная трещиноватость характерна для зоны бортовой разгрузки.
В глубине массива и особенно ниже уровня реки они слабо трещинова-
ты. В известняках выделяются следующие резко выраженные генетиче-
ские типы трещин: тектонические, литогепетические и трещины бортово-
го отпора. Последние образуются по тектоническим трещинам, парал-
лельным руслу реки, и обусловливают развитие сколовых массивов
вдоль долины, более интенсивное на левом берегу, что вызвано накло-
ном пород в направлении от левого берега к правому. Литогснстичсские
трещины в известняках связаны преимущественно с участками, сложен-
ными тонкими пластами пород.
173
При изучении трещиноватости известняков в районе Чиркейского
гидроузла были получены следующие результаты: а) количественно
оценена трещиноватость и тем самым водопроницаемость пород в бор-
тах ущелья, что важно для выбора глубины цементационной завесы;
б) изучен состав заполнения трещин для подготовки основания соору-
жений к цементации и определения способов вымывания глинистого за-
полнителя; в) установлена пространственная ориентация трещин, что-
позволило наиболее рационально расположить длинную ось подземно-
го машинного зала ГЭС (Кириченко, 1962).
Гидротехнические сооружения в вулканогенных
породах
Ведущими факторами оценки инженерно-геологических условий терри-
тории строительства гидротехнических сооружений в вулканогенных по-
vvvl1 W'rtA2 3	I к
Рис. 20. Обходная фильтрация из Храмского водохранилища (по В. М. Насбергу):
/—долеритовые лавы (плиоцен); 2—озерные отложения — глины, суглинки пески-
(плиоцен); 3— гранитоиды (палеозой); 4 — возможные пути фильтрации; 5 — плотина.
родах Кавказа служат блочное тектоническое строение кристаллических
пород с наложенной эндогенной и экзогенной трещиноватостью и на-
личие мощных зои выветривания.
Гидроэнергетический комплекс на р. X р а м и является примером
зарегулированного деривационного комплекса с удачным использовани-
ем морфологических условий р. Храми.
В начале Цалкинского каиьоиа сооружена камеппо-паброспая пло-
типа с подпором 28 м, которая создала в Цалкинской тектономорфной
174
котловине водохранилище емкостью 300 млн. м3. Два деривационных
тоннеля длиной 7,6 км. проложенных в верх ней л иоцен ово-иижиечетвер-
тичных долеритовых и андезито-базальтовых лавах, и железобетонный
водовод длиной 1,2 км подводят воду от водохранилища к уравнитель-
ной шахте, откуда по высокому крутому склону долины Храми спуска-
ются три ветви трубопровода к зданию ГЭС, что обеспечивает напор
420 м и мощность 100 тыс. кВт.
гпттттп
ППШ”
Уне 21 Геологический разрез по оси напорного трубопровода (по Г. М. Джигаури,
1967):
/ — делювий — обломки коренных пород с суглинистым заполнителем; 2 — андезито-
базалыы (плиоцен); 3—контактные зоны, представленные обломками коренных
пород и продуктами вулканических выбросов; 4 — озерные глины (плиоцен); 5 —
озерные пески (плиоцен); 6 — граниты, смещенные по склону; 7— граниты палео-
зоя, несмещенные; 8 — линии съема грунта; 9 — линии оползневых смещений; 10 —
укрепительные железобетонные.шпильки; 11 — анкерная опора трубопровода и ее
иомер; 12'—трещины по трассе тоннеля
При инженерно-геологических изысканиях главное внимание было
уделено изучению фильтрационных потерь из водохранилища, располо-
женного на долеритовых и андезито-базальтовых лавах, чередующихся
с озерными отложениями. По данным Г. М. Джигаури (1967), фильтра-
ционными расчетами были определены возможные потери при высоте
пбдпора 17 м в 3 м3/с, фактические потери из водохранилища превыси-
ли расчетные и составили 5,5 м3/с при максимально достигнутой высоте
подпора 15 м. Следует отметить, что при выборе створа плотины, учи-
тывая возможную водопроницаемость эффузивных пород, был устроен
каменный зуб в ее основании и противофильтрациоиная завеса, исклю-
чившие фильтрацию воды в зоне плотины. Одиако применение занижен-
ных коэффициентов фильтрации иижних горизонтов лавовых покровов,
залегающих на водоупорных палеозойских гранитах, привело к несоот-
175
ветствню проектных данных с результатами, получаемыми в процессе
эксплуатации водохранилища.
Как видно из рис. 20, интенсивная обходная фильтрация из водо-
хранилища определила вышеуказанные потери и вызвала резкое увели-
чение дебита Триалетских родников в каньоне р. Храми. Проект проти-
вофильтрационных мероприятий, заключающихся в изоляции наиболее
опасного юго-западного борта водохранилища, не был осуществлен из-
за дороговизны и отсутствия полной гарантии эффекта этих меропри-
ятий.
При выборе трассы напорного трубопровода, расположенного на
крутом склоне р. Храми, сложенном интенсивно трещиноватыми и вы-
ветрелыми гранитоидами и носящем отпечатки древнего оползневого
рельефа, не было достаточно полно учтено влияние этих неблагоприят-
ных факторов на устойчивость сооружения в условиях 8-балльной сей-
смической активности района. В начале строительства были обнаруже-
ны признаки деформации склона, еще более усиливающейся после 5-лет-
нсй эксплуатации и проявившейся в 1952 г. в расстройстве лотка трубо-
провода между анкерными опорами III и V и смещении на 3 см опоры
IV (рис. 21). Кроме того, отмечалось раскрытие трещины в штольне на
20—26 мм, а также скольжение гранитного блока по глинистой про-
слойке в дренажной штольне. Для стабилизации склона напорного тру-
бопровода был осуществлен комплекс дорогостоящих инженерных ме-
роприятий, заключавшихся в ликвидации источников его увлажнения,
устройстве дренажа, разгрузке склонов от отвалов и срезке скальных
пород, а также в устройстве железобетонных свай сечением 1,5X1.5 м
и глубиной до 60 м (Джигаури, 1967).
Непредвиденные осложнения имели место в дсривацирнном тонне-
ле ХрамГЭС-П, который, судя по геологическому разрезу ущелья р. Хра-
ми, целиком должен был пересечь граниты кристаллического массива,
однако из-за недостаточного количества разведочных выработок не бы-
ло обнаружено древнее эрозионное углубление, заполненное озерными
глинами, суглинками, вулканическим пеплом и песком. При пересече-
нии тоннелем этих обильно обводненных рыхлых отложений произошел
прорыв разжиженной суглинисто-песчаной плывунной массы. Этому
способствовало и недостаточное укрепление сводовой части выработки.
Неточное прогнозирование инженерно-геологических условий явилось
причиной изменения направления трассы деривационного тоннеля.
Гидротехннческие сооружения в эффузивно-осадочных
формациях
Севано-Разданский каскад с шестью ГЭС — Севанской,
Атарбекянской, Гюмушской, Арзнийской, Кана кере кой и Ереванской —
занимает ведущее место в энергетике и ирригации Армянской ССР. Все
сооружения этого комплекса размещены на Армянском вулканическом
нагорье. В 1936 г. была введена в эксплуатацию Канакерская ГЭС, а
в 1962 г. — последняя ступень каскада — Ереванская ГЭС.
Значительное падение — 840 м на протяжении 100 км при общей
длине деривационных сооружений около 57 км, из которых 35 км тон-
нельных, использование оз. Севан в качестве головного водохранилища
большой емкости, трех перерегулируюших водохранилищ и двух бас-
сейнов суточного регулирования придают значительную эффективность
этому уникальному каскаду.
Возведение всех ступеней каскада, состоящих из горных водохрани-
лищ различной емкости, плотин, напорных и безнапорных деривацион-
176
пых тоннелей, первых в нашей стране подземных Севанской и
Арзпийской ГЭС в сложных условиях интенсивной трещиновато-
сти андезито-базальтовых лав молодого вулканического нагорья, потре-
бовало проведения значительного объема инженерно-геологических ис-
следований с применением бурения и горных выработок. Опытные и па-
левые исследования позволили создать довольно надежную инженерно-
геологическую основу, которая гарантировала общую устойчивость со-
оружений всех ступеней каскада. Но несмотря на это строительство и
эксплуатация Севано-Разданского каскада были осложнены локальны-
ми проявлениями современных геологических процессов (оползни, об-
валы, осадки, фильтрация, прорыв в каналах и др.).
Оползни проявились вдоль трассы деривационного канала Кана-
керской ГЭС, между пикетами 80 и 90, где опа сложена глинами,
мергелями с прослоями песчаников миоцена, залегающими под покро-
вами молодых базальтов и покрытыми на склонах почти повсеместно де-
лювиальными глинами и суглинками. Веспой 1941 г. здесь возникли
первые значительные оползневые подвижки, причиной которых послужи-
ла срезка косогора (между пикетами 83 и 85) для укладки водовода
и раскрытия шва труб. В 1947 г. наблюдались оползневые подвижки,
измеряемые метрами в сутки, на крутом склоне, сложенном базальто-
выми шлаками и песками (пикет 79), в результате подмыва основания
склона водами ливнеспуска. Проявление оползней вдоль трассы дери-
вационного канала Канакерской ГЭС вследствие фильтрации из ка-
нала и обводнения склона наблюдалось в 1954, 1957 и 1965 гг.
Учитывая важность объекта, начиная с 1947 г. были проведены ин-
женерно-геологические исследования и разработаны противооползне-
вые мероприятия, выразившиеся в устройстве дренажной штольни, во-
досборного канала, подъеме водовода к деривационному каналу, за-
делке трещин и т. д. В результате этих мероприятий значительно умень-
шилась фильтрация, что привело к стабилизации оползневых участков
вдоль трассы канала.
Оползневые процессы наблюдались и при строительстве других
гидроэлектростанций Севано-Разданского каскада — Лтарбекяп-
ской, Гюмушской, Ереванской, где вследствие многочислен-
ных срезов склона при проведении каналов, водоводов, дорог, фильтра-
ции из каналов л водоводов образовалось более двух десятков различ-
ных по размерам оползней и обвалов, свидетельствующих о слабом ин-
женерно-геологическом изучении трасс деривационных каналов, сложен-
ных па значительном протяжении слабыми гипсоносными третичными
глинами и делювием.
При изысканиях последней ступени каскада Ереванской ГЭС на-
коплен ценный опыт изучения условий и возможности выщелачивания
гипса из толщи глинистых пород миоцена, позволивший окончательно
выбрать створ плотины и вариант компоновки основных гидротехниче-
ских сооружений. Исследования Г. И. Тср-Степапяна и А. П. Аракеляна
показали, что на участке Ереванской ГЭС делювиальные отложения и
увлажненная кора выветривания миоценовых глин находятся в состоя-
нии глубинной ползучести. Подвижки начались здесь после сооруже-
ния выемки для сбросового потока в древних, погребенных под лавами
оползнях, активизации которых способствовала соляная тектоника.
Молодым лавовым нагорьям, каков район Севано-Разданского кас-
када, свойственно проявление минеральных вод, содержащих в боль-
шом количестве агрессивную углекислоту. Для устранения агрессивного
влияния этих вод па участке здания Гюмушской ГЭС, расположенного
177
на липаритах, была создана изоляция пз каменной кладки на асфальте
толщиной 60 см, надежно защитившая фундамент и стены здания.
Несмотря на важность Ссвано-Разданского ирригационно-энергети-
ческого комплекса для экономического развития Армянской ССР, нель-
зя не отметить большие изменения в природных условиях, которые про-
изошли после его осуществления. Значительное падение уровня воды в
оз. Севан (до 18 м) в связи с пуском Севапо-Разданского комплекса к
настоящему времени составляет 25 млрд, м3 воды пз вековых запасов
•озера. Это вызвало прогрессирующее удлинение русел впадающих в него
рек, усиление глубинной п овражной эрозии и связанную с 'ними акти-
визацию оползней и селей в районе сел Гейсу, Памбак, Джанахмед, Кя-
саман и др.
В целях сохранения нынешнего уровня оз. Севан завершается стро-
ительство безнапорного топнеля длиной 48,3 км для переброски в озеро
части стока р. Арпа. Тоннель проходит в молодых андезито-базальто-
вых лавах. Условия строительства осложнены вывалами в трещинова-
тых зонах, притоком подземных, часто минерализованных вод со свобод-
ной углекислотой и особенно повышенной геотермией, с температурой
в забое до 50°. Разрабатываются варианты переброски воды п пз дру-
гих рек (Гетик, Азат и др.) в целях пс только сохранения пынсшпего
уровня озера, но и возможности его поднятия на несколько метров.
При строительстве гидроэлектростанции на р. Дзорагет недо-
статочное инженерно-геологическое обоснование территории строитель-
ства и недооценка возможности возникновения и активизации склоно-
вых гравитационных процессов обусловили деформации головного со-
оружения ДзораГЭС на начальном этапе строительства. Головное со-
оружение расположено иа древнеоползневом участке. Плато, сложенное
вьшетрелыми оглпненными туфовыми породами, проявляет тенденцию
смещения в сторону реки, что усиливается наличием маломощного грун-
тового потока на контакте глинистых пластов и оползневых накопле-
ний. Процесс оползания происходил весьма медленно с подвижками на
склоне в среднем со скоростью 25 мм в год (по данным инструменталь-
ных наблюдений с 1937 по 1950 г.). Разработка и осуществление инже-
нерных защитных мероприятий уже после 13 лет эксплуатации ГЭС, вы-
разившиеся в устройстве противофильтрационных сооружений, укрепле-
нии фундамента, приспособлении сооружений к медленному процессу
деформации, обеспечили безаварийную работу ДзораГЭС.
Примером гидротехнического строительства на туфобрекчиях пор-
фиритов средней юры, характеризующихся своеобразной структурой и
трещиноватостью, может служить Сарсангский гидротехнический
узел, расположенный на р. Тертер, на Малом Кавказе. Широкое прп-
.менение региональных методов исследований обеспечило удачное соче-
тание в проекте строительства геолого-структурных и геоморфологиче-
ских факторов для составления схемы использования Тертера, выбора
створа земляной плотины высотой 120 м и длиной по гребню 550 м и
компоновки сооружения Сарсангского гидроузла. Плотина размещена
в наиболее суженной части ущелья в слоях туфобрекчий, мало подверг-
нутых процессам выветривания.
Несмотря на довольно хорошую сходимость материалов инженер-
но-геологических изысканий с фактическими данными, в ходе строитель-
ных работ пришлось уточнить некоторые вопросы. В первую очередь
следует отметить исключительно сложную дизъюнктивную тектонику и
трещиноватость, которые недостаточно подробно были описаны в про-
цессе изысканий. Это расхождение обусловлено своеобразным характе-
ром трещиноватости юрских туфобрекчий, весьма трудно поддающейся
178
изучению с помощью бурения. Недооценка трещиноватости при проходке
строительного и деривационного тоннелей привела к значительным пере-
борам в. проходке и вызвала отдельные вывалы и обрушения в сводо-
вых частях. Для дополнительного количественного изучения трещино-
ватости стала необходимой проходка штолен. Для сильнотрещиноватых:
зон была применена сплошная железобетонная обделка.
Расхождения с проектными данными выразились также в преумень-
шении мощности четвертичных отложений в основании плотины, что
вызвало необходимость дополнительного съема пород. Наибольшее рас-
хождение обнаружилось на участке второй надпойменной террасы, где
было выявлено древнее персуглублсннос русло, заполненное аллюви-
ем. Это увеличило объем выемки на 15 тыс. м3. При вскрытии котлована
под ядро и зуб плотины была выявлена крупная тектоническая трещи-
на, не учтенная в проекте, но прослеженная, как выяснилось позже, гео-
логосъемочными работами выше и ниже по течению реки. Эта трещина
была расчищена и заделана бетоном. При проектировании завесы в ос-
новании плотины пе был тщательно предусмотрен сложный характер-
трещиноватости туфобрекчий, что вызвало значительные трудности при
цементации (Карташов, Нойштадт, 1974).
Гидротехнические сооружения в молассовых формациях
Значительным шагом в освоении водных ресурсов Куринского бассейна
стало строительство Мингсчаурского гидроузла (1947— 1953гг.)—
крупного ирригационно-энергетического комплекса, впервые сооружен-
ного в условиях межгорных депрессий Кавказа па слабых глинисто-
песчанистых грунтах. Намывная земляная плотина Мипгечаурского гид-
роузла имеет высоту 80 м и длину но гребню 1,5 км; подпор, создавае-
мый плотиной, позволяет оросить из ее верхнего бьефа дополнительно-
410 тыс. га.
Согласно Л. П. Кон яровой (1959), для обоснования проекта и при
строительстве Мипгечаурской ГЭС проведен большой комплекс инже-
нерно-геологических исследований. Детальная структурно-литологиче-
ская съемка (В. А. Страхов и М. Е. Лавров) позволила охарактеризо-
вать 169 пластов в песчано-глинистых отложениях, выделить облает»
тектонических брекчий в зоне Миигечаурской котловины, пересекающей
крупную антиклинальную складку.
Детальная структурно-пластовая карта, впервые составленная в ус-
ловиях строительства ГЭС на территории Кавказа, в сочетании со зна-
чительным объемом разведочных и лабораторных работ сыграла веду-
щую роль на всех стадиях проектирования гидроузла, особенно при вы-
боре наиболее удачного створа плотины в средней части горловины.
Здесь на правом берегу р. Куры, вследствие сочетания ряда факторов,
зона тектонически раздробленных пород имеет наименьшую мощность,
а в русле и на левом берегу породы падают на северо-восток без вто-
ричных нарушений.
Ввиду того что строительство такого значительного сооружения, как
Мингсчаурский гидроэнергетический комплекс, в условиях слабых за-
соленных глинисто-песчанистых грунтов апшерона являлось очень от-
ветственной задачей, для успешного ее решения потребовалось рассмот-
реть ряд теоретических вопросов: сжимаемость грунтов, процессы вы-
ветривания коренных пород и связанного с ними «глиняного» карста.
При инженерно-геологических изысканиях Акстафинекого и
Шамхорского гидроузлов в среднем течении р. Куры были встре-
17$
чены значительные трудности в изучении сложпопсреслаивающихся и
сильнодислоцировапных комплексов полускальных и связных глинистых
пород акчагыла и апшеропа, примененных в качестве основания плоти-
ны. Широкое развитие сложнодислоцировапных третичных пород, про-
явление новейшей тектоники, а также наличие региональных надвигов
и брахиаптиклипальных складок определяют здесь инженерно-геологи-
ческие условия строительства. Результаты изысканий исключили воз-
можность расположения плотины и гидроузлов вне влияния крупного
надвига, а проявление нсотектоники обусловило необходимость считать-
ся с вероятностью возникновения неравномерных смещений оснований
плотин в зоне надвига. В этих условиях наиболее приемлемым было ре-
шение о сооружении земляной плотины. Изыскания на Акстафинском
створе сопровождались широким применением бурения смотровых сква-
жин и проходкой глубоких горных выработок, что позволило изучить
трещиноватость в зоне надвига (Кантор, 1964).
Гидроэнергетическое строительство ведет, как правило, к измене-
нию водного режима рек, а- также существенно влияет на перераспре-
деление стока твердых наносов и приводит к формированию в долинах
рек мощных толщ новейших аллювиальных отложений.
В 1959 г. па р. Сулак, у выхода се из Черных гор па равнину, была
сооружена Чир-Юртская ГЭС с земляной плотиной высотой 37,5м.
Первоначальная емкость водохранилища 108 млн. м3 воды. Но за 9,5 лет
работы станции его объем на 88% заполнился наносами (Гвелесиани,
Магомедов, Шмальцев, 1970). Вблизи станции мощность отложившихся
наносов составляла около 15 м, а примерно в 2 км выше плотины дости-
гала почти 20 м. В составе отложившихся осадков преобладали частицы
размером 0,002- 0,05 мм (58%), частицы <0,002 мм составляли 12%,
а частицы 0,05—1,0 мм — 30%. Объемная масса отложившихся осад-
ков в среднем 1,80 т/м3. Подсчет показывает, что в водохранилище
в среднем отлагалось около 10 млн. м3 наносов в год. Промывка, про-
изведенная в 1968 г., лишь незначительно уменьшила объем наносов.
Резкое уменьшение объема водохранилища вследствие заполнения его
наносами свело почти на нет регулирующую роль электростанции в
энергосистеме.
Плотина Чир-Юртской ГЭС, построенная на сарматских глинах,
алевролитах и песчаниках, интересна и как пример сейсмического воз-
действия на гидротехническое сооружение. В результате землетрясения
14 мая 1970 г., сила которого в районе гидроэлектростанции достигла
7 баллов, гребень плотины вдоль ее оси был рассечен продольными тре-
щинами шириной от 10 до 50 см. В породах примыкания они заворачи-
вались в сторону верхнего бьефа. В верхней части плотины произошло
разуплотнение грунта, объемная масса которого понизилась в среднем с
1,61—1,63 до 1,37—1,57 г/см3. Другие сооружения станции не постра-
дали, а эти нарушения в теле плотины быстро были ликвидированы и
ие повлияли на условия эксплуатации.
Сенгилесвская ГЭС расположена па эрозионно-аккумулятив-
ных террасах р. Егорлык. На коренных майкопских серых, плотных и
сланцевых глинах залегают гипсоносные делювиальные суглинки, гли-
ны выветрелой зоны майкопской свиты и аллювиальные песчапо-глипис-
то-галечпые отложения, являющиеся ложем деривационного канала и
трубопровода. Гидроэнергетический узел — типичная деривационная
установка с забором воды из Невинномысского канала длиной 3,9 км.
В процессе строительства канала имели место затруднения, связанные
с активизацией древних оползней в элювиальных глинах. На участке
между пикетами 23 и 25 к трассе канала подходит крутой склон высо-
180
кой надпойменной террасы, осложненный древними оползнями. Для
того чтобы избежать нарушения устойчивости откосов, в проекте реко-
мендовалось проведение канала ниже по склону в обход элювия май-
копских глин. Однако в процессе строительства этими рекомендациями
пренебрегли, и канал на таком сложном участке стали прокладывать в
выемке. Сразу же после подготовки выемки па левом ее борту начались
оползни. Сначала появились отдельные участки, затем произошло
сплошное разрушение всего левого борта капала и оползший грунт пол-
ностью перекрыл его сечение. В связи с этим в процессе строительства
пришлось перетрассировать деформированный участок канала, сместив
вниз по склону и образовав его однобортной дамбой без подрезки скло-
на выемкой.
Осложнения имели место и при подготовке траншеи напорных тру-
бопроводов в аллювиально-делювиальных отложениях. При проходке
были вскрыты водонасыщенные супеси. Вода, заключенная в супе-
сях, смачивала маломощный прослой глин, в результате чего вышеле-
жащая масса грунта стала оползать. Для придания устойчивости откосу
было признано необходимым выположить его и присыпать гравийно-
галечным грунтом, что оказалось все же недостаточно радикальным
средством. Опыт строительства Сенгилеевского гидроузла доказал необ-
ходимость тщательной геологической документации и инженерно-геоло-
гического контроля иа тех объектах строительства, где основанием со-
оружений служат породы типа майкопских глин, быстро меняющие фи-
зико-механические свойства под воздействием агентов выветривания
(Родэ, 1964).
ГЛАВА 10
ИРРИГАЦИОННОЕ И МЕЛИОРАТИВНОЕ
СТРОИТЕЛЬСТВО
На Кавказе широко развито ирригационное и мелиоративное строи-
тельство. Многие десятки тысяч гектаров заболоченных и засушливых
земель уже освоены и с успехом используются для выращивания раз-
личных сельскохозяйственных культур.
Особое место в ирригационно-мелиоративных мероприятиях зани-
мает проблема осушения Колхидской низменности. По гео-
логическим, гидрогеологическим, морфологическим и климатическим
условиям, разнообразию почвенного покрова Колхидская низменность
представляет собой сложный и уникальный мелиоративный объект, где
мало приемлемы типовые методы мелиорации, используемые для других
осушаемых площадей. Народнохозяйственное значение полного осуше-
ния и освоения этого района общеизвестно. Достаточно отметить, что
освоение всей заболоченной части Колхидской низменности (225 тыс. га)
позволит вдвое увеличить площадь, занимаемую ныне субтропическими
культурами, и значительно расширить курортное хозяйство.
Для Колхиды разработаны и в течение ряда лет применяются ин-
женерные мероприятия но отдельным междуречным массивам, отличаю-
щимся друг от друга как но величине, так и по условиям водного пи-
тания и степени заболачивания. Главное место в инженерных мероприя-
тиях занимает метод осушения открытой сетью каналов, а также метод
181
регулирования водостоков и речек путем устройства собирательных ка-
налов. По всей Колхиде построена густая сеть магистральных и вспо-
могательных каналов, проведено обвалование всех главных рек. Уст-
ройство приподнятых, выпуклых двускатных профилирующих гряд «ква-
ли», перемежающихся с канавами, ускоряет поверхностный отвод дож-
девых вод и позволяет создавать оптимальный водно-воздушный режим
на осушаемой территории. Проведение этих работ потребовало инженер-
но-геологического обоснования надежности грунтов в основании иррига-
ционных сооружений.
В пределах Колхиды распространены все разновидности грунтов —
от глин до песков и галечников, покрывающих большую часть низмен-
ности, особенно в се центральной части. По периферии и за пределами
осушаемых площадей эти отложения обычно служат поверхностным по-
кровом верхних речных террас и прилегающих склонов. Мягкие во-
влажном состоянии глины при высыхании сильно твердеют. Во время
длительной засухи их поверхность покрывается сетью трещин. Они со-
держат 32—65% глинистых фракций; число пластичности глин 18—60,
тяжелых суглинков — 20—30; коэффициент фильтрации глин 0,001—
0,285 м/сут, тяжелых суглинков — 0,234—0,475 м/сут. Оглеенные разно-
видности глин имеют мягкопластнчную консистенцию и неустойчивы в
откосах каналов и других строительных выемок, вследствие чего боль-
шинство осушительных каналов глубиной более 2 м обычно быстро вы-
ходят из строя, теряя первоначальную форму (Элердашвили, 1974). Ин-
женерно-геологическими исследованиями последних лет выявлены ос-
новные причины деформаций глинистых пород в контакте с ирригаци-
онными сооружениями и предложены методы технической мелиорации
грунтов, успешно осуществляемые в различных районах Колхидской
низменности. Одним из таких методов является закрепление слабых
грунтов в откосах осушительных каналов постоянным электрическим то-
ком с одновременным введением раствора гербицидов в качестве хими-
ческой добавки.
Несмотря на значительный опыт мелиорации заболоченных грун-
тов, ряд площадей Колхидской низменности трудно поддается осуше-
нию. Это объясняется сложностью грунтовых и гидрогеологических ус-
ловий, а также недостатками в эксплуатации мелиоративной сети.
В Грузинском научно-исследовательском институте гидротехники и-
мелиорации разрабатываются и внедряются для комплексного исполь-
зования в условиях Колхиды методы закрытого дренажа: зыкрытые со-
биратели, дренированные траншеи. Закрытый дренаж обладает высо-
кой эффективностью, дает возможность максимальной механизации и
резко сокращает эксплуатационные расходы. Закрытые собиратели по-
конструктивному решению обеспечивают своевременное удаление по-
верхностного стока и его ливневой составляющей и одновременно с этим
прием подземного стока. Это мероприятие в сочетании с агромелиора-
тивными приемами предназначено для эффективного осушения отдель-
ных регионов переувлажненных заболоченных земель.
Верхнесамгорскую оросительную систему можно рассматри-
вать как пример успешного решения инженерно-геологических задач
строительства ирригационных сооружений в сильнозасоленных грунтах.
Источником орошения земель общей площадью 41 тыс. га является
р. Иори, сток которой регулируется русловым водохранилищем объемом
до 350 млн. м3, созданным у с. Сиони. Это же водохранилище, а также
второе головное сооружение и два магистральных канала используются
для орошения земель Нижнего Самгори (в среднем течении р. Йори)
площадью 30 тыс. га. Для орошения Верхнссамгорских земель построе-
182
на водозаборная плотина на р. Иори (у с. Палдо), питающая Верхний
магистральный канал длиной 40 км, с пропускной способностью 13 м3/с,
по которому вода отводится в Тбилисское водохранилище. Отсюда осу-
ществляется орошение земель, прилегающих к Тбилиси и Рустави. Наи-
более крупные инженерные сооружения системы построены в полускаль-
ных и глинисто-песчанистых породах, а в отдельных случаях в зоне
развития древних и современных оползней. Для стабилизации оползней
разработана специальная схема инженерных мероприятий, включаю-
щих как переустройство склонов и откосов, так и механическое удер-
жание оползающих масс.
Орошаемые площади, представляющие собой систему террас, про-
резанную овражной сетью, до орошения характеризовались глубоким
(обычно более 15—20 м) залеганием грунтовых вод и благоприятными
условиями естественного дренирования. Ирригационное строительство
«существенно повысило уровень грунтовых вод, что привело к заболачи-
ванию отдельных участков.
Строительство магистральных каналов и многих распределитель-
ных сооружений осуществлялось в загипсованных и часто в суффозион-
но-неустойчивых грунтах, что в ряде случаев привело к деформациям
облицовок капала и большим фильтрационным потерям. На загипсован-
ных суглинках (с содержанием гипса более 10%) построены и плоти-
ны Тбилисского водохранилища. Чтобы устранить фильтрационное вы-
щелачивание и сохранить устойчивость бетонной плотины, был предло-
жен способ укатки грунта для увеличения его плотности и уменьшения
фильтрационных свойств.
Большим разнообразием инженерно-геологических условий характе-
ризуется трасса Верхнее л аза некой оросительной системы, кото-
рая предусматривает орошение 108 тыс. га земель, из них к первооче-
редному строительству относится орошение массива Шида-Кахети на
площади 41,7 тыс. га.
На р. Алазани, в средней части Панкисского ущелья, у с. Дуиси
сооружен водозабор, откуда берет начало магистральный канал длиной
78 км, с отметкой дна в головной части — 606 м. Канал закапчивается
на 107-м километре наливным водохранилищем Оле, с полезной емко-
стью 200 млн. м3, откуда берет начало Гаре-Кахетинский магистральный
капал длиной 83 км, предназначенный для орошения 67 тыс. га земель,
в том числе с машинным подъемом воды 24,8 тыс. га.
Инженерно-геологические условия трассы Всрхнеалазанского капа-
ла существенно меняются в зависимости от рельефных, геологических,
гидрогеологических и климатических особенностей, что, в свою очередь,
•определяет и направленность мелиоративных мероприятий. При трас-
сировании канала вдоль северо-восточных склонов Гомборского хребта
неблагоприятным фактором явилась подверженность склонов оползне-
вым процессам. В пределах Алазанской долины орошение земель, рас-
положенных гипсометрически ниже канала, связано с устройством дре-
нажной сети для предотвращения засоления земель, как это наблюдает-
ся в настоящее время в зоне Нижнеалазанского канала.
При строительстве деривационных сооружений первой очереди бы-
ли применены новые инженерные решения. Например, при создании ис-
кусственных насыпей в районе сел Сакобо и Бакиловани для придания
устойчивости склонам был применен метод отсыпки грунта в волу. Та-
кие насыпи высотой 13—15 км с успехом заменяли дюкеры и акведуки.
Успешно осуществлены инженерные мероприятия по борьбе с овражной
эрозией, встречающейся в зоне прохождения магистрального канала.
183
В Азербайджанской ССР широко практикуется строительство ир-
ригационных сооружений на просадочных грунтах.
Верхнекарабахский канал — одно из крупнейших ирри-
гационных сооружений Азербайджана. Он протягивается на 175 км и
питается водными запасами из Мингечаурского водохранилища
(112 м3/с). Трасса начальной части проходит в делювиально-пролюви-
альных отложениях, представленных преимущественно суглинками и
супесями. Их основные характеристики: число пластичнЬсти от 8 до 22,
весовая влажность от 6 до 20%, объемная масса скелета 1,4—1,6 г/см3,,
пористость — 41—52%. При пуске канала в 1955 г. сразу начали на-
блюдаться интенсивные просадки, сопровождавшиеся нарушением це-
лостности сформированного массива. Просадка грунтов проявилась а
виде оседания дна и прилегающих береговых участков, в образовании
продольных трещин. Со временем процесс стабилизировался.
Шихлинский канал был построен в 1922 г. для орошения
Шихлинского массива Казахского района. Водозабор осуществляется
из р. Храми у с. Муганло. Грунты канала характеризуются следующими
показателями: объемная масса скелета 1,30—1,58 г/см3, число плас-
тичности — 12—19, весовая влажность -- 17—28%, пористость — 43—
52%. Общая протяженность канала 12 км. В 1925 г. началась эксплуа-
тация капала. В первые же дни после пуска воды появились проса-
дочные явления, сопровождавшиеся образованием продольных трещин.
В процессе эксплуатации просадочные деформации затухли и русло ка-
нала закольматировалось.
Самур-Дивичинекий канал общей протяженностью 105км
с действующим расходом воды 11 м3/с построен в 1939 г. Канал запро-
ектирован в схеме орошения с одновременным использованием воды для
выработки электроэнергии и пролегает в лессовидных суглинках мощ-
ностью до 20—30 м. Суглинки отличаются высокой пористостью, рых-
лым сложением и малым содержанием глинистой фракции. Коэффици-
ент фильтрации колеблется в пределах 5-10”6—8-10 6 м/с. Показатели
пластичности грунтов головного участка характеризуют их как мало-
пластичные со сравнительно низким пределом текучести. Пористость,
колеблется от 0,42 до 0,50, а объемный вес скелета 1,35—1,50 г/см3. В на-
чальной стадии эксплуатации по трассе канала проявились просадочные-
деформации. Наиболее интенсивно просадка происходит в течение пер-
вого года эксплуатации. В это время она наиболее опасна. В дальней-
шем просадка хотя и продолжается, по большой угрозы для ороситель-
ных сооружений не представляет. Просадочные явления могут возникать
и при расширении старых каналов.
Территория Армянской ССР является одним из древнейших рай-
онов орошаемого земледелия. Особенно многочисленны ирригационные:
сооружения в Араратской долине; многие из них существуют уже не-
сколько столетий. Из крупных, ныне существующих каналов следует от-
метить Октомберянский, Эчмиадзинский, Стародалминский каналы, по-
строенные еще в VIII в. до и. э.
При строительстве Эчмиадзииского и Стародалминско-
го каналов на крутых склонах ущелья р. Разлап (Илдару) были прой-
дены тоннели, построены крутые галереи, а на неустойчивых участках
воздвигались подпорные стены. Эчмиадзинский канал длиной 22 км, из
которых 600 м занимают тоннели и крутые галереи, был реконструиро-
ван в 1923 г. и эксплуатируется и ныне, орошая 1500 га земли. Трасса
канала по всей длине устойчива, несмотря иа сложные и разнообраз-
ные инженерно-геологические условия.
184
После установления Советской власти в Армении ирригационное
•строительство развернулось быстрыми темпами. Наряду с многочислен-
ными, сравнительно небольшими ирригационными сооружениями во-
шли в строй Ширакский (1924), Лрташатский (1932), Нижпераздан-
-ский (1949), Котайкский (1956), Талинский (1956) и многие другие ка-
налы. Характерно обилие встречающихся по их трассам инженерных со-
оружений: акведуков, дюкеров, тоннелей, многоступенчатых насосных
станций, что обеспечивает пересечение геоморфологически сложных уча-
стков, освоение безводных площадей на возвышенностях.
Осложнения при строительстве и эксплуатации каналов наблюда-
ются в пределах распространения коры выветривания андезиго-базаль-
тов, известной под названием белоземов. Эти глинисто-щебнистые об-
разования имеют высокие фильтрационные свойства и подвержены про-
садочным деформациям. Опыт строительства и эксплуатации иррига-
ционных и деривационных сооружений на вулканическом нагорье Арме-
нии показал, что в белоземах просадочные явления часто вызывают де-
формацию и разрушение каналов в результате усиленной фильтрации
и образования трещин, воронок, провалов и пустот в зоне ирригацион-
ных сооружений. По П. С. Бошнагяну, там, где мощность слоя белозема
небольшая, из-за значительного вымывания и выщелачивания происхо-
дит интенсивная просадка в основании с образованием воронок, прова-
лов и пустот. На отдельных участках Новодалминского, Талинского,
Нижнсзаигинского и других каналов провальные воронки достигли 3—
5 м в диаметре и 1,5 м в глубину.
Имеются случаи образования и активизации оползней на склонах
из-за фильтрации воды из каналов и в$доводов. Такие явления были
отмечены на трассе Аштаракского канала, в районе с. Джрашен (Толк),
г. Кохб (Ноемберяиский район), г. Хиндзорут (Гугаркский район),
с. Мартирос (Азизбековцкий район) и т. д.
На юго-восточной окраине г. Еревана, на склоне, где проложен
Арташатский оросительный канал, в 1965 г. был сооружен Капуй-
тличский водовод. Склон еще до начала строительства находился в ста-
дии глубинной ползучести. В результате его подрезки и начавшейся
фильтрации воды этот процесс усилился и вызвал деформацию трубо-
провода. По Д. Б. Саркисяну и Г. М. Балояну, средняя скорость сме-
щения опор трубопровода превышала 50 мм/мес. Для стабилизации
склона часть канала на протяжении 117 м была заключена в железобе-
тонную трубу прямоугольного сечения (6,0X3,0 м) и произведено вы-
полаживаиие склона.
Значительные осложнения при эксплуатации ирригационных соору-
жений возникают в связи с активизацией селевых явлений в горных рай-
онах. Селевые потоки многократно заносили и разрушали Лорийский,
Аштаракский, Октомберянский, Ширакский и другие каналы. Здесь по-
строено значительное количество селезащитных сооружений.
Недоучет активной фильтрации воды в трещиноватых эффузивных
породах вызвал повышенную потерю воды из Апаринского, Оромского
и других водохранилищ, построенных в вулканогенных породах Арме-
нии. В результате нспрекращающейся фильтрации Оромское водохра-
нилище вышло из строя. Разрабатываются и осуществляются мероприя-
тия по уменьшению фильтрационных потерь из крупного Апаранского
водохранилища.
Ирригационное строительство на Северном Кавказе в районах, сло-
женных лессовыми породами, приводит к широкому развитию проса-
дочных процессов. При линейном замачивании лессовых пород, проис-
ходящем обычно при инфильтрации воды из каналов, образуются вытя-
185
нутые вдоль бортов просадочные понижения различной формы (рис. 22).
Ио ориентировочной оценке просадки величиной от 1 до 3 и имеют мес-
то на 20—40% длины каналов в Терско-Кумском междуречье, на
Надтеречной плоскости п в Алкапчуртской долине, где, кроме того, про-
садочные явления сильно деформируют около 6—10% поверхности оро-
шаемых площадей. Ликвидация последствий просадок требует значи-
тельных дополнительных затрат.
Егор

Рис. 22. План (а) и геологический разрез (б) участка правобережного канала с проса-
дочными западинами (составил П. В. Царев):
/ — насыпной грунт дамб; 2 — современный почвенный слой; 3 —легкий лессовидный
суглинок верхнечетвертичного возраста; 4 — контур просадочного понижения; 5 — про-
садочные трещины; 6—изолинии проседания поверхности; 7 — линия разреза
Водохозяйственные организации во многих случаях строят каналы
с предварительным замачиванием, в ходе которого провоцируются про-
садки, лишь после них каналы вырабатываются до полного профиля.
В ряде случаев с учетом экономической целесообразности применяется
устройство водонепроницаемой, чаще всего бетонной, одежды стенок
каналов; разводящая сеть их сооружается в лотках, что исключает ли-
нейное промачивание лессовых пород под ирригационной сетью Все
более широко применяется машинное орошение с помощью дождеваль-
ных агрегатов, что сохраняет неизменным пепромывной тип режима
влажности в просадочных лессовых породах и тем самым предотвраща-
ет развитие в них просадок.
Интересен метод, которым была ликвидирована просадочность лес-
совых пород при возведении земляной насыпи высотой 14—16 м перехо-
да Право-Егорлыкским каналом р. Бол. Кугульта. Здесь было примепе-
186
•но предварительное замачивание через сеть питающих канав и специ-
ально пробуренных на всю мощность просадочной толщи скважин. За-
мачивание с перерывами продолжалось в течение 8—9 мес. Величина
просадок после замачивания составила 0,4—1,4 м. Плотность грунта
возросла. Объемная масса скелета в среднем увеличилась от 1,40—1,42
до 1,57 г/см3. Деформаций насыпи и канала после замачивания не на-
блюдалось (ТПпильберг, 1966).
Э. В. Запорожченко и Л. III. Каганович (1967) приводят описание
величины и характера развития просадочных деформаций на 10-кило-
метровом участке Надтеречного канала. Здесь в ходе инженерно-гсоло-
.гических изысканий просадочность лессовых пород изучалась лишь для
верхней 15—20-метровой толщи их при общей мощности до 70 м. Ожи-
далось, что просадки составят всего 0,4—0,5 м. Па эту величину при
•строительстве капала недобиралось его сечение. Через 7—10 дней после
подачи воды начались просадки; через 1,0- 1,5 мес нх величина соста-
вила 0,3—0,7 м, а через год достигла 2,0—2,2 м, местами 2,4 м. Было
установлено, что просадочность пород распространилась на значитель-
но большую глубину, чем изучалось в ходе изысканий. Просадочные яв-
ления сопровождались развитием суффозионных воронок и провалов.
В целях обеспечения нормальной эксплуатации, в частности для
обеспечения пропуска воды по каналу, предотвращения прорыва насы-
пи и опорожнения канала, были осуществлены большие, непредусмот-
ренные ранее, земляные работы.
Широкое развитие просадочных явлений по трассам каналов Ал-
ханчуртской системы, где величина просадок ‘достигала 2—3 м, в
течение почти 40 лет эксплуатации системы не позволяло достичь про-
ектных величин, и это на многие годы задержало пропуск воды до ко-
нечных пунктов системы в восточных частях долины.
В районах ирригационного строительства возникают и другие яв-
ления, в частности подтопление и заболачивание в результате подъ-
ема уровня грунтовых вод и изменения минерализации их, суффозия
и ирригационная эрозия. Подтопление и заболачивание орошаемых мас-
сивов имеют место пока только в пределах Терско-Сулакской дельты.
Подъем уровня грунтовых вод здесь отмечен на всех орошаемых мас-
сивах и с большим трудом удерживается на критической глубине откры-
тыми дренажами. Наиболее эффективный дренаж закрытою типа толь-
ко начинает внедряться.
Изменение минерализации подземных вод в результате орошения
проявляется в виде опреснения их в зоне каналов на расстоянии 150 м
от оси их. Отмечается большая эффективность промывок засоленных
территорий при возделывании риса'затопленным способом при наличии
хорошо работающего дренажа. Одногодичная промывка на участке с
сильнозасоленной почвой в условиях открытого дренажа привела к вы-
носу из двухметрового слоя 120 т солей, в том числе 36 т хлора и 26 т
натрия с гектара. При этом резко уменьшилась минерализация подзем-
ных вод и содержание солей сократилось до нормального.
Ирригационная эрозия получила широкое развитие в оросительной
сети на дельтовой равнине, в размыве дна и стенок каналов и последую-
щем их обрушении. Она сильно осложняется сопровождающимися суф-
фознонно-провальными явлениями в зоне развития современных озер-
но-аллювиальных глин. Опыта борьбы с ирригационной эрозией нет, и
разработка мер борьбы с ней крайне необходима.
ГЛАВА 11
ГОРОДСКОЕ СТРОИТЕЛЬСТВО
Проектирование и строительство населенных пунктов, отдельных
зданий, сооружений, промышленных и хозяйственных «объектов предоп-
ределили накопление значительного опыта инженерно-геологических ис-
следований. За последние годы значительно реконструированы города
и расширены их границы; построены новые населенные лункты; уве-
личена этажность зданий и сооружений и усовершенствованы строи-
тельные конструкции Все это определило качественно новые задачи ин-
женерно-геологической службы.
Рассмотрим некоторые вопросы, связанные с инженерно-геологиче-
скими исследованиями в столице Грузинской ССР — г. Тбилиси.
В черте города в основании сооружений встречаются две группы
грунтов: 1) коренные породы палеоген-неогепа, представленные аргил-
литами, туфогспными глинистыми песчаниками, туфобрекчиями и их
разностями, и 2) пролювиально-делювиальные, озерные, аллювиальные
отложения — суглинки, супеси, пески, глины, галечники, гравий и др.
Эти грунты по-разиому проявляют свои свойства в контакте с сооруже-
ниями. Аргиллиты и песчаники — надежное основание для любых со-
оружений. Предел прочности на сжатие аргиллитов 165-10® Па, песча-
ников— от 230 до 570* 105 Па. Однако при вскрытии в строительных
котлованах приходится учитывать фактор усыхания, при котором резко
ухудшаются нх физико-механические свойства. Особенно подвержены
этому процессу аргиллиты. Широкое площадное распространение четвер-
тичных отложений предопределяет особый подход к ним как к строи-
тельным основаниям.
Среди вышеуказанных грунтов следует выделить озерные отложе-
ния — чередование ленточных легких и тяжелых суглинков с примеся-
ми супесей (<р=15—29°, /=0,23—0,55, С=0,1—0,6-105 Па). Эти отло-
жения, распространенные в центральной части города, подвержены
оползневым процессам, особенно на правом склоне р. Вере, и поэтому
при проектировании зданий вдоль полосы их распространения приходит-
ся учитывать этот фактор. В частности, следует точно определить мощ-
ность глинистых отложений, характер их залегания на склонах, степень
выветривания и т. д. Недоучет этих факторов привел к деформациям
жилого дома па Атенской улице, где пришлось провести комплекс скло-
ноукрепительных работ высокой стоимости.
Слабыми строительными свойствами характеризуются отложения
так называемого культурного слоя, которыми заполнены древние овра-
ги и низины. Несущая способность этой неоднородной суглинистой рых-
лой массы не превышает 0,5-105 Па. Они водообильны, что осложняет
выемку строительных котлованов. Особые затруднения вызвали эти
грунты при строительстве шахты Тбилисского метрополитена (станция
«Площадь Лепина»). Приток грунтовых вод из отложений культурного
слоя, мощность которого превышала 10 м, составлял 12 л/с. В процессе
интенсивной откачки начались заметные деформации расположенного
рядом многоэтажного дома. Потребовалось использование специально-
го метода замораживания грунтов, что заметно повлияло на стоимость
н продолжительность проходки шахтного ствола.
При решении задач городского строительства инженерно-геологиче-
ские исследования проводят в основном по двум направлениям: I) ис-
следования, связанные с реконструкцией существующих застроек; 2) ис-
188
следования примыкающих к городу заселенных территорий. Особое
значение с инженерно-геологической точки зрения придается вопросам
реконструкции, так как в связи с увеличением этажности зданий следует
учитывать и решать задачи возможного воздействия на грунты основа-
ния расположенных вокруг старых зданий и сооружений.
Застройка свободных площадей также имеет свою особенность.
В пределах перспективной застройки развита густая сеть сильно пере-
сеченного погребенного рельефа, представляющего собой размытую
поверхность коренных пород. Резкое различие в мощности покровных
отложений .определяет необходимость точного картирования погребен-
ного рельефа. Это необходимо как для наземного, так и для подземного
строительства, в частности Тбилисского метрополитена. Изыскательские
работы и практика строительства Тбилисского метрополитена дали бо-
гатый фактический материал по инженерно-геологическим условиям тер-
ритории города. Подземные трассы пересекают почти все разновидности
грунтов, распространенных в пределах города, что потребовало решения
разнообразных инженерно-геологических задач. Наличие богатого фак-
тического материала определило точный прогноз инженерно-геологиче-
ских условий при строительстве. Было установлено, что, несмотря на
сложность геолого-геоморфологических условий, в пределах города воз-
можно подземное строительство, но некоторые моменты требуют особо-
го внимания, в частности:
1)	быстрое и резкое понижение физико-механических свойств ко-
ренных пород — аргиллитфв — при обнажении в горных выработках,
так как в условиях измененной среды это самые неустойчивые из всех
разновидностей пород. В результате очень быстрого выветривания и
усыхания их коэффициент крепости уменьшается в 4 раза и более. По-
этому для аргиллитов приходится учитывать фактор времени при реше-
нии вопроса об оставлении выработок без бетонной обделки;
2)	наличие тектонических и экзогенных трещин, осложняющих гор-
нотехнические условия проходки. К тектоническим трещинам в сводо-
вых частях антиклиналей приурочены термальные воды (t от 37 до 47°)г
содержащие азот, сероводород и метан (до 0,2%), что влияет на режим
эксплуатации сооружения. Воды в породах верхнего эоцена высокомине-
рализованные (до 6 г/л) с содержанием сероводорода и имеют суль-
фатную агрессивность, что приходится учитывать при использовании
железобетонных конструкций;
3)	наличие во многих частях города рыхлых четвертичных пролю-
виально-делювиальных отложений, в том числе так называемого куль-
турного слоя, характеризующихся повышенной водообильностью в
проявлением плывунных свойств, в значительной мере осложняет усло-
вия строительства вертикальных и наклонных горных выработок. Про-
лювиально-делювиальные отложения замкнутых озерпых бассейнов
местами содержат концентрации магниевых и кальциевых сульфатных
солей, что может послужить причиной интенсивного суффозиониого вы-
щелачивания.
Инженерно-геологические процессы, возникающие при строительст-
ве жилых и промышленных зданий в Ереване, в значительной степе-
ни влияют на общую устойчивость территории города. В связи с освое-
нием новых территорий возникла необходимость строительства зданий
и сооружений на просадочных грунтах — белоземах. Недооценка про-
садочности этих грунтов привела к деформации более трех десятков
зданий в жилом массиве на правом берегу р. Раздан. Просадочны и
гипсоносные третичные глины, что явилось причиной разрушения здания
Ереванского мясокомбината. Для строительства на просадочных грун-
189
тах разрабатываются специальные конструкции фундаментов и прини-
маются меры по изоляции основания зданий от притока грунтовых и хо-
зяйственно-технических вод.
Город Ереван часто подвергается воздействию селей, причиняющих
большой вред городу. За последние годы осуществлены мероприятия по
борьбе с селями. Сооружены ливнерегуляторы, произведена разгрузка
основного селевого потока р. Гедар в соседние речные’бассейны, пост-
роены обводные каналы и дамбы. Отдельные, наиболее быстро разру-
шаемые береговые участки защищены системой укрепитедьпых соору-
жений. Эти мероприятия оказались достаточно эффективными в борьбе
о селевыми явлениями.
Хозяйственная деятельность человека в пределах Еревана и его
•окрестностей в значительной степени активизирует геологические про-
цессы. Вследствие многочисленных подрезок в ущелье р. Раздан при
проведении водоводов, оросительных и деривационных каналов, шоссей-
ных дорог, гидротехнических сооружений, планировки территорий для
•отдельных зданий образовался ряд оползней и обвалов.
В июле 1963 г. на южной окраине Еревана в ущелье р. Раздан про-
изошел обвал, в результате которого был разрушен ряд домов. В цент-
ральной части города, в районе Ереванского элеватора, наблюдается
подъем уровня грунтовых вод, в результате которого в подземных со-
оружениях зафиксированы деформации.
В последние десятилетия на территории Баку и ближайших неф-
тепромысловых площадей наблюдается региональный процесс повыше-
ния уровня грунтовых вод. Особенно значительное повышение уровня
грунтовых вод (от 0 до 2 м) отмечается в прибрежной полосе Бакин-
ской мульды, в центральной части города и на территории Биби-Эйбата.
Кроме того, контур его распространяется и иа полукольцо озер, окру-
жающих Бакинский амфитеатр. Процесс быстрого повышения уровня
грунтовых вод, несомненно, связан с хозяйственным и прежде всего
промышленным освоением территории. Обводнению подвергаются
прежде всего антропогенные отложения, а местами, например на Баи-
лове, и верхнеплиоценовые породы апшеронского яруса.
Основные факторы быстрого подъема уровня грунтовых вод сле-
дующие.
1.	На территории городской застройки — утечки из водопровод-
ной городской сети. Согласно данным Бакводопровода, утечки воды из
городского водопровода составляют около 20%, что достаточно для
•обеспечения питьевой водой города с населением около 200 тыс. человек.
Существующие канализационные и водопроводные системы города в
.агрессивных грунтовых условиях, при наличии блуждающих токов,
сильно подвергаются коррозии, что и является одной из причин утечки
воды.
2.	На промысловых площадях - сброс промышленных вод.
3.	На территориях садово-паркового хозяйства и питомников, а так-
же на всех участках озеленения — интенсивный полив насаждений.
4.	Крайне ограниченное в настоящее время использование грунто-
вых вод для целей водоснабжения.
Повышение уровня грунтовых вод, вызвавшее затопление подвалов
и увеличение сырости помещений, потребовало систематических откачек
воды, что вследствие суффозии нарушает прочность построек. С другой
стороны, в пониженной части городской территории оно ухудшило мик-
роклимат. Повышение уровня грунтовых вод способствует понижению
прочностных и деформативных показателей грунтов.
190
В Азербайджанской ССР в городском строительстве основное мес-
то занимает крупнопанельное домостроение. Жилищное строительство
большими темпами идет как в столице республики, так и в других го-
родах, в частности в Кировабаде, Сумгаите, Мипгечауре.
В Мипгечауре грунтами основания для строительства город-
ских зданий и сооружений являются просадочные суглинки и супеси
мощной делювиальной толщи. Следует отметить, что при проектирова-
нии оснований зданий и сооружений пока еще не учитываются специ-
фические особенности этих грунтов и характер их деформативно-напря-
женного состояния в условиях совместной работы основания с соору-
жением. Это часто приводит к неправильным конструктивным реше-
ниям.
Наличие просадочных лессовидных грунтов в основании ряда жи-
лых зданий часто обусловливало деформации фундаментов и несущих
конструкций, особенно на начальных этапах строительства, когда еще
не было достаточного опыта и не применялись полноценные проектные
решения. Такие деформации имели место в начальной стадии эксплуа-
тации жилых домов серии ММ-8-50 и КС-8-51. В результате замачива-
ния основания и образования неравномерных осадков в фундаментах
и несущих стенах и конструкциях появились трещины, местами рас-
крытые до 40 мм и более. Для устранения деформации й сохранения
зданий была увеличена толщина фундамента, устроены железобетонные
пояса по периметру верхней части -здания и проведены мероприятия по-
прел отвращению замачивания основания зданий.
Отмечены случаи деформации зданий при строительстве на набу-
хающих глинах. В качестве характерных примеров . можно привести
здание Перекешкюльской нёфтепсрекачечной станции, расположенной
между городами Баку и Шемаха, водовод Шолларского водопровода,
опоры автодорожного моста в Баиловском районе Баку и др. После де-
формации эти объекты были капитально укреплены и сейчас нормально
эксплуатируются.
Значительно меньше данных о влиянии илистых грунтов на устой-
чивость зданий и сооружений. Характерен мгновенный наклон пяти-
этажного каменного жилого дома в г. Сумгаите с отклонением верхнего
карниза от первоначального положения на 120 см. Выяснилось, что в
основании здания залегала толща илистых отложений с коэффициентом
пористости 1,1 при почти текучей консистенции, что ставило под сомне-
ние их использование в качестве естественного основания. Перекос до-
ма был устранен задавливанием трубчатых металлических свай под
фундамент с помощью домкратов.
Для ряда городов Северного Кавказа основной проблемой является
строительство и эксплуатация зданий на лессовых породах. Просадки
лессовых пород в городах Грозном, Буденновске, Георгиевске, Малго-
беке и других привели к значительным деформациям крупных сооруже-
ний. Для обеспечения нормальных условий строительства и эксплуата-
ции разработаны и применяются следующие меры борьбы с просадоч-
ностью.
1. Поверхностное уплотнение лессовых пород тяжелыми трамбовка-
ми. Этот метод дает хорошие результаты при небольшой мощности про-
садочной толщи (до 3—5 м). Он успешно применен при подготовке ос-
нований Изобильненского сахарного завода. Здесь объемная масса лес-
совидных суглинков в слое мощностью 2,5—3,0 м возросла с 1,35—1,50
до 1,70—1,75 г/см3. Поверхностное трамбование широко применяется
при уплотнении лессовых пород при возведении промышленных соору-
жений в Ставрополе.
191
2. Поверхностное замачивание. Для полной ликвидации нросадоч-
яости необходимо длительное время (3—8 месяцев) и равномерное про-
мачивание всей просадочной толщи, что обеспечить очень трудно. По-
этому предварительное замачивание лессовых пород стало применяться
-с последующим уплотнением верхнего слоя грунта тяжелыми трамбов-
ками или с устройством послойно уплотненного земляного экрана мощ-
ностью 2,0—2,5 м.
Этот метод подготовки основания на просадочных породах приме-
няется в восточных районах Ставропольского края и в Чечепо-Ингуш-
•ской АССР. Кроме того, используются методы устройства свайных ос-
нований как на всю мощность лессовой толщи, так и только верхней
части. Это висячие сваи, силикатизация, обжиг лессовых грунтов через
скважины и получение обожженных свай, имеющих необходимую несу-
щую способность. В Грозном был применен способ предварительного
замачивания с использованием энергии взрыва, что обеспечило необхо-
димое уплотнение лессовых грунтов. Было осуществлено также площад-
ное термическое закрепление грунта для основания крупного сооруже-
ния площадью 3000 м2. Обжигу подвергалась толща просадочного лес-
сового грунта мощностью 9 м, залегающая на глубине 6 -7 м. Продол-
жительность обжига составила 577—976 ч, после чего лесс полностью
утратил просадочные свойства и превратился в полускальную породу с
пределом прочности на сжатие 10—30-Ю5 Па. Во всех случаях выбор
надежного способа ликвидации просадочности обеспечивался на основе
детальных инженерно-геологических исследований и определения сте-
пени просадочности лессовых пород на конкретных объектах.
По данным А. П. Рослова, М. И. Черкасова и Е. А. Сорочана, в
Краснодаре и его окрестностях наблюдаются деформации зданий, вы-
званные набуханием и усадкой покровных глинистых грунтов в зоне
переменной увлажненности в зависимости от атмосферных осадков.
В результате проявляется значительное давление набухания (около
2,0-105 Па), что часто служит причиной деформации малоэтажных
зданий.
Особое значение приобретает инженерно-геологическая оценка ус-
ловий строительства для Дагестанской АССР и, в частности, для Ма-
хачкалы, расположенной в сейсмически активной области. Территория
города характеризуется разнообразием инженерно-геологических усло-
вий и частой сменой литологического состава пород. Глины сарматского
возраста, повсеместно распространенные в пределах города, имеют об-
щую мощность несколько сотен метров. Четвертичные отложения ха-
зарской, хвалыпекой и ново каспийской террас перекрывают сарматские
отложения н имеют мощность до 25 м. Уровень грунтовых вод в преде-
лах города высокий. Сейсмическая интенсивность для основной части
территории Махачкалы равна 7 баллам. На карте сейсмического мик-
рорайонировапия города выделены 4 района с различной степенью сей-
смической активности, требующие индивидуального подхода к проекти-
рованию и проведению антисейсмических мероприятий (Ревелис, Ку-
черенко, 1969). В зависимости от вида оснований и несущей конструк-
ции для строительства рекомендованы как наиболее сейсмостойкие сле-
дующие типы строений:
а)	здания с несущими кирпичными, каменными, крупноблочными,
крупнопанельными стенами, стенами из монолитного бетона, железобе-
тона и сборные здания нз объемных железобетонных элементов;
б)	каркасные здания с диафрагмами жесткости или заполнением
панелей каркаса, участвующих в восприятии сейсмических сил;
192
в)	каркасные здания с навесными панелями, мало включающимися
в работу каркаса при действии сейсмических сил.
Первая группа зданий, как правило, отличается наибольшей жест-
костью, последняя — наименьшей.
Значительные трудности возникают в условиях Махачкалы при уст-
ройстве фундаментов сооружений в четвертичных грунтах со слабой
несущей способностью, при наличии грунтовых вод с высоким уровнем
и агрессивностью. Применение фундаментов из сборных железобетон-
ных и бетонных блоков экономически невыгодно, поэтому рекомендова-
ны и в последнее время внедряются свайные фундаменты, которые при-
обретают ведущую роль в конструкциях зданий, возводимых в сейсми-
ческих районах (Алиев, 1970).
Уникальным примером опыта строительства в районах, интенсивно
пораженных оползнями, является Большой Сочи. На его террито-
рии, занимающей площадь 200 км2, развито более 5000 оползней, при-
чем большинство из них ежегодно активизируется. Широко известные
оползни горы Бытхи, Мамайский, оползни на морском склоне в между-
речье Агура—Хоста, включая Ахунский оползень, по площади достигают
нескольких квадратных километров с глубиной захвата 10—20 м и бо-
лее. Значительное их количество зафиксировано в береговой полосе
Центрального и Хостинского районов г. Большой Сочи, где развито свы-
ше 330 оползней, поражающих в годы максимальной активизации до
40%। территории их развития.
Строительство здравниц, жнлых домов, дорог в условиях повышен-
ной оползневой активности, часто связанной с интенсивной абразией
берегов, постоянно сталкивается с большими трудностями. Неоргани-
зованная борьба с оползнями способствовала их активизации. Так, не-
согласованная застройка склонов горы Виноградной постоянно сопро-
вождалась образованием новых оползней, особенно на приморских уча-
стках. В Хостинском районе в результате вырубки леса склон площадью
более 10 га был почти полностью поражен оползнями. Убедительным
примером может служить и Ахунский оползень, ежегодная активность
которого наносила большой ущерб железной дороге, автомагистрали и
дому отдыха «Ахун». Поскольку борьба с оползнями велась разобщен-
но, она была неэффективной, хотя сопровождалась большими затратами.
Это обстоятельство и послужило толчком к коренному пересмотру
методов оценки инженерно-геологических условий застраиваемых пло-
щадей и практики строительства. В 1934 г. в Сочи была создана Чер-
номорская научно-исследовательская оползневая станция, возглавившая
работы по изучению инженерно-геологических условий застраиваемых
территорий и стационарному исследованию оползневых и абразионных
процессов. Опыт предшествующих лет позволил избежать имевшихся в
прошлом упущений и дал возможность перейти к планомерному освое-
нию всей территории города, сопровождаемому взаимосвязанным комп-
лексом берегоукрепительных и противооползневых работ.
Уже в предвоенные годы на оползневых склонах Сочи был построен
ряд крупных объектов: санатории им. Орджоникидзе, «Правда», «Чай-
ка» и др. Большую роль сыграло созданное в 1946 г. Управление про-
тивооползневых работ, практическая деятельность которого позволила
стабилизировать ряд крупных оползней, в частности оползни горы Ви-
ноградной, пос. Красный Огородник, Приморского парка, пос. Дагомыс,
Мамайский и др.
Сложность строительства на оползневых склонах наглядно видна
на примере Мамайского склона, пораженного оползнями практически на
всем протяжении (более 5 км). Мамайский оползневой участок протяги-
193
A
Рис. 23. Мамайский оползпспой бассейн (составил II. И. Комарницкий):
а — схематический план; б — геолого-литологический разрез по оси А—А; 1 — подпор-
но-нолноотбойные стенки; 2 —наброска из тетраполов; 3— железная дорога; 4 — маги-
стральный водовод в плане; 5— асфальтированная автодорога в плаве; 6 — частные-
строения; 7 —границы бассейна (в), областей (б) и отдельных оползней (в); в —де-
лювиальные глины; 9— делювиально-оползневые глины; 10 — всрхнеплейстоцеи-голо-
ценовые оползневые накопления: 11— конгломераты карангатской террасы;/2 —аргил-
литы сочинской свиты олигоцена; 13 — галерея тоннельного типа в разрезе
вается вдоль берега моря на 700 м, длина его по склону около 400 м,
крутизна склона, сложенного аргиллитами сочинской свиты олигоцена,
перекрытыми древисоползнсвыми накоплениями, около 1Г (рис. 23).
•Объем грунтовой массы, предрасположенной к оползанию, около
1,1 млн. м3, максимальная глубина захвата 28 м. Интенсивное освоение
склона резко активизировало оползень. Постройка галереи закрытого
типа и другие меры оказались бесполезными. Лишь выполнение комп-
лекса берегоукрепительных и противооползневых мероприятий (подпор-
ные и волноотбойные стены с застеппым дренажом, тетраподы, гидро-
смыв сползающих пород, регулирование поверхностного водостока, по-
садка деревьев, железобетонная галерея закрытого типа с массивными
порталами) приостановило развитие оползней в нижней части склона
вдоль трассы железной дороги. Однако в верхней части склона наблю-
даются частые оползневые деформации полотна автодороги, поэтому
дальнейшее освоение Мамайского косогора будет производиться только
после приостановки всех оползней участка.
Накопленный опыт позволил разработать генеральный план разви-
тия Большого Сочи, утвержденный в 1967 г., согласно-которому подго-
товлена схема противооползневых мероприятий, связанных с инженерно-
геологическим обоснованием строительства, включая обязательную про-
филактику склонов.
Опыт строительства и возросшие материально-технические возмож-
ности позволили перейти в последние годы к сооружению на оползневый
склонах зданий повышенной этажности, рассчитанных на 8-балльную
•сейсмичность. При возведении этих зданий в качестве фундаментов ши-
роко используются монолитные железобетонные плиты и буронабивные
сваи, как правило, применяемые в комплексе с противооползневыми
(подпорные стены, дренаж, регулирование стока) и берегоукрепитель-
ными (волноломы, буны, рисбермы, траверсы, тетраподы) сооруже-
ниями.
ГЛАВА 12
ЛИНЕЙНОЕ строительство
Дорожное строительство на Кавказе, имеющее столетнюю историю, свя-
зано с решением задач проектирования в сложных условиях сильно пе-
ресеченного горного рельефа при интенсивном развитии разнообразных
геологических процессов: оползней, обвалов, осыпей, снежных лавин,
селей, речной эрозии и морской абразии.
Анализ опыта дорожного строительства производится в соответст-
вии с определенными геолого-геоморфологическими условиями:
а)	предгорная область с терригенно-осадочными отложениями и
мощным делювиальным чехлом;
б)	горные участки с развитием скальных эффузивно-осадочных
.пород;
в)	горные участки с интенсивным развитием процессов выветрива-
ния в древних кристаллических породах.
Наиболее характерным примером участка первого типа является
полоса Черноморского побережья от Сухуми до Туапсе длиной до
•300 км, где борьба с оползнями вдоль железной и автомобильной дорог
ведется с начала текущего столетия. Основные осложнения в процессе
195
строительства и эксплуатации дорог вызваны развитием нескольких
крупных групп оползней побережья — Петропавловской, Новоафопской
н Сухумской, приуроченных к глинистым отложениям майкопской сви-
ты и их делювию, а также оползней Большого Сочи и приморской по-
лосы Сочи--Туапсе, приуроченных к терригенно-карбонатному флишу
палеогена и покрывающему его глинистому и глинисто-щебнистому де-
лювию.
Линейная пораженность оползней на этих участках до 50%, что во-
многом определяется абразией берегового склона. Здесь выделяется
два типа оползней: неглубокие оползни пластического течения, главным
образом в глинистом делювии, и глубокие оползни скольжения — с за-
хватом коренных пород, с подводной разгрузкой языков оползня па дне
моря. Борьба с неглубокими пластическими оползнями осуществляется
довольно успешно облегченными подпорными стенками и агролесомелио-
рацией склонов. В случае оползней второго типа мероприятия по отво-
ду вод, планировке склонов и их агролесомелиорации комбинируются с
активными мерами защиты от абразии: устройством бун, волноломов/
траверсов с отсыпкой искусственных пляжей, которые противодейству-
ют энергии волн, защищая берег от размыва, а также пригружают
языковую часть оползней, что осуществлено на ряде Сухумских и Пово-
афонских оползней и близ Сочи.
Как показали морские инженерно-геологические исследования,,
большинство оползней с подводной разгрузкой выклинивается па отмет-
ках — 4—6 м, соответствующих фанагорийскому регрессивному уров-
ню. Эти глубины моря вполне доступны для заложения берегозащитных
сооружений современных конструкций, и в случае отсыпки галечно-гра-
вийного материала они обеспечат устойчивость береговой зоны моря.
Трудности и большие затраты в процессе эксплуатации вызваны недо-
статочным инженерно-геологическим обоснованием и отставанием за-
щитных мероприятий но укреплению откосов и насыпей от строитель-
ства и сдачи в эксплуатацию полотна железной и автомобильной дорог.
В результате вскрытия и увеличения крутизны древнеоползневых
склонов, сложенных быстро выветривающимися аргиллитами и глина-
ми (рис. 24), последние уже через 1—2 года теряют устойчивость, фор-
мируя новые очаги оползней и обвалов, иногда очень крупных. Этому
способствует постоянная вибрация от движущегося транспорта, а также
разуплотнение пород под воздействием буровзрывных работ. Приме-
рами образования оползней в результате подсечек склонов выемками
являются: оползневой участок — «3«3—«35-й километр железной дороги
Туапсе—Адлер, а также откосы автомобильной дороги Новороссийск—
Батуми па участке Михайловского и Ишагского перевалов. Здесь от-
ставание строительства сравнительно простого комплекса защитных со-
оружений (подпорные стенки и водосливные каналы) всего на два года
привело к потере глубинной устойчивости нагорного низового откосов
шоссе, полотно которого неоднократно срывалось вниз по склону на де-
сятки метров, и осуществляемые уже больше десятилетия противоополз-
невые мероприятия к надежной стабилизации склонов не привели.
Активизация оползней, связанная с лесоразработками и интенсив-
ным дорожным строительством, проявляется на Северо-Западном Кав-
казе в границах Краснодарского края. Обнажение склонов, сложенных
легковыветриваемыми аргиллитами мезозойского флиша, сопровож-
дается интенсивной эрозией и оврагообразовапием, которые наряду с
подрезками склонов при строительстве автодорог способствуют разви-
тию оползней. Эти процессы широко проявлены в Северском леспром-
хозе, в урочище Тхач (междуречье Белой и Лабы), на Михайловском
196
Рис. 24. Инженерно-геологический разрез в среднеолигоценовых—
нижнемиоценовых глинах в откосе выемки автодороги Сухуми —
Гагра (по Г. С. Золотареву, Т. Ю. Пиотровской, 1973):
1—делювий — суглинки желтовато-бурые, комковатые с трещинами
высыхания, ожелезненные; 2—щебень глии, мелкий, остроугольный,
желтовато-охристый, сильно ожелезненный, легко разрабатывается;
3— щебень глии, средний, остроугольный, серовато-желтый, сильно
ожелезненный, легко разрабатывается; 4 — щебень плитки глин жел-
то-бурых, с интенсивным ожелезнеиием по трещинам выветривания,
с прослойками мелкозернистого песка, легко разрабатывается; 5 —
глины буровато-серые с тонкими прослойками мелкозернистого песка,
выветривание преимущественно по прослоям песка, разбиваются на
плитки с бурой каймой выветривания; разрабаты-
ваемое™ средней трудности; 6 — глины черные,
слоистые, плотные с тонкими прослоями мелко-
зернистого песка, карбонатные; по трещинам вы-
ветривания и слоистости прн ударе распадаются
на плнтки н глыбы, трудно разрабатываются;
7 — трещины выветривания, раскрытые, ожелез-
неиные; 8—глины черные (вне зон выветрива-
ния), очень плотные, слоистые, кар-
бонатные с тонкими прослойками
песка; 9,10 — места отбора монолита
н их номера; 11 — пористость (%)
средняя для горизонта выветрнвання;
12 — эпюры скоростей продольных ’
волн по сейсмическому зондирова-
нию, м/с
'	Полотно автодороги
К ступень
III ступень
IV ступень
VI ступень
I ступень
V ступень
1300
2500
2600 ;
Падение пород ЮВ 150°z^3€°
6,0 4Д
«•ю,
«•QiiiF129
я л=43,Та
'Tz/Z/Z
400- -127
.126
•125
1300
124
•123
•122
121
•120
119
118
•117
116
•11S
21.9
Расстояние, м
142
128 11.0	9,2.
1,8

9 I "$19
4 2 Ю

12
перевале автодороги Новороссийск — Туапсе и в других местах. Один
из оползневых косогоров находится на участке, где трасса новостройки
совмещена со вторым путем линии Армавир — Туапсе (рнс. 25). Склон,
сложенный силыютрсщиповатыми и выветрелыми юрскими аргиллита-
ми, был закреплен четырьмя рядами буронабивных свай диаметром
720 мм и длиной 8—9 м, «пришивших» оползающие грунты к несмсщае-
мым породам.
Рис. 25. Геологический разрез оползневого участка на железнодорожной линии
Армавир — Туапсе, укрепленного рядами буронабивных свай (составил К Ш Ша-
дунц):
7 — делювиальные суглинки с включениями до 10% дресвы и щебня аргиллитов;
2 — то же с включениями 40—45%; 3— тонкослоистые сильиотрещиноватые и
выветрелые аргиллиты; 4 — коренные аргиллиты флишевой формации мезозоя;
5 — поверхность скольжения
Необходимо отметить деформации земляного полотна вдоль новой
трассы Краснодар—Туапсе, а также по автодороге Краснодар- Джубга,
связанные с набухающими и усадочными свойствами глинистого делю-
вия. Неравномерность увлажнения и усыхания, глубокие трещины и
значительное давление набухания (5- 10-1 О’ Па) способствовали обра-
зованию трещин скола, блоковому смещению грунтов и деформации от-
косов выемок па ряде участков.
Значительными трудностями сопровождалось сооружение железно-
дорожных тоннелей в глинистых отложениях майкопской свиты ла Чер-
номорском побережье Абхазии. Строительство и эксплуатация боль-
шинства тоннелей, построенных в глинах майкопской свиты, в основ-
ном с целью обхода оползней на участках Сухуми — Новый Афон - -
Мюссера, осложнялись в результате увлажнения глин, вызывающего
значительное давление набухания (10—12-105 Па) и как следствие де-
формацию тоннелей обделки.
Недостаточно отработана методика оценки устойчивости тоннелей,
пересекающих флишевые толщи Северо-Западного Кавказа. Серьезные
осложнения возникли в строящемся с 1970 г. Лысогорском тоннеле на
железнодорожной ветке Краснодар — Туапсе. После заглубления на
150 м тоннель, заложенный в однообразной толще аргиллитов флишевой
198
формации юры, вошел в сильподислоцированную зону, осложненную
многочисленными разрывными нарушениями (рис. 26, а) и исключи-
тельной раздробленностью и неустойчивостью пород. Мощность отдель-
ных зон дробления аргиллитов достигает 100 м. Следы тектонических
движений в виде зеркал скольжения и трещин, заполненных глиной,
отмечаются и за пределами зон дробления. Все это обусловило значи-
тельные деформации железобетонной обделки, выколы бетона и разру-
Рис. 26. Схематический геологический разрез по осн Лысогорского тоннеля, по мате-
риалам Кавгипротранса (а), и поперечное сечение тоннеля, по данным строительной
документации (6):
1— аргиллиты с редкими прослойками песчаников юры; 2 — линия тектонического
разлома; 3—плитчатые аргиллиты с редкими прослойками песчаников; 4— щебни-
сто-дресвяный материал в зоне тектонического дробления; 5 — линия тектонического
дробления
шение отдельных блоков в кольце, что вызвано проявлением высокого
вертикального и бокового давления, достигающего 80—100 т/м2, а в
отдельных случаях и 130 т/м2. Проходка осложнялась частыми вывала-
ми и обрушением пород в тоннеле (рис. 26, б), что потребовало допол-
нительных дорогостоящих работ по усилению железобетонной обделки
и чугунных тюбингов и удлинило сроки ввода в эксплуатацию Лысо-
горского тоннеля, а тем самым железнодорожной линии Краснодар —
Туапсе.
Примером опыта строительства на горных участках с развитием
скальных эффузивно-осадочных пород служат линейные коммуникации
Армянской ССР. Прокладка железных дорог в глубоких крутосклонных
долинах затрудняется камнепадами, обвалами и снежными лавинами.
Наибольшее осложнение вызвано обвалами на Кировакапской дистан-
199
цни Закавказской железной дороги, где из 100 км дороги 39,2 км проле-
гают ио обвальным участкам, приуроченным к крутым (30—70°) скло-
нам, сложенным андезито-базальтовыми и долеритовыми лавами четвер-
тичного возраста и отчасти сильнотрещиноватыми порфиритами эоце-
на. Здесь выделяются обвалы крупных глыб с крутых карнизов, вывалы,
обвалы делювия и массовые обвалы (141 участок). Для стабилизации
обвальных участков Кироваканской дистанции проведен большой комп-
лекс инженерных мероприятий, а на отдельных участках сооружены
галереи и тоннели.
Неправильная эксплуатация искусственных сооружений нарушает
естественный сток поверхностных вод, переувлажнение рыхлых отложе-
ний на склонах и интенсифицирует селевые выносы в объемах до не-
скольких десятков тысяч кубометров снесенной породы. Необходимо
указать, что селевые потоки обладают большой разрушительной силой.
Они неоднократно сносили металлические пролетные строения мостов
весом до 35 т. Только за 1959 г. в результате забивки искусственных
сооружений и завалов пути наносами было 18 случаев перерыва дви-
жения поездов. 26 июня 1957 г. в результате прошедших в Мегринском
районе кратковременных ливней участок перегона Мегри—Карчеван
был загроможден селевыми выносами объемом до 7000 м3.
Многолетний опыт эксплуатации железнодорожных линий, проле-
гающих в селеопасных районах, позволил разработать наиболее эффек-
тивные методы борьбы с этим опасным процессом.
До последнего времени при проектировании дорог в горных усло-
виях кристаллические породы считались устойчивыми в откосах и осно--
ваниях инженерных сооружений. Однако при строительстве Рикотской
перевальной автодороги (1956s—1960), соединяющей Восточную и За-
падную Грузию, столкнулись со значительными трудностями, вызванны-
ми многочисленными оползнями и обвалами в коре выветривания гра-
нитоидов. При вскрытии выемки дороги оказалось, что мощность коры
выветривания в гранитоидах местами свыше 30 м, что в условиях боль-
шой крутизны склонов способствовало развитию оползней, количество
которых на 50 км перевальной автодороги превышало сорок. По типу
движения чаще всего встречаются оползни-обвалы, реже оползпи-блокп
скольжения, местами древние глинисто-щебнистые накопления верхних
зон коры выветривания переходят в оползни пластического типа.
Значительную роль в активизации оползней сыграл недоучет влия-
ния дорожностроительных работ на изменение инженерно-геологических
условий склонов. В частности, верховые откосы автодороги были под-
сечены под очень большими углами (50—70°). На развитие оползневых
и обвальных явлений сильное влияние оказали массовые взрывы при
строительстве, способствовавшие расширению существующих трещин в
массиве пород, образованию оползневых трещин, смещению пород вниз
по склону в результате сейсмического воздействия взрыва, активизации
процессов выветривания и увеличению мощности зон выветривания.
Изучение оползней в гранитоидах на 19, 22, 49-м километрах Ри-
котского перевала показало, что первые три типа перечисленных явле-
ний характерны для глыбовой и скрытотрещиноватой зон коры вывет-
ривания. Образование оползневых трещин и сейсмическое действие на
смещение пород вниз по склону свойственны щебенчатой зоне коры вы-
ветривания. Расчеты, основанные на определении ускорения взрывной
волны в зависимости от веса заряда и физических свойств пород, по-
казали, что при массовых взрывах на Рикотском перевале создается со-
трясение, соответствующее по силе 9-балльному землетрясению. Это
понижает коэффициент устойчивости склона на 16%. Указанные ослож-
200
нения привели к значительному изменению направления трассы, а также
к осуществлению обширного комплекса инженерных мероприятий по
укреплению откосов и дорожного полотна на Рикотском перевале.
Аналогичные явления обнаружились при строительстве и эксплуа-
тации железнодорожной линии Иджевань—Джульфа (1941), где при-
менение массовых взрывов привело к образованию около 80 обвалов па
участке длиной 127 км в гранодиоритах третичного возраста. Для лик-
видации подобных явлений Кавгипротранс в 1961 г. разработал Ген-
план, осуществление которого наряду с наземными сооружениями по-
требовало проложепия топнелей на Ордубадской дистанции. Очевид-
ность отрицательного воздействия массовых взрывов на состояние скло-
нов при дорожном строительстве в горных условиях привела к замене
их контурными взрывами, которые вызывают минимальные изменения
массивов горных пород в естественных условиях.
Одна из основных и сложных проблем железнодорожного строи-
тельства на Кавказе — проблема сооружения Транскавказский желез-
ной дороги, давно привлекающая внимание специалистов, что обуслов-
лено важным экономическим значением прямого железнодорожного со-
общения по кратчайшему пути между обеими сторонами хребта. К на-
стоящему времени накоплен обширный материал по проектированию и
изысканиям, однако проблема до сих пор не решена, что объясняется
исключительной сложностью ипженерно-геологических условий строи-
тельства железной дороги в пределах Кавказского хребта. В связи с
составлением нового проекта строительства этой дороги, предусмотрен-
ного плановым развитием народного хозяйства Грузинской ССР, в 1974 г.
были проведены инженерно-геологические изыскания для разработки его
технико-экономического обоснования. Систематизация и обработка су-
ществующих материалов и проектно-изыскательской документации прош-
лых лет показали, что из всех вариантов направления трассы самыми
конкурентоспособными являются три: Архотское (восточное), Квенамт-
ское (среднее) и Горийское (западное). Инженерно-геологические ис-
следования на стадии технико-экономического обоснования показали
преимущество Архотского варианта.
ГЛАВА 13
СТРОИТЕЛЬСТВО ГОРНОРУДНЫХ
ПРЕДПРИЯТИЙ, ДОБЫЧА НЕФТИ И ГАЗА
Строительство и эксплуатация горнорудных предприятий на угольных,
марганцевых и полиметаллических месторождениях Кавказа ведутся в
трудных геологических и горнотехнических условиях. Основная слож-
ность заключается в поддержании устойчивого состояния сети подзем-
ных выработок и откосов карьеров и изыскании рациональных способов
разработки месторождений. Инженерно-геологические явления, возни-
кающие непосредственно в зоне подземных разработок на месторожде-
ниях Грузии, в результате частичной разгрузки напряженного состоя-
ния массива и перераспределения напряжения вызывают пучение пород,
пластические их деформации, выпирания, вывалы. Такие явления раз-
виты в глинисто-песчанистых породах на Ткибульском и Ахалцихском
месторождениях. Особенно интенсивные деформации в виде пучения'
201
глинистых пород происходят в Ахалцихских шахтах,, причем пучение
возникает сразу же после проходки выработки.
Деформациям подвержены и крепкие породы — песчаники и алев-
ролиты. Значительно увеличивается их трещиноватость, происходит их
выпирание и вывалы в выработанное пространство. Резкое ухудшение
горно-геологических условий наблюдается в местах пересечения выра-
ботками зон ослабления (тектонические нарушения, зоны повышенной
трещиноватости н т. л). Интенсивность проявления деформаций в шах-
тах зависит и от условий залегания пород. Особенно ощутимо влияние
тектоники на Ткварчельском месторождении, где углевмещающие тол-
щи разбиты на отдельные блоки крупными сбросами, являющимися и
путями проникновения подземных вод в шахты. Имеются случаи про-
рыва вод из древних русел рек и водоносных трещин.
Осложнения при разработке месторождений помимо геологических
условий часто связаны с глубиной ведения работ, способом отработки
шахтных полей, конфигурацией выработок, характером крепи н т. д.
Эти горно-геологнческие факторы требуют особого учета прн разра-
ботке глубоких горизонтов Ткибули-Шаорской угленосной площади.
Сдвижение пород и оседание земной поверхности особенно харак-
терны для месторождений Ахалцихе, Чиатура, Ткибули, Ткварчели. По
данным Грузинского филиала ВНИМИ, на Ахалцихских шахтах кровля
в лаве теряет устойчивость и приходит в движение при образовании
пролета между целиком и очистным забоем в 3—4 м, а на Ткварчель-
ском месторождении, где кровлю угольных пластов составляют плотные
мелкозернистые песчаники, пролет’ увеличивается до 35—40 м. На Чиа-
турском марганцевом месторождении при очистных работах на глубине
50—100 м сдвижение толщи в первый период выработки достигает зем-
ной поверхности через 8—15 дней, на Ткибульском месторождении —
через 1—1,5 мес, а на Ткварчельском — через 3—4 мес.
На угольных месторождениях Грузии полоса деформированных
участков поверхности в результате сужения пород кровли подземных
выработок.часто совпадает с горными склонами. Образование трещин
на склонах и оседание поверхности часто влекут за собой возникнове-
ние оползней. Оползневые деформации особенно распространены в
районе Ткибульскнх шахт, где активизации оползневых процессов спо-
собствует разработка глинисто-песчаных склонов для гидрозакладки
шахт. Оползневые процессы широко развиты на территории Ахалцих-
ского буроугольиого месторождения.
Развитие оползней имеет место и при добыче нефти и газа. В пер-
вой четверти текущего столетия на Терском и Сунженском хребтах бы-
ло пробурено большое количество скважин с целью вскрытия нефтенос-
ных пластов в миоценовых отложениях на глубине 500—1000 м. Боль-
шая часть скважин оказалась непродуктивной; эти скважины ликвиди-
рованы не были. С течением времени обсадные колонны их были раз-
рушены коррозией, а подземные воды глубоких водоносных ' оризонтов,
поднимаясь вверх по скважинам, начали обводнять породы в приусть-
евых их частях. Такие скважины здесь получили местное название
<байпасы». В обводненных глинистых породах сразу же начались ополз-
невые деформации. В результате на склонах Терского и Грозненского
хребтов, особенно в Старопромысловском районе Грозного, возникло
множество оползней. В дальнейшем аналогичную роль стали играть и
неликвидированные скважины на выработанных нефтяных месторож-
дениях.
В Терско-Сунженской антиклинальной зоне имеются гидродинами-
чески изолированные нефтяные залежи на глубине 2—4 км, приурочеп-
202
ные к трещиноватым известнякам верхнего мела в сводовых частях ан-
тиклинальных складок. В результате сильного бокового тектонического
сжатия в нефтяных залежах часто создаются аномально-высокие плас-
товые давления. Недоучет этих особенностей при неправильной эксплуа-
тации нефтяных залежей может привести к неблагоприятным послед-
ствиям.
По данным Г. М. Сухарева, на Старогрозненских промыслах на од-
ной из таких гидродинамически изолированных залежей в верхнемело-
вых трещиноватых известняках мощностью 320 м был начат форсиро-
ванный отбор нефти и газа. Первоначальное пластовое давление в за-
лежи было аиомально-высоким и составляло 684 атм при температуре
до 155°. При отборах нефти и газа давление за короткое время резко
упало до 440 атм, а температура снизилась до 120°. Несомненно, при
этом в сводовой части антиклинали происходило быстрое перераспре-
деление термоупругнх напряжений в горных породах, что, по-видимому,
вызвало мгновенный сдвиг слоев по одному из тектонических разрывов,
сёкущих антиклиналь. Это и явилось причиной землетрясения 26 мая
1971 г., эпицентр которого располагался в 16 км от Грозного. Сила его
в эпицентре достигала 7 баллов; здесь были отмечены деформации и
разрушения жилых и административных зданий. Подтверждением при-
чины землетрясения является неглубокое (~2 км) положение его эпи-
центра.
Следует отметить, что аналогичными геолого-структурными усло-
виями характеризуются многие нефтяные залежи Терско-Сунжеиской
зоны и при проектировании режима отбора нефти и газа из них необхо-
димо предусматривать меры, компенсирующие резкое падение пласто-
вых давлений (закачка воды, газа и др.). Следует учитывать также и
то, что закачка воды в горные породы, приводящая к увеличению плас-
тового давления, может изменить напряженное давление в крупных
массивах пород и вызвать землетрясения.
ГЛАВА 14
СТРОИТЕЛЬСТВО МОРСКИХ ПОРТОВ,
БЕРЕГОУКРЕПИТЕЛЬНЫХ СООРУЖЕНИЙ,
НЕФТЕПРОМЫСЛОВ
Хозяйственная деятельность человека особенно ярко отражается на из-
менении природных условий береговой зоны Кавказского побережья
Черного, Азовского и Каспийского морей, где из-за недостаточно проду-
манного строительства морских гидротехнических сооружений uponcxoi
дит усиление абразионной деятельности и сокращение ценной берего-
вой зоны вследствие недоучета геологических условий и физико-механи-
ческих свойств донных отложений и влияния береговых оградительных
сооружений на динамику береговой зоны смежных участков. Так, послс-
строитсльства Батумского, Очамчирского, Сухумского и Сочинского
портов наблюдалось резкое изменение режима динамики береговой зо-
ны. Это привело к значительным размывам приморской территории, со-
провождающимся разрушением сооружений, построенных в этой полосе.
Отрицательное влияние портовых оградительных сооружений на
устойчивость береговой зоны на Аджарском побережье Черного моря
203
было подмечено еще r начале текущего века. Постройка мола Батум-
ского порта на оконечности Бурун-Табийского мыса вызвала почти пол-
ное прекращение паносов в береговую зону, питаемую вдольбереговым
потоком наносов р. Чорох, и интенсивный размыв пляжа севернее порта,
сопровождаемый сплошной деформацией берегов на участке Махинджа-
ури—Чаква. Постройка бсзфупдаментных морских волноотбойных сте-
нок для обеспечения нормальной эксплуатации железнодорожной ли-
нии Батуми—Самтредия ожидаемых результатов не дала. К 1910 г. сте-
ны в основном были разрушены морем; с фронтальной и тыльной сто-
рон строились новые стены, а с 20-х годов они начали- укрепляться
фермами и набросками бетонных массивов, но такая перманентная
борьба с морем обеспечивала лишь временную стабилизацию-дорожно-
го полотна.
Еще более тяжелые последствия наблюдались после постройки в
1938 г. Северного портового мола Сочинского порта, выдвинутого в мо-
ре на 600 м и задержавшего береговой поток паносов с господствую-
щим юго-восточным направлением и емкостью 32 тыс. м3 в год. В ре-
зультате этого, а также вследствие проведенного к тому времени изъ-
ятия песчано-галечных наносов с пляжей для строительных целей бере-
говая зона испытала острый дефицит наносов.
Для укрепления берега на протяжении 25 км от Сочи до Адлера
истребовалось осуществление дорогостоящих мероприятий активной за-
щиты и сплошной системы буи, чередующихся с волноломами, травер-
сами и искусственной отсыпкой межбунных карманов. Эти мероприятия
сыграли положительную роль в укреплении размываемых участков, по,
с Другой стороны, способствовали нарушению динамики вдольберегово-
го потока — аккумуляция с наветренной стороны бун н ннзовые размы-
вы с подветренной стороны. Все это потребовало возведения непрерыв-
ной гребенки бун вплоть до зоны окончания вдольберегового потока
ианосов.
Не менее значительные смывы пляжей и коренных берегов
возникли в г. Очамчира вслед за окончанием строительства портовых
молов в 1940 г., вызвавших прекращение поступления вдольберегового
потока наносов в южном направлении, питаемого выносами р. Кодори
со среднегодовым твердым стоком пляжеобразующих песчано-галечных
наносов 200 тыс. т в год. Размывы в городской черте г. Очамчира, до-
стигающие нескольких метров в год; были приостановлены лишь после
постройки сплошной системы бун па протяжении многих километров.
Анализ методов борьбы с размывами берегов Черноморского побе-
режья Кавказа показал, что как пассивные берегоукрепительные стены,
так и активные методы бсрегозащиты (буны, волноломы, траверсы) не
могут стабилизировать береговую зону. Гарантией этого может быть
лишь восстановление естественных контуров пляжей. Кроме того, со-
оружения, построенные на береговой зоне моря, нарушают естествен-
ные природные условия и часто нс могут противостоять разрушитель-
ной силе штормовых волн. Особенно это относится к волноотбойным
стенам. Так, в г. Гагра, близ санатория Литфонда, бетонная волноот-
бойная стена за короткое время была разрушена, а пляж размыт пол-
ностью. В г. Новый Афон были сооружены подпорно-волноотбойные
бетонные стены и массивы для стабилизации языковой зоны 1-го Ново-
афонского оползня. Они полностью деформированы совместным воздей-
ствием абразии и активизировавшегося оползня.
В районе Сухумского залива в результате активной абразии сокра-
щается песчано-галечный пляж, и волны размывают фундамент подпор-
но-волноотбойной стены под железнодорожным путем. В 1965 г. стена
204
с морской стороны была укреплена шпунтовым рядом и бетонными мас-
сивами, которые постепенно вышли из строя.
Прибрежный шельф — область строительства многих сооружений—
до последнего времени отличался слабой инженерно-геологической изу-
ченностью. Следствием этого было частое несоответствие конструкций
инженерных сооружений инженерно-геологическим условиям. Так, од-
ни и те же конструкции фундаментов буи н волноломов применялись как
для участков близкого залегания скального и полускального основания,
так и для участков, сложенных толщами рыхлых голоценовых пород,
где часты случаи быстрого разрушения этих сооружений штормовыми
волнами.
Южный мол Сочинского порта и один из нефтепирсов Новороссий-
ского порта долгое время ремонтировались после завершения строитель-
ства из-за больших осадок. Причина — заложение свайного основания
на илистых грунтах мощностью 10—30 м, заполнивших древние эрози-
онные ложбины, хотя рядом с ними располагались участки со скаль-
ным основанием, скрытые под метровым слоем современных осадков и
не выраженные в рельефе шельфа.
При широком строительстве волноломов необходимо учитывать, что,
несмотря на положительную роль в качестве волногасителя, они не
только затрудняют курортное использование побережья, ио и исключа-
ют поступление песчано-галечного материала на пляж со стороны моря.
Особо тяжелые последствия имеет размещение инженерных соору-
жений в активной зоне моря на аккумулятивных морских мысах. На-
глядным примером является дистальная часть мыса Пицунда, на кото-
ром построен курорт. Зона этой части мыса Пицунда имеет крутой (25°)
подводный склон, сложенный мощными песчано-галечными отложения-
ми. Как видно из сопоставления материалов съемок в многолетнем раз-
резе, береговая зона мыса характеризуется пульсационным режимом
динамики с периодическими размывом и аккумуляцией в зависимости от
повторяемости основных направлений штормов (рис. 27). Естественный
процесс литодинамики был нарушен неправильным размещением под-
порной стенки и значительной части курорта в пределах береговой зо-
ны, что привело к уменьшению аккумуляционной составляющей пульса-
ционного режима и увеличению за ее счет безвозвратного свала нано-
сов иа глубину. В результате искусственного сокращения активной
зоны моря существующая зона пляжа, разделенная подпорной стенкой,
не смогла противостоять февральским штормам 1969 г., нанесшим ку-
рорту значительный ущерб.
Контрольные промеры, проведенные по окончании шторма, показа-
ли, что береговая зона курорта Пицунда была деформирована иа про-
тяжении до 500 м, где полностью смыт пляж шириной 50 м, а подпор-
ная стена набережной разрушена. Общий объем размытого и переме-
шенного на большую глубину пляжного материала составил 140 тыс. м3,
что создало его острый дефицит на участке мыса. В последующие годы
наблюдается медленный процесс восстановления доштормового профи-
ля береговой зоны. В целях полной стабилизации Пицундского берега
разработаны мероприятия, включающие наряду с инженерными реше-
ниями искусственную подпитку береговой зоны пляжеобразующим ма-
териалом.
Сохранение и защита пляжей — важнейшая задача охраны приро-
ды и планомерного освоения морских побережий. Огромный размах
строительства курортов, портов, берегоукрепительных сооружений на
Черноморском побережье Кавказа, создание гидротехнических комплек-
сов на реках, впадающих в Черное море, добыча песка и гравия в рус-
205
лах рек, на пляжах и подводном склоне в больших масштабах в прош-
лом осуществлялись без научного инженерно-геологического обоснова-
ния, что привело к нарушению устойчивости морских берегов. Исходя из
этою положения в начале 60-х годов были полностью запрещены изъ-
ятия песчано-гравийного материала с пляжей и живых поим рек Кав-
Рис. 27. Схема деформации береговой зоны Черного моря мыса
Пицунда (составила К И. Джапджгава, Я. Ф Хачапуридзе,
Г. Е. Яшвили, 1965—1974).
Урезы моря: /—1965 г.; 2—1969 г.; 3—1971 г.; 4—1972 г.;
5— 1974 г.
казского побережья, что в определенной степени способствовало процес-
су стабилизации пляжей на ряде участков за последние 10 -12 лет.
Основное внимание следует уделять зарегулированию речного стока,
способствующему резкому сокращению наносов, поступающих в берего-
вую зопу. Натурной моделью является р. Жоэквара со среднегодовым
твердым стоком песчано-галечных наносов до 8000 м3 в год, где созда-
ние селезащитного барража в русле реки полностью исключило поступ-
ление пляжеобразуютцего материала в береговую зону, что способство-
вало размыву берега в районе г. Гагра.
В результате переброски в 1939 г. р. Риони севернее Потийского
порта, в районе старого устья, в пределах о. Большой и южнее, начал-
ся. сильный размыв береговой полосы моря. Несмотря на осуществле-
ние ряда берегоукрепительных мероприятий, за 30 лет размыта 700-мет-
ровая полоса городской территории, или 260 га, т. е. в среднем около
206
3 га в год, тогда как до переброски р. Риони в этом районе берег нара-
щивался в среднем па 2 га в год. За этот же период в районе нового
устья р. Риони берег стал интенсивно наращиваться и суша увеличилась.
Это наглядный пример того, как дорого обходится непродуманное
вмешательство человека в природную обстановку.
Значительное сокращение пляжей на Черноморском побережье Кав-
каза вызвало необходимость составления генсхем берегоукреплении по-
бережий РСФСР и Грузии. В настоящее время осуществляются рабо-
ты первой очереди, намеченные генсхсмами. В качестве основного про-
ектного решения берегоукрепительных мероприятий предусматривается
восстановление вдоль Черноморского побережья Кавказа сплошной по-
лосы пляжей, стабильность которых в необходимых случаях должна
обеспечиваться комплексом пляжеудерживающих сооружений: бун, вол-
ноломов с траверсами.
Борьба с абразией — актуальная проблема и для Кавказских бе-
регов Азовского моря. В 1953 г. были запроектированы берегоукрепи-
тельные сооружения в виде бетонного откоса иа всем протяжении
(3 км) береговой части г. Приморско-Ахтарск. Летом 1963 г. началось
сооружение серии бетонных бун вдоль уже защищенной бетонным отко-
сом береговой полосы. Эффект обоих мероприятий (степа и бупы) ока-
зался отрицательным (Губкин, 1973). Неширокий ракушечный пляж,
существовавший ранее перед защитным откосом, был постепенно смыт,
и бетоппая стена простояла только до урагана 28—29 октября 1969 г.,
во время которого она была местами разрушена.
Вывоз ракуши с пляжей ведет к существенному усилению абрази-
онного разрушения суглинистых обрывистых берегов, что вызывает уве-
личение слоя жидкого ила на дне акватории, снижающего продуктив-
ность ракушеобразуюших моллюсков и этим самым вероятность естест-
венного восстановления ракушечных пляжей.
Трудности хозяйственного освоения прибрежной зоны Каспийского
моря связаны с понижением его уровня и заилением отдельных участ-
ков акватории (Аграханский залив, Махачкалинский и другие порты),
нарушением естественного режима вдольберегового перемещения нано-
сов. Из-за малых глубин в Аграханском заливе при впадении в пего
Терека неоднократно имели место заторы, следствием которых были
катастрофические паводки, приносящие большой ущерб сельскому хо-
зяйству района. Схемы регулирования гидрологического режима усть-
евой части Терека и Аграханского залива предусматривают прокоп рус-
ла реки через Аграханский полуостров в Каспийское море, перегора-
живание Аграханского залива плотиной и подъем с помощью этого
уровня воды на 2 м. Основными факторами заносимости акватории Ма-
хачкалинского порта и каналов являются волнения и дрейфовые тече-
ния, создаваемые ветром. Для защиты от их воздействия осуществляет-
ся ряд конструктивных мероприятий, включающих удлинение волноло-
мов, строительство молов и др.
Освоение нефтегазовых месторождений в Каспийском море связано
со строительством гидротехнических сооружений — индивидуальных ос-
нований и эстакад с прилегающими к ним площадками. На индивиду-
альных основаниях островного типа размещаются буровые установки,
резервуарные нарки и др. Несущие конструкции морских сооружений
подвергаются одновременному воздействию вертикальных и горизон-
тальных нагрузок статического и динамического характера.
Для проектирования и строительства морских нефтепромысловых
сооружений на Каспийском морс начиная с 1950 г. проводятся гидро-
графические и инженерно-геологические исследования, в комплекс ко-
207
торых входит изучение рельефа дна моря, ветрового режима, волнения,
течения и бурение скважин. В новых районах скважины для индивиду-
альных оснований в плане размещаются по конвертной системе, а для
проектирования эстакад требуется вначале бурение одной скважины по
оси трассы, а затем не реже чем через 75 *м по трассе задаются две
точки по обеим сторонам от оси с расстоянием между ними 15 м. По-
добное расположение скважин выдерживается по всей проектируемой
трассе эстакады.
Рис. 28. Схема неравномерной осадки морского основания на банке Макарова (соста-
вил Ф. С Алиев)
В зависимости от конкретных условий морские основания строятся
следующих видов: 1) свайное, основание островного типа; 2) крупно-
блочное основание островного типа; 3) основание, сооружаемое при эс-
такадах. В конструктивном отношении морское основание должно быть
прочным и обеспечивать надежную, безаварийную работу в процессе
бурения разведочной или эксплуатационной скважины.
В сложных в геологическом отношении районах количество скважин
для проектирования эстакад возрастает, а расстояния между ними
уменьшаются. К таким районам относятся участки дна моря с наличием
грифонов и грязевых вулканов, с мощным отложением илов, способст-
вующих погружению опорных свай на значительную глубину, что при-
водит к большому перерасходу металла. Расположение эстакад и приле-
гающих к ним оснований близ устья подводного грязевого вулкана
чревато катастрофическими последствиями при его извержении.
Мощные илистые отложения вызывают большую и неравномерную
осадку сооружения, не обеспечивая его устойчивость. Весьма показа-
тельным примером может служить построенное в 1953 г без учета ин-
женерно-геологических особенностей дна основание № 1 на банке Ма-
карова в северной части Бакинского архипелага, что привело к неравпо-
208
мерной осадке свайного основания через непродолжительный промежу-
ток времени после его возведения (рис. 28). Чтобы избежать подобных,
последствий, в настоящее время намечаются пути обхода и разрабаты-
ваются специальные мероприятия по сохранению их устойчивости и за-
щемлению свайных опор в грунтовой среде.
ЛИТЕРАТУРА
Абдулаев Р. А., Джафаров X. Д. Геолого-геофизическая характеристика-
Прикаспийского нефтеносного района Азербайджана. Баку, 1962
Ад амия Ш. А. Доюрские образования Грузии. Тбилиси, 1968.
Азизбеков Ш. А. Геология Нахичеванской АССР. М., Госгеолтехиздат, 1961.
Алиев Б. А. Основные типы сейсмостойких конструкций, рекомендуемые для
применения в условиях г. Махачкала. — В сб.: Сейсмическое микрорайонироваиие
г. Махачкала. Махачкала, 1970.
А м а р я н В. М. Строение и происхождение Арагаиа. — «Бюл. МОИП. Отд. геол.»,
1965, т. Ц.
Ананьин И. В Северный Кавказ. — В сб: Сейсмическое районирование СССР.
М., «Наука», 1968.
Арешидзе Г М. К вопросу инженерно-геологического районирования южной
части Дзирульского массива. — В сб.: К 40-летию советизации Грузни Тбилиси, 1961.
Арешидзе Г М Значение тектонического фактора при возпнкионеини оползней
в южной Имеретии (ГССР). — «Труды НИЛ ГИГ ГПИ им. В. И. Ленина», № 4.
Тбилиси, 1972.
Асланян Л. Т. Региональная геология Армении, Ереван, 1957.
Балавадзе Б. К, Миидели П. Ш. Строение земной коры бассейна Черного-
моря по t еофнзическим данным. — В сб: Сейсмические исследования, разд. 12 про-
граммы МГГ. М., «Наука», 1964.
Бондар ик Г, К.. Комаров И. С., ФеронскийВ. И. Полевые методы
инженерно-геологических исследований. М., «Недра», 1967.
Буачидзе И. М., Джаиджгава К. И., Хачапуридзе Я. Ф. К вопросу
иижеиерпо-геологичсских условий береговой зоны Абхазии. — «Труды научи.-техн,
конф. ГПИ им. В. И. Ленина», вып 6 Тбилиси, 1970.
Буачидзе И. М. и др. Гидрогеология СССР, т. 10. Грузинская ССР. М., «Нед-
ра», 1970.
Б юс с Е. И., Цхакая А. Д., Рубинштейн М. М. Грузия. — В сб.: Сейсми-
ческое районирование СССР. М., «Наука», 1968.
Габечава Д. Ш. К вопросу экспериментальных исследований растворимости/
карбонатных пород Западной Абхазии. — «Труды НИЛ ГИГ ГПИ им. В. И. Ленина»,
№ 4. Тбилиси, 1972.
Габриелян А. А Тектоническое районирование Антикавказа (Малый Кавказ),
и положение его в системе альпийского орогена юга СССР и сопредельных стран. —
«Труды АН АрмССР», 1961, т. 13.
Гамкрелндзе П. Д. и др. Геология СССР, т. 10. Грузинская ССР. М., «Нед-
ра», 1964,
Гамкрелндзе П. Д и др. Тектоническая карта Кавказа. М., «Недра», 1974.
Гвелесианн Л. Г., Магомедов 3. А., Шмальцев Н. П. Каскад Чир-
Юртских ГЭС им. В. И. Ленина в Дагестанской АССР. — «Гидротехническое строи-
тельство», 1970, № 5.
Голодковская Г А. Изучение геологических формаций при региональных
нкжсперпо-геологических исследованиях. — «Сов. геология», 1964, № 8.
Г р и г о р я и ц Б В. Поперечная зональность в структуре юго-восточного Кавка-
за. — В сб.. Очерки по геологии Азербайджана. Баку, 1964-
Губкин Н. М Разрушение восточных берегов Азовского моря и возможные
меры борьбы с ним. — «Геоморфология», 1973, № 1.
Джаиджгава К. И. К вопросу инженерно-геолоЪшеской характеристики квар-
цевых диоритов — «Труды НИЛ ГИГ ГПИ им. В. И. Лейииа», К» 2. Тбилиси, 1963.
Джанелидзе А. И. Геологические наблюдения в Окрибе. Тбилиси, 1940.
Д ж н г а у р и Г. М. Первая Храмокая плотина на р. Храми. — В ки.: Геология
и плотины, т. 5. М., «Энергия». 1967.
Двоцеиидзе Г. С. Домиоцеиовый эффузивный вулканизм Грузии. Тбилиси,
Дзоцеиидзе Г. С. Древияя кора выветривания в Грузни. — «Труды первой
конференции Закавказских университетов». Баку, 1959.
209*
Дотдуев С. И Основные черты рельефа северного склона Центрального Кав-
каза. — В сб.: Северный Кавказ, вып. 3 Ставрополь. 1975.
Д у м и т р а ш к о II. В., Л и л и с и б с р г Д. А. Современная тектоника Кавказа —
В сб.. Современные движения земной коры, № 1. М., Изд-во АН СССР, 1963.
Думитрашко Н. В., Лилиеибсрг Д. А., Муратов В. М. Особенности
совэсмспных тектонических движений Кавказа (результаты обследования линий по-
вторного нивелирования). — В сб. Современные движения земной коры, № 3. М,
Изд-во АН СССР, 1968.
Думитрашко Н В. Кавказ. — В сб.: Горные страны европейской части СССР
и Кавказ. А1., «Наука», 1974.
Запорожченко Э. В., Каганович Л. Ш. О соответствии прогноза проса-
дочных деформаций данным натурных наблюдений. — «Гидротехника й мелиорация»,
4967, .V» 4.
Золотарев Г. С. Опыт классификации гравитационных движений горных пород
на склонах в инженерно-геологических целях. — «Учен. зап. Моск, ун-та. Геол.», 1956,
вып. 176.
Золотарев Г С, Пиотровская Т. Ю. Макеты инжеиерпо-юологидеских
карт горно-складчатых областей. М., Изд-во Моск, ун-та, 1973.
Каган А А., Тихомирова Е. П. Физико-механические свойства верхисмс-
ловых пород района Чирксйской и Миатлипской ГЭС. - - «Труды Лепгидропроекта»,
сб. 9. Л., «Энергия», 1970.
К а з н н ц е в Е. А., Жукова И. А., Царев П. В. О некоторых инженерно-
геологических особенностях долины р. Баксач в Приэльбрусье. — В сб.: Проблемы
инженерной геологии Северного Кавказа, вып. 3. Изд. Сев.-Кавк. отд. ПНИИИС, 1971.
Кантор Б. А. Акстафиисжая и Шамхорская плотины на р. Куре. — В ки.:
Геология и плотины, т. 4. М., «Энергия», 1964.
К а п л и и П. А. Новейшая история побережий Мирового океана. М , Изд-во Моск,
ун-та, 1973
Карапетян Н. К., Мкртчян С. С, Паффен гольц К. Н Армения —
В сб.- Сейсмическое районирование СССР. М., «Наука», 1968.
Карташов А. А., Нейштадт Л. И. Сарсангский гидроузел иа р. Тертере —
В кн: Геология и плотины, т. 7. М., «Энергия», 1974.
Кахадзс И. Р. Грузия в юрское время. — «Труды Геол, ин-та АН ГССР. Сер.
геол», т. 3 (8). Тбилиси, 1947.
Кереселидзе С. Б. Тектоническая трещиноватость и прочностные свойства
нижнемеловых пород участка плотины ИигуриГЭС. — «Труды НИЛ ГИГ ГПИ
им. В. И Ленина», № 4 Тбилиси, 1972.
Керимханов С. У, Белолипский В А. Процессы дефляции иа терри-
тории Терско-Кумской полупустыни Дагестанской АССР. — В сб.: Вопросы рацио-
нального использования и повышения плодородия почв Дагестана. Махачкала, 1972.
Кириченко Н. И. Чирксйская плотина па р. Сулак. — В кн.: Геология и пло-
тины, т. 2. М., Госэпергоиздат, 1962.
Конярова Л. П. Мннгечаурская плотина на р. Курс. — В кп.- Геология и
плотины, т. 1. М., Госэнергоиздат, 1959.
Костин П. А. Карст массивов Фишт, Оштеи, плато Лаго-Наки н прилегающих
территорий. — В сб.: Северный Кавказ. Ставрополь, 1969.
К у л н е в Ф. Т. и др. Азербайджан. — В сб.: Сейсмическое районирование СССР.
М, «Наука», 1968.
Куницын II В. Ланджанурская плотина па р. Лапджапури. — В ки: Геолоюя
и плотины, т. 4. М, «Энергия», 1964
Л а лиев А. Г. К вопросу о геотектонической природе н история геологическою
развития Колхидской низменности. — «Труды Геол, нп-та АН ГССР. Сер. геол.»,
т. 10(15). Тбилиси, 1957.
Левинсон В. Г., Мещеряков 10. А. Современные тектонические движения
в Северном Предкавказье по данным повторного нивелирования. — «Проблемы физи-
ческой географии», 1951, т. 17.
ЛомтадзеВ. Д О формировании инженерно-геологических свойств глинистых
пород. — «Труды Совсщ. по ииж.-геол. свойствам юриых пород», т. 1. М, Изд-во
АН СССР, 1956.
Ломтадзе А. М, Милославский Ю. Д, Михайлович Р. А. Литоло-
гическая характеристика верхпемелоных пород района Чиркейской и Миатлииской
ГЭС. — «Труды Лепгидропроекта», сб 9. Л., «Энергия», 1970.
Лыкошии А. Г. Инженерно-геологические условия строительства плотин па
карбонатных породах — В кн.: Геология и плотины, т 3 М., Госэнергоиздат, 1963.
Л ы кош ни А. Г. Карст и гидротехническое строи тельстно. М, Строниздат, 1968.
Матцкова В. А Карта скоростей современных вертикальных движений земной
коры Канкана и юго-востока Приазовья (по данным повторных нивелирований). —
В сб.: Современные движения земной коры, № 3 М, Изд-во АН СССР, 1968.
210
МилановскиА Е. Е., Ханн В. Е. Геологическое строение Кавказа. М., Изд-во
Моск, ун-та, 1963.
МилановскиА Е. Е. Новейшая тектоника Кавказа. М., «Недра», 1968.
Муратов М. В. Тектонические структуры альпийской геосинклинальиой обла-
С1и Восточной Европы и Малой Азии и история их развития. — В кн: XXI сессия
МГК. Доклады сов. геологов. М., Изд-do АН СССР, 1960.
Певесский Е. Н. О ритмичпости морских трансгрессий. — «Океанология»,
1961, т. 1, № 1.
Непрочное Ю. II., Мих по М. Ф. Данные о строении осадочной толщи глу-
боководной впадины Черного моря в районе г. Сочи. — ДАН СССР, 1961, т. 137, № 5.
Нойштадт Л. И. Методы геологического изучения трещиноватости горных
пород при инженерно-геологических исследованиях. М., Госэнергоиздат, 1957.
Николаев П. Н. Основные черты тектонического строения и сейсмичность
Черного моря. — В сб.: Новейшая тектоника, новейшие отложения и человек. М.,
Изд-во Моск, ун-та, 1973
Островский А Б. О морских «еррасах Черноморского побережья Кавказа
между Анапой и устьем р Шахе — ДАН СССР, 1968, т. 181, .Ns 4.
Пальшин Г. Б., П а с г у ш ей ко 10. Н., Брагии Е. Д. Горный обвал в до-
лине р. Мзымты н его возможные последствия. — В сб.: Материалы к науч.-техи. конф.
ПНИИИС. М., 1969.
Попов И. В. Методика составления инженерно-геологических карт. М.» Госгеол-
издат I960.
Попов И. В. Инженерная геология СССР, ч. 4. Кавказ. М, Изд-во Моск,
ун-та, 1971.
Ревелис И. Л., Кучерспко И. В. Инженерно-геологический очерк террито-
рии г. Махачкала. Махачкала, 1969
Рубинштейн М. М. Опыт геологической интерпретации сеймических данных
по территории Грузии — «Труды Геол, ин-та АН ГССР. Сер. геол.», т. 10(15). Тби-
лиси, 1957.
Румянцева А. В, Милославский Ю. Д. Карстопроявлсння на участке
Миатлииского ущелья в долине р. Судак. — «Труды Леигидропроекта», сб. 9. Л.,
«Энергия», 1970.
Р у х и н Л. Б. Основы литологии. М.—Л., Гостоптехиздат, 1953
Сафронов И. Н. Геоморфолошя Северного Кавказа. Ростов н/Д, 1969.
Сафронов И. Н. Палсогеоморфология Северного Кавказа. М„ «Недра», 1972.
Сергеев Е. М. Проблемы ннжеперио-геологического картирования. — «Труды
Всесоюз. симпозиума по ииж.-геол. картированию». М., Изд-во Моск, уи-та, 1975.
Сергеев Е. М. и др. Обшая инженерно-геологическая классификация горных
пород и почв. — «Труды Совещ. по инж -геол, свойствам горных пород», т. 2. М.,
Изд-во АН СССР, 1956.
Страхов Н. М. Основы теории литогенеза, т. 1—3. М, Изд-во АН СССР,
1960-1962.
Схиртладзс Н И. Постпалсогеновый эффузивный вулканизм Грузни. Тби-
лиси, 1958.
Тер-Мартиросян А. А. Гидрогеология СССР, т. 11. Армянская ССР. М.,
«Недра», 1968.
Тесленко П. Ф., Коротков Б. С. Влияние прослоев песчаных пород в глн-
пах на их уплотнение. — «Изв. АН СССР. Сер. геол», 1966, № 11.
Федоров П. В Стратиграфия четвертичных отложений и история развития
Каспийского моря. — «Труды Геол, ип-та АН СССР», 1957, вып. 10.
Федоров П. В. Древние береговые линии Черного моря на побережье Кав-
каза. — «Изв. АН СССР. Сер. геол.», 1960, № 2
Федоров П. В. Стратиграфия четвертичных отложений Крымско-Кавказского
побережья и некоторые вопросы геологической истории Черного моря. — «Труды Геол,
ин-та АН СССР», 1963, вып. 88.
Фербридж Р. Ц. Фазы диагенеза и аутигенное минералообразование. Диагенез
и катагепез осадочных образований. М., «Мир», 1971.
Хайн В Е., Шардапов А Н. Геологическая история и строение Куринской
впадины. Баку, 1952.
Цагарели А. Л. Четвертичная тектоника Грузии — В ки: ХХП сессия МГК.
Доклады сов. геологов. М„ «Недра», 1961.
Церетели Д. В. Плейстоценовые отложения Грузии. Тбилиси, 1966.
ЦерцвадзеЛ. А О влиянии состава уплотненных глин иа изменение их пла-
стических свойств в коре вызетриваиия. - «Труды НИЛ ГИГ ГПИ нм. В. И. Лепина»,
Я® 3. Тбилиси, 1967.
211
Чохонелидзе Г. И. Лабораторные исследования деформации ползучести
известняков основания плотины ИнгуриГЭС. — «Труды НИЛ ГИГ ' ГПИ
ям. В. И. Ленина», № 4. Тбилиси, 1972.
Чумбуридзе В. LU. К вопросу инженерно-геологических условий района пло-
тины ИнгуриГЭС - «Труды НИЛ ГИГ ГПИ им R. И. Ленина», № 2. Тбилиси, 1963.
Чуринов М. В. Временные методические указания. М., изд. ВСЕГИНГЕО,
1966
Шарков В. В. Геология подводного склона западного берега Каспийского моря.
-М , «Паука», 1964.
Ширинов Н. Ш. Геоморфологическое строение Кура-Аракснпской депрессии.
Баку, 1973.
Шихалибейли Э. Ш. Геологическое строение и развитие азербайджанской
части Южного склона Большого Кавказа. Баку, 1956.
Шпильберг Ю. И. Геологические явления и инженерно-геологические процес-
сы в различных генетических типах лессовых пород Центрального и Северо-Восточного
Предкавказья — R кп.: Инженерно-геологические свойства лессовых пород. М., «Нау-
лса», 1966.
Элердашвили С. И. Геологическая и гидрогеолого-мелиоративная характе-
ристика Колхиды. — В сб.: Осушение и освоение Колхидской низменности, Тбилиси.
1974.
Эльдаров М М. Геоморфология низменного Дагестана. — «Труды естествен-
но-географического факультета Дагестанского гос. пед. ин-та», вып. 7. Махачкала,
1972.
Часть вторая
КРЫМ
Под ред. М. В. Чуринова
ВВЕДЕНИЕ
Горный Крым по природным и климатическим условиям обладает ис-
ключительными бальнеологическими качествами, которые еще задолго
до Великой Октябрьской социалистической революции привлекали к се-
бе внимание. Ныне государство отпускает крупные суммы денежных
средств для создания благоприятных условий отдыха и лечения трудя-
щихся нашей страны, ежегодно приезжающих сюда.
Развитию Крымской курортной зоны с примыкающими площадями
придается большое значение. По заданию Госстроя УССР Крымнии-
лроект разработал схему районной планировки Южного берега Кры.ма
(ЮБК), в которой предложены научно обоснованные рекомендации ком-
плексного развития этой территории в течение 30 лет.
Основные направления развития Крымского южнобережного курор-
та: курортное хозяйство —.лечебные ресурсы, климат, море, ландшафт;
сельское хозяйство — виноградарство, табаководство, разведение эфи-
роносных; строительство предприятий по обслуживанию курортов, а
также по переработке сельскохозяйственных продуктов. Предусматри-
вается резко увеличить общую емкость курортно-оздоровительных уч-
реждений путем реконструкции действующих и создания ряда крупных
курортных комплексов. В восьми развивающихся районах ЮБК наме-
чено строительство с центром в Ялте и двумя подцеитрами в Алуште и
Орлином. Число мест в санаториях и домах отдыха увеличивается до
245 тыс. Наметилась тенденция строительства высотных жилых зданий
и повышенной этажности (16—17 этажей). Проектируется создание
шахтных лифтов и пассажирских канатных дорог для кратчайшей связи
с морскими пляжами. Уже осуществляется строительство берегоукрепи-
тельных сооружений, основанное на совмещенном принципе комплекса
волногасящих и пляжеудерживающих сооружений бермы со стенками,
искусственными пляжами, бунами и волноломами для защиты берега
от абразии. Планируется строительство автотоппеля через горную гря-
ду с выходом на южный берег. Для очищения моря от загрязнения раз-
рабатывается вариант транспортировки промышленных стоков и отхо-
дов по трубам с южного склона в Равнинный Крым.
215
Первые сведения инженерно-геологического характера по Южному
берегу Крыма принадлежат П. С. Палласу (1788), который описал Ку-
чук-Койский оползень, охвативший значительную территорию склон»
от подножия яйлы до берега моря.
После Великой Октябрьской социалистической революции вплоть
до начала Великой Отечественной войны на Южном берегу Крыма вы-
полнялись преимущественно локальные инженерно-геологические иссле-
дования, связанные с начавшимся строительством санаториев и домов
отдыха.
Наиболее плодотворным следует считать послевоенный период, ха-
рактеризующийся комплексностью применявшихся методов не только
для изучения оползневых процессов, но и для решения ряда инженерно-
геологических задач. Так, с 1946 по 1954 г. ВСЕГИНГЕО (И. В. По-
пов, А. П. Инфантов, М. В. Чуринов и др.) проводил систематические
инженерно-геологические и гидрогеологические исследования на терри-
тории Главной гряды Крымских гор с бурением глубоких скважин.
С 1946 по 1952 г. МГРИ (М. В. Муратов и др.) осуществлял крупно-
масштабную геологическую съемку. Одновременно (Г. С. Золотарев
и др.) выполнялось крупномасштабное изучение главнейших оползневых,
районов. В это время впервые был составлен комплекс различных сред-
немасштабпых карт, охватывающих территорию Главной гряды Крым-
ских гор от мыса Айя до Алушты, и крупномасштабных по Алупкинско-
му, Симеизскому, Гурзуфскому н другим оползневым районам. В это
же время выполняется первое инженерно-геологическое районирование-
южного склона Главной гряды Крымских гор (В. Г. Шипулина,
И. М. Цыпина), направленное на освоение изучаемой площади и откры-
вающее перспективу все возрастающему курортно-санаторному строи-
тельству с учетом особенностей современных геологических процессов.
С 1955 г. Крымский филиал АП УССР, а позднее Институт минераль-
ных ресурсов Министерства геологии УССР проводит детальные иссле-
дования внутреннего строения закарстованной толщи верхнеюрского
возраста (В. И. Дубляпский, Б. II. Иванов и др.).
С 1970 по 1974 г. ВСЕГИНГЕО совместно с ПНИИИС, Ялтинской,
Одесской, Черноморской и Грузинской оползневыми станциями были
выполнены исследования по изучению закономерностей распростране-
ния и развития экзогенных геологических процессов Черноморского по-
бережья. Шельф Черного моря детально изучен сотрудниками Грузин-
ского политехнического института (И. М. Буачидзе и др.).
РАЗДЕЛ I
ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЁСКИХ УСЛОВИЙ
ГОРНОГО КРЫМА
И ИСТОРИЯ ИХ ФОРМИРОВАНИЯ
ГЛАВА 1
ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ ГОРНОГО КРЫМА
В МЕЗОКАЙНОЗОЙСКОЕ ВРЕМЯ
И ЕЕ ВЛИЯНИЕ НА СОВРЕМЕННЫЕ
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
В геологической истории Горного Крыма выделяют два периода (Му-
ратов и др., 1969): домезозойский, или древний кембрийско-палеозой-
ский, и мезозойско-кайнозойский, или собственно альпийский.
О истории первого периода имеется очень мало данных. Предпо-
лагается, что в конце его сформировалось складчатое палеозойское ос-
нование Горного Крыма, отложения которого погружены на большую
глубину. Поскольку породы палеозоя имеют крайне ограниченное рас-
пространение в виде глыб и отдельных включений, их инженерно-гео-
логическое значение невелико.
В альпийский период в Горном Крыму сформировались геосинкли-
пальные прогибы, в которых накопились мощные мезокайпозойские от-
ложения, имеющие широкое развитие и определившие его ипженерпо-
геологические условия. Наряду с геосинклиналью существовали и обла-
сти денудации, с которых сносился и аккумулировался в указанную гео-
синклиналь обломочный материал. Магматизм развивался на отдель-
ных участках и не получил широкого распространения.
Второй период разделяется на два этапа: собственно геосинклиналь-
ный и молассовый, или орогенный.
В геосинклинальном периоде выделяются три стадии: ранняя, зре-
лая и поздняя.
В раннюю стадию геосинклипального развития Горного Крыма,
продолжавшуюся от верхнего триаса до конца средней юры [нижний
структурный этаж (ярус, по Муратову)], шло образование единого
глубокого геосинклинального прогиба (Крымско-Кавказская геосинкли-
наль). В геосинклинали происходила седиментация мощных осадочных
комплексов пород, а в отдельных ее участках наблюдался подводный
•вулканизм. Одновременно на локальных площадях проявлялись подня-
тия и складкообразование, о которых свидетельствует несогласное за-
легание пород нижней и средней юры.
Геосинклинальный прогиб был разделен иа участки различной
глубины, в которых отлагались комплексы пород флишевой формации
неодинакового состава. Так, в более глубоких участках прогиба обра-
зовывался преимущественно «альминский тип» отложений, характеризу-
217
ющнйся тонкой ритмичностью и преобладанием илистой фракции, - -
аргиллитовые ритмы, чередующиеся с алевролитами и конкрециями си-
деритов. Пачки аргиллитов составляют большую часть разреза. Поро-
ды указанного комплекса дислоцированы в результате последующих
поднятий. Они имеют широкое распространение, являясь надежным ос-
нованием для любых видов наземных и подземных сооружений. Эти
породы в естественном залегании практически водоупорны, однако, об-
нажаясь, подвержены интенсивному выветриванию с образованием ост-
роугольной мелкой щебенки.
На участках «поднятий» флишевого прогиба отлагались относи-
тельно более грубые ритмы песков и алевролитов. В краевых зонах про-
гиба в составе флишевой формации заметную роль играл гравийно-га-
лечниковый материал, который значительно повышает ее прочностные
показатели.
Формирование флишевой формации в ранней стадии альпийского
развития Горного Крыма имеет большое ипженерно-гсологическое зна-
чение, так как породы, слагающие ее, подстилают все более молодые от-
ложения и выходят на поверхность на значительной (>20%) террито-
рии его северных и южных склонов.
Поднятия среднеюрского времени значительно сократили геосинкли-
нальный прогиб. В этот период формировались мощные мелководные
глинисто-песчаные и крупиогалечниковые, ныне конгломератовые отло-
жения, залегающие на флишевой формации в полосе современных пред-
горий Главной гряды Крымских гор, на ее северном и южном склонах.
Поднятия этого времени сопровождались активным проявлением под-
водного вулканизма, с которым связано образование мощных эффузив-
ных толщ, а также мелких интрузий, обусловленных наличием продоль-
ных по отношению к геосинклинали глубоких разломов в зоне сопри-
косновения участков с преобладанием движений различных знаков.
Крупные движения срсднеюрского времени происходили в полосе вос-
точного замыкания прогиба или вдоль края его, в зоне разломов, о чем
свидетельствует наличие здесь интрузивных массивов Аюдаг, Кастель,
Урага и других, вытянутых почти меридионально. Эти массивы сложе-
ны комплексом габбро-диабазо-диоритовых пород интрузивной фор-
мации.
Инженерно-геологическое значение указанных массивов заключает-
ся в том, что они играют роль контрфорсов, препятствующих быстрому
разрушению и снижению рельефа южного склона Главной гряды в зоне
между обрывом яйлы и морем па участках их развития. Кроме того, вы-
сокие прочностные показатели свойств этих пород позволяют возводить
на них любые сооружения без опасения за их устойчивость; примером
служит Воронцовский дворец в Алупке. К сожалению, малая площадь
развития этих пород не позволяет широко использовать их для строи-
тельства.
В пределах Горного Крыма среднеюрские отложения залегают иа
породах таврической серии с постепенным переходом, представляя в це-
лом парагенетический единый формационный ряд, что сказалось и на
сходстве современных инженерно-геологических условий территорий,
сложенных указанными отложениями. Породы флишевой и флишоидпой
формаций, дислоцированные и смятые в складки в результате после-
дующих поднятий и процессов диагенеза и гипергенеза, слагают нижний
структурный этаж. Они имеют широкое распространение в Горном Кры-
му (более 25% площади), являясь основанием большинства инженер-
ных сооружений, построенных как на южном, так и на северном скло-
нах Главной гряды Крымских гор.
218
В зрелую стадию, охватившую позднюю юру и начало мела [сред-
ний структурный этаж (ярус, по Муратову)], продолжалось образова-
ние отдельных прогибов и поднятий, на которые, расчленился первона-
чальный геосинклинальный прогиб. К концу этой стадии была сформи-
рована внутренняя структура Крымского мегантиклинория, которая в
дальнейшем испытывала колебательные движения только как единое
целое, лишь местами подвергаясь разломам. Зрелая стадия, иачинаю-
Тис. 1. Тектоническая схема Горного Крыма (составили И. В. Архипов, А. Е. Каме-
нецкий, М. В Муратов, Е. А. Успенская).
/—нижний структурный ярус — верхний триас —лейас (таврическая серия), средняя
юра; 2 — средний структурный ярус — верхняя юра, валаижин — нижний альб; 3 —
верхний структурный ярус — верхний альб — палеоцен, эоцен — нижний миоцен; 4—
орогенный комплекс — средний миоцен — плиоцен; 5 — интрузивные породы; 6 — пред-
полагаемый глубинный разлом, разделяющий мегантиклииорий Горного Крыма и Скиф-
скую плиту; 7—разрывные нарушения; 8 — граница Индоло-Кубанского краевого про-
гиба. Римские цифры иа карте: I — Южнобережный антиклинорий; II — Качнискнй
-антиклинорий; III — Туакский антиклинорий; IV — Юго-Западный синклинорий; V —
Восточно-Крымский синклинорий; VI — Судакский синклинорий
тцаяся со второй половины .келловея, характеризовалась возникновени-
ем трех больших, но относительно плоских геосинклинальных прогибов:
Юго-Западного, Восточно-Крымского и Судакского (рис. 1). Развитие
всех трех прогибов шло более или менее сходно. Осадки, отложившиеся
в верхнеюрское время в указанных прогибах, отличались большим раз-
нообразием литологического состава, резкой изменчивостью фаций и
мощностей. Они несут на себе обильные следы мелководности и внутри-
формационного размыва. Причину этого следует искать в усложнении
тектонических движений, которые в верхнеюрское время приобрели рез-
ко дифференцированный характер. Во вновь образованных после подня-
тия и размыва трех указанных выше прогибах возник ряд фациальных
зон, характеризующихся накоплением определенных литологических ти-
пов пород, отражающих особенности условий осадконакопления в каж-
дом из них.
В процессе образования верхнеюрского осадочного комплекса Гор-
ного Крыма наряду с тектоникой важная роль принадлежала также су-
ществовавшему в то время климату и связанной с ним физико-географи-
ческой обстановке. Для этой эпохи наиболее характерно развитие раз-
нообразных известняков. На большей части геосинклинальных проги-
бов в основании залегают конгломераты, песчаники и брекчиевидные
известняки, трансгрессивно перекрывающие породы флишевой и флишо-
219
идной формаций. Конгломераты перекрываются мощной толщей пород
карбонатной формации — массивными известняками и слоистыми мер-
гелями. В краевых частях прогибов образовались мелководные брекчис-
видпые и обломочно-глыбовые известняки, имеющие красную или пест-
рую окраску, свидетельствующую о наличии размыва коры выветрива-
ния при их формировании.
В восточной части Восточно-Крымского и центральных частях Су-
дакского и Юго-Западного прогибов происходило наиболее интенсивное
накопление мощной толщи карбонатного тптонского флиша, в то время
как на приподнятых площадях накапливались известняки массивные,
рифогепные, слоистые, чистые, пелитоморфные, обломочные и др. Раз-
витие всех трех указанных геосинклинальных прогибов шло в верхнеюр-
ское время по пути их последовательного расширения и углубления.
Кратковременный перерыв процесса осадконакопления в позднекиме-
риджское время на значительной части Горного Крыма сменился разви-
тием широкой трансгрессии в верхнем титоие, когда морской режим ус-
тановился на территории почти всего Горного Крыма.
В самом конце юры Горный Крым испытал значительные поднятия,
в результате которых произошло сокращение морского бассейна. Лишь-
в Восточно-Крымском прогибе шло непрерывное накопление глинистых
и флишеподобных осадков. Породы карбонатной формации верхнеюр-
ского возраста в это время поднялись из-под уровня моря и стали под-
вергаться размыву, что, вероятно, положило начало развитию в чистых
разностях известняков карстовых процессов и формированию трещинно-
карстовых подземных вод, вытесняющих из пород морские воды.
Слагая верхнюю часть рельефа Главной гряды, эти отложения ока-
зали в процессе ее развития большое влияние на формирование инже-
нерно-геологических условий Горного Крыма, являясь не только коллек-
тором подземных вод, но и средой возникновения и развития карстовых
процессов. Породы карбонатной формации обнажаются в Горном Крыму
на площади более 10%, слагая Главную гряду Крымских гор и ее скло-
ны. В связи с изложенным выше их инженерно-геологическое значение
велико. Анализ состава нижнемеловых пород показывает, что поздне-
юрские прогибы после поднятий вновь продолжали существовать и в них
накапливались пестрые по составу отложения терригенно-карбоиатпой
формации валанжнн-готерива. Это глины с прослоями песчаников и
известняков, а в краевых частях прогибов и склонах антиклинальных
поднятий — с прослоями конгломератов. Породы указанной формации
выходят на поверхность в Байдарской и Варнаутской долинах, а также
между Феодосией и Симферополем, где поднятия на границе верхней
юры и нижнего мела не проявились и там шло непрерывное накопление
глинистых и мергелистых отложений.
В середине барремского века произошло общее поднятие Крым-
ского складчатого сооружения, в связи с чем море покинуло его пре-
делы, сохранившись лишь в Белогорском прогибе, где шло отложение
пород терригенной сероцветной формации, сложенной глинами, алевро-
литами, известняками и конгломератами. Материал для их формирова-
ния поступал из приподнятого складчатого Крымского сооружения, где
происходили интенсивные эрозионные процессы и расчленение Горного-
Крыма, приведшие к образованию глубоких ложбин: Салгирской, Кут-
лакской и Балаклавской.
В конце баррема — апте Крымское складчатое сооружение испы-
тало более сильное опускание, чем предшествующее поднятие, и полно-
стью погрузилось под море. Были затоплены Салгирская, Варнаутская,.
Бацдарская, Балаклавская и Старокрымская котловины, где отлага-
220
лись мощные глинистые толщи с редкими прослоями алевролитов и пес-
чаников. Осадки этого времени имеют глубоководный характер.
В начале альба в Горном Крыму возобновились поднятия и море
вновь стало регрессировать, однако в наиболее глубоких прогибах (Бе-
логорский прогиб, Салгирская котловина) продолжалось непрерывное
осадконакопление. В результате этих поднятий значительная часть Гор-
ного Крыма вновь оказалась приподнятой над уровнем моря и в его-
пределах шло образование эрозионных долин. Следы древней речной
сети выражены в виде ложбин, заполненных средне- и верхнеальбски-
ми отложениями (районы Зуи, Прохладного, Бахчисарая, Салгирской
впадины и др.). Большая часть современного Крыма в это время не
покрывалась морем и была центром того общего будущего поднятия,
которое, постепенно развиваясь, преобразовалось в дальнейшем в Крым-
ский мегантиклннорий.
Предверхнеальбское время для Горного Крыма является третьей
эпохой, когда он почти весь оказался поднятым над уровнем моря.
В позднюю стадию развития Горного Крыма, начиная со среднего
альба [верхний структурный этаж (ярус, по Муратову)], Восточно-
Крымский и Западно-Крымский геосинклинальные прогибы замкнулись
и превратились в синклинории, которые вместе с ранее сформирован-
ными структурами - - Качинским, Туакским и Южнобережным антикли-
нориями — составили единое складчатое поднятие — мегантиклннорий»
представлявший на протяжении всего последующего времени единое це-
лое. Формирование Крымского поднятия сопровождалось относительно
слабой складчатостью, однако ранее образовавшиеся в титоие и валан-
жиие складки испытали дальнейшее развитие, сжатие и дробление.
В результате этих дислокаций основные структурные элементы внутрен-
ней части Горного Крыма приобрели все особенности современной струк-
туры. Дальнейшее опускание Крыма в эпоху формирования верхиемело-
вых отложений привело к накоплению их вдоль значительной полосы
северного края Горного Крыма. В южной части Горного Крыма нахо-
дилась область размыва, с которой связано присутствие брекчий, конг-
ломератов из перемятых нижнемеловых пород. В эту эпоху намети-
лось общее сводообразное поднятие осевой части Горного Крыма, в то
время как периферия опускалась и была захвачена трансгрессией.
В конце турона или в начале коньякского времени геоантиклиналь
Горного Крыма испытала поднятие, что отразилось в перерыве отложе-
ний осадков между туроном и'сантоном или кампаном, в трансгрессив-
ном залегании слоев сантона-камлана и слабой эрозии в их основании.
Сильное поднятие испытал Горный Крым перед кампаном, что ус-
тановлено по наличию следов перерыва между туроном и вышележащи-
ми слоями. После кратковременных поднятий в конце верхнего мела
Горный Крым вновь опускается в палеоцене. Особенно сильное опуска-
ние происходило в области современной восточной его оконечности, в
‘пределах Альмииской впадины. Новые крупные опускания эоценового-
времени привели к тому, что весь Горный Крым, включая современный
Керченский полуостров, был покрыт морем. Особенно широкое разви-
тие трансгрессия получила в верхнем эоцене. Верхнемеловой и палео-
цен-эоценовый периоды развития Горного Крыма сопровождались от-
ложениями пород терригенно-карбонатной (сероцветной глинисто-из-
вестняковой) формации, состоящей из мергелей, известняков, мела, че-
редующихся с песчаниками и глинами. Эти отложения широко развиты
в настоящее время в пределах предгорий Главной гряды Крымских гор»
обпажаясь па площади более 5—7%. Они образуют куэсты, разделен-
ные продольными долинами.
221
На границе эоцена и олигоцена произошло новое поднятие Горного
Крыма, обусловившее формирование нижнемайкопских песчаников и
песков. По периферии геоантиклинали в это время был, видимо, пере-
рыв в накоплении осадков. За все время отложения глин майкопской
серии Горный Крым, вероятно, испытал слабое восходящее движение,
обусловившее постоянное проявление эрозионных процессов и вынос в
морской бассейн илистого материала, составляющего большую часть
верхнетерригенной (глинистой) формации майкопской'серии, которая в
настоящее время слагает юго-западную часть Керченсцого полуострова
и склоны предгорий южнее Белогорска. Отложением глинистых пород
майкопской серии завершается верхний структурный этаж Горного
Крыма.
Заключительный этап геосипклинального развития Горного Кры-
ма, именуемый молассовым, или орогенным, охватывает период от сред-
него миоцена до голоцена. Начало орогенного периода ознаменовалось
в Горном Крыму крупными поднятиями, которые стали проявляться
уже в конце олигоцена — начале миоцена, что привело к значительному
расширению Горного Крыма и причленению к нему областей предгорий
я Внешней гряды. Поднятия сопровождались крупными разломами и
сбросами. В Горном Крыму к этому времени относится заложение
древнейших элементов его рельефа. После отступания „сарматского моря
центральная часть Крымских гор уже не покрывалась морем.
Накопление морских осадков в предгорьях Горного Крыма закон-
чилось в раннем понте. В конце попта началась новая эпоха поднятий,
вследствие чего море отступило из области Предгорной гряды, что при-
вело к формированию таврских красноземов (по Муратову), которые
ранее именовались красно-бурыми глинами, пролювиальных континен-
тальных обломочных отложений среднего и позднего плиоцеиа. Кли-
матические условия среднего плиоцена были благоприятными для обра-
зования красноземов, которые покрывают плоские северные склоны
Внешней гряды. На южном склоне Главной гряды Крымских гор им
соответствует массандровская свита, образование которой связывается
с древними селевыми потоками в верховьях эрозионных ложбин. Тавр-
-ская свита является самой древней континентальной фацией Горного
Крыма.
В предгорной части таврская свита слагается молассовой формаци-
ей, в которой желтовато-бурые алевролиты и алевролитовые глины че-
редуются с тонкими (мощностью до 0,5 м) слоями красноземов и, кро-
ме того, имеются тонкие выклинивающиеся линзы песчаников и мелких
конгломератов, состоящих преимущественно из галек юрских известня-
ков.
Континентальные массандровские отложения на южном склоне
Главной гряды Крымских гор занимают водораздельные участки и пред-
ставлены щебнистыми накоплениями, известняковыми брекчиями, а
также включают огромные отторженцы массивов известняков. Брекчии
•состоят из обломков верхпсюрских известняков, нередко сцементирован-
ных известковым цементом. Широко развит указанный комплекс отло-
жений у подножия Чатырдага, на водоразделе склона у с. Никиты на
Массандровской горке, па вершине горы Могаби, на водоразделе у Си-
меиза, на мысе Кикенеиз. В восточном Крыму, за исключением окрест-
ностей Судака, их нет вследствие отсутствия здесь крутых обрывов из-
вестняков.
Наличие крупных отторженцев известняков в указанных отложени-
ях позволило М. В. Муратову (1954) предположить, что в конце плиоце-
на происходили большие оползневые смещения отторженцев верхнеюр-
222
ских известняков по глинистому склону под действием силы тяжести
при участии атмосферных осадков и грунтовых вод, как правило, нахо-
дящихся на их контакте. Перекрывающие их с тыльной стороны щеб-
нистые накопления отложились в ложбинах, образовавшихся вследствие
оползневых смещений отторженцев массивов известняков, полого опус-
кавшихся с гор к морю. Уклон их в настоящее время изменился вслед-
ствие новейших поднятий Горного Крыма с одновременным опусканием
береговой полосы. Слабая окатанность материала, несортированность,
наличие глыб говорят о накоплении их в ложбинах водными потоками,
видимо селевого характера. Красный цвет этих отложений свидетельст-
вует о существовании в то время аридного, достаточно жаркого климата.
В настоящее время массандровские отложения слагают плоские наклон-
ные водоразделы, занимающие значительную площадь южного склона
Главной гряды Крымских гор. Суммарная площадь их распростране-
ния 8—10%.
Присутствие красноземов па поверхности массандровских отложе-
ний позволяет сопоставлять их по возрасту с таврскими отложениями,
которые предположительно датируются как среднеплиоценовые.
В начале верхнего плиоцена вследствие поднятий Горного Крыма
прекратилось накопление таврских глин и стала развиваться новая
эрозионная сеть, которая знаменует последний этап развития рельефа.
Абразия и опускания начались у берегов Крыма по второй половине-
плиоцена (Страхов, 1941). Предполагают, что до понтического века
мегантиклинорий Горного Крыма имел северное и южное крылья, а в-
теченис плиоцена и четвертичного периода южная половина мегантикли-
пория в связи с расширением глубокой котловины, занятой Черным мо-
рем, опустилась ниже уровня вод. Этот процесс продолжается, по-внди-
мому, до настоящего времени. В верхнем плиоцене в Горном Крыму
формируется зрелый эрозионный рельеф, имеющий основные черты со-
временного рельефа.
ГЛАВА 2
ФОРМИРОВАНИЕ ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИХ
УСЛОВИЙ В ГОЛОЦЕНЕ И ИХ РЕГИОНАЛЬНЫЕ
ЗАКОНОМЕРНОСТИ
Последний этап геологической истории Горного Крыма является од-
ним из важнейших периодов его развития, определившего формирова-
ние современного рельефа, геолого-генетических комплексов пород и
проявление основных геологических процессов. Тектоническое развитие
Горного Крыма в голоцене унаследовано от предыдущего плиоцен-
четвертичного этапа. Как и в плиоцен-четвертичную эпоху, в голоцене
поднятие Горного Крыма имело сводовый характер, но шло несколько-
несимметрично: более сильно в полосе Главной гряды Крымских гор,
прилегающей к Южному берегу, и более слабо в северных предгорьях.
Формирование рельефа в это время шло с образованием морских
и речных террас и пролювиально-делювиальных выровненных площа-
дей, наиболее удобных для размещения на них строительных объектов-
в Горном Крыму, и было связано со значительными колебаниями уров-
ня Черноморского бассейна с конца плиоцена н в четвертичном перио-
де, включая голоцен. Суммарная величина поднятия Главной гряды
223.
Крымских гор с конца сармата доныне составляет около 1000 м, т. е.
равна величине, на которую в настоящее время поднята над уровнем
моря абразионная поверхность нагорий, выработанная сарматским
морем примерно 10—12 млн. лет тому назад (Бабак, 1959). Для Горно
го Крыма характерно глубокое эрозионное расчленение с образованием
речных и делювиально-пролювиальных террас, поверхности которых
сливаются с поверхностями морских террас Черного моря и образова-
ние которых, видимо, связано с эпохами высокого его положения.
Таким образом, развитие рельефа Горного Крыма -в голоцене ха-
рактеризуется активным проявлением процессов выветривания, углуб-
ления долин и расчленением его склонов. С началом голоцена связано
образование первой надпойменной «садовой» террасы, хорошо выра-
женной во всех речных долинах и их крупных притоках. Это терраса
(высотой 2—4 м над поймой) имеет широкую плоскую поверхность, сло-
жена сверху гумусированными суглинками и удобна для размещения
-любого вида строительства и сельского хозяйства. Образование «садо-
вой» террасы связано с наиболее высоким уровнем Черного моря в древ-
печерноморское время. Возраст голоцена оценивается сейчас в 10 тыс.
лет. В течение этого времени Черноморский бассейн приобрел свойст-
венную ему соленость, а, судя по изотопному составу серы, глубокие
его части были заражены сероводородом (Виноградов и др., 1962). До
этого он был опресненный водоем, в котором отлагались новоэвксинские
осадки. На протяжении голоцена все основные геологические процессы
приобрели современный характер — направленность развития, распро-
странение и скорость. Расчлененность рельефа южного склона Горного
'Крыма, большие уклоны, особенности климатических условий, развитие
легковыветривающихся флишевых и флншоидных слоистых дислоциро-
ванных пород, отсутствие на больших площадях растительного покро-
ва — все это способствовало широкому развитию процессов выветрива-
ния с образованием суглинисто-щебнистых элювиально-делювиальных
«отложений.
Гидрогеологические условия
Для Горного Крыма характерно наличие двух, резко различных в гид-
рогеологическом отношении зон. Одна из них — верхняя — сложена
мощной толщей хорошо проницаемых пород карбонатной формации
верхнеюрского возраста, которая является зоной свободного водообме-
на. К этой зоне приурочены трещинные, пластовые и трещинно-карсто-
вые подземные воды, как правило, со свободной поверхностью и движу-
щиеся под дренирующим воздействием поверхностных водотоков, эро-
зионных процессов и преобладающего наклона слоев к северу и западу.
Вторую — нижнюю — слагает мощная толща пород флишевой и фли-
шоидной формаций таврической серии и средней юры, которая является
водоупором н может именоваться зоной замедленного и весьма замед-
ленного водообмена. Юго-западную равнину Керченского полуострова
слагают водоупорные породы верхнетерригенной формации майкопской
серии, также являющейся водоупором — зоной замедленного и весьма
замедленного водообмена.
Наибольшее практическое значение для Горного Крыма имеет верх-
няя зона с трещинно-карстовымн водами пород карбонатной формации
верхней юры, которые являются основным источником водоснабжения
большинства населенных пунктов н курортов южного склона Главной
гряды Крымских гор, источником питания водоносных горизонтов, за-
224
летающих в более молодых отложениях, и одним из активных факто-
ров, вызывающих развитие комплекса современных геологических про-
цессов. Определяющую роль в формировании подземных вод верхней
зоны играют карстовые процессы, регулирующие сток. Трещинно-кар-
стовые воды, как грунтовые, так и напорные, холодные, с температурой
от 7 до 11°, годовое колебание температуры составляет нс более 2°.
Подземные воды независимо от сезона года преимущественно гидрокар-
бонатно-кальциевые, их минерализация не превышает 0,4—0,5 г/л. Они
обладают слабой гидрокарбонатной агрессивностью по отношению к
бетону. Питание трещинно-карстовых вод осуществляется исключитель-
но за счет атмосферных осадков. Конденсационные воды составляют нс
более 1- -1,5% от годовой суммы осадков (Дублянский, 1970). Трещин-
но-карстовые воды выходят в виде родников, среднегодовые дебиты
которых колеблются в широких пределах (от 0,03 до 65 л/с).
В зоне замедленного и весьма замедленного водообмена практиче-
ски отсутствуют подземные воды. Эта зона является водоупором, одна-
ко наибольшее скопление сильномннерализовапных подземных вод в
породах флишевой н флишондной формаций наблюдается в выветрелой,
трещиноватой их части. Наличие глубоких подземных вод возможно
лишь в зонах разломов и тектонических нарушений, приуроченных, как
правило, к песчаниковым ритмам.
Породы указанных формаций ввиду отсутствия нли замедленного
течения подземных вод слабо промыты, содержат значительное количе-
ство сульфатов и обладают сульфатной агрессивностью по отношению
к бетону. Так, ниже зоны выветривания во флишевой формации Ялтин-
ской скважиной на глубинах от 462 до 1300 м вскрыты солоноватые и
соленые подземные воды с минерализацией до 47,3 г/л, температурой
до 77°, сульфатного н хлоридно-сульфатного состава с комплексом мик-
рокомпонентов (йода, брома и др.). Территория распространения по-
род терригенно-карбонатных формаций Горного Крыма мелового, па-
леогенового и неогенового возраста, слагающих Внешнюю и Предгор-
ную гряды, является областью питания, т. е. зоной свободного водооб-
мена водоносных горизонтов и комплексов указанного возраста. За-
ключенные в них подземные воды грунтовые, пресные, гидрокарбонат-
но-кальциевого состава, как правило, не агрессивные по отношению к
бетону. При погружении под более молодые отложения с переходом в
равнинную часть Крыма они залегают на значительных глубинах и яв-
ляются напорными. Их минерализация возрастает, химический состав
изменяется, и они становятся агрессивными по отношению к бетону.
Современные геологические процессы и явления
Формирование рельефа Горного Крыма в ощутимых масштабах, по
М. В. Муратову (1954), началось в конце миоцена — начале плиоце-
на, после поднятия мегантиклинория над уровнем моря и разлома, по
которому опускалась часть суши ниже его уровня. В позднем плиоцене
и четвертичном периоде после эрозионного смыва значительной части
отложений, перекрывающих формации карбонатных пород, в мощной
толще известняков верхней юры вновь начинаются зарождение и раз-
витие карстовых процессов под воздействием непрерывного, система-
тического поступления в нх толщу талых вод сезонных снеговых запа-
сов и выпадения дождей. В это время начинают вырабатываться южный
обрыв яйлы и пути стока поверхностных и подземных вод на южный и
северный склоны гряды, закладывается речная сеть в южную н север-
ную стороны и активно проявляются процессы разрушения берега под
225
воздействием абразии Черного моря. Активное формирование южного
обрыва приподнимающейся горной гряды под влиянием непрерывного
разрушения его вывстрслой части вызвало появление оползней, чему в
значительной мерс способствовала подрезающая молодой склон работа
моря. Оползневые процессы своим проявлением ускорили разрушение
и отодвигание к северу обрыва известняков.
В это же время активно продолжают развиваться эрозионные про-
цессы, за счет непрерывного поступления на склон из. под пи мающего-
ся синклинория н с его поверхности подземных и поверхностных вод, ко-
торые на своем пути вырабатывали речную и овражную сеть, растущую
вверх по склону, а в нижней части южнобережного склона врезающуюся
в сланцево-песчаниковую толщу пород флишевой и флишондпой форма-
ций всрхнетрнасово-среднсюрского возраста. По этим наметившимся
ложбинам стока, при участии подземных и поверхностных вод к берегу
моря, вниз по склону локально смещались громадные массивы отчле-
нившихся от обрыва яйлы известняков в виде гор Кошки, Могабн и*др.
Восточнее Караби*Яйлы из-за отсутствия известняковых пород проис-
ходила энергичная выработка речной н овражной сети преимуществен-
но в толще флишевой и флншоидной формаций верхпетрйасово-юрскога
возраста. В верхнем плиоцене севернее южного обрыва по наметившим-
ся разломам формировались долины, отделяющие от Главной гряды
Предгорную и Внешнюю гряды. Поверхность яйлы принимает облик,
близкий к современному. В течение четвертичного времени центральная
часть мегантиклинория Горного Крыма продолжала приподниматься,
интенсивно способствуя развитию обвальных процессов на южном об-
рыве и оползневых процессов на южном склоне. Климатические усло-
вия в это время способствовали усилению развития всех перечисленных
процессов.
В пределах Горного Крыма наиболее широко развиты абразионные,
эрозионные, селевые, гравитационные на склонах и карстовые про-
цессы.
Абразионные процессы, являющиеся активным фактором форми-
рования рельефа Горного Крыма, возникли сразу же после тектониче-
ского опускания суши — южного крыла Крымского мегантиклинория
по разлому в конце миоцена и проникновения моря, занимавшего пло-
щадь опускающейся суши. Абразионные процессы, особенно в первой
стадии формирования Южного берега Крыма, являлись главнейшей
причиной развития его рельефа, чему способствовали отрицательные
тектонические движения береговой полосы, продолжающей опускаться
ниже уровня моря н в современную эпоху. Как отмечалось выше, ре-
зультаты этих движений установлены бурением в устьях главных рек
Горного Крыма и в районе Алупкинского побережья, где выявлено за-
легание аллювиальных отложений на глубине до 30 м ниже современ-
ного уровня Черного моря.
Абразионные процессы активно способствовали формированию со-
временного рельефа, вызывая возникновение оползневых процессов
вследствие подрезки береговых обрывов. Непрерывное срезание этих
обрывов способствовало динамическому режиму береговой линии, ко-
торая в настоящий момепт или выступает в море в виде мысов на участ-
ках развития прочных горных пород, или вдается в берег неширокими
заливами с галечниковыми пляжами. Характер переработки берегов
связан в основном с петрографическим составом слагающих их пород в
пределах юго-западной части южного склона Главной гряды Крымских
гор,- где бухты (Ласпипская, Лсменская, Ялтинская и др.) закономер-
но приурочены к выходам пород флишевой формации или склоновых
226
четвертичных отложений, легко поддающихся размыву. Мысы, выступа-
ющие в настоящее время в море, сложены или массивами интрузивных
пород, как, например, Людаг и другие более мелкие, или скоплениями
сместившихся в море глыб оползневых известняков, бронирующих берег
ют размыва, как, например, Сарыч, Троицы, Кикенсиз, Лй-Тодорский
и др. В этом заключается положительная роль данных береговых форм,
замедляющих непрерывный процесс разрушения южного склона Крым-
ских гор.
Данные об интенсивности абразии па наблюдаемых берегах приве-
дены в табл. 1. Как видно, интенсивность абразии па изучаемых участ-
ках изменяется от 0,3 до 25,4 мг/год на 1 пог. м береговой линии, что
способствует активному развитию абразионных оползней, составляющих
30% от всей площади Южного берега Крыма, пораженной оползнями.
На интенсивность абразии заметно влияет небольшая (от 2 до 18 м)
ширина пляжа на западной части Крымского побережья.
Восточнее Алушты (от устья р. Демерджи до Феодосийского за-
лива) береговая линия вытянута в северо-восточном направлении, вы-
сота абразионных берегов достигает нескольких десятков метров с кру-
тизной 75—85°. Сложены они преимущественно породами флишевой и
флишоидиой формаций, легко размываемыми морем, и очень редко чет-
вертичными отложениями или интрузивными породами. На формирова-
ние береговой линии здесь влияют те же условия, что и на юго-западном
побережье, т. е. в легко абрадируемых породах образуются бухты и
заливы, а в крепких, практически пеабрадируемых, — далеко выдающи-
еся в морс мысы. Галечниковые и гравийно-песчаные пляжи развиты
вдесь на больших площадях и достигают наибольшей протяженности,
чем побережье от р. Демерджи до мыса Айя. Ширина пляжевой зоны
достигает здесь 40 м и даже более, редко сужаясь до 7 м. Средний
удельный объем пляжевых накоплений колеблется от 7 до 60 м3 па
1 пог. м, однако в связи с использованием песчапо-гравийно-галечнико-
вого материала в строительных целях объем его за последнее десятиле-
тие на отдельных участках сократился на 25% и более.
Наблюдения за абразией показали, что скорость отступания бровки
абразионного обрыва над пляжем, сложенного оползневыми накопле-
ниями, достигает не менее 0,6 м/год при скорости размыва аргиллитов в
коренном залегании нс более 0,04 м/год.
Восточнее Судакской бухты береговая линия, в пределах которой
расположены мысы Меганом, Карадаг и Киик-Атлама, становится из-
вилистой. Связано это, как и па юго-западном отрезке побережья, с
тем, что упомянутые мысы сложены крепкими, практически слабо абра-
дируемыми изверженными породами, а пространство между ними —
сравнительно легкоразмываемыми четвертичными отложениями или
флишем, интенсивность абразии которых более высокая и имеет тот же
порядок цифр, который отмечался выше.
В пределах юго-западной части Керченского полуострова абразия
интенсивно проявляется только в тех местах, где береговые обрывы
сложены глинистыми породами майкопской серии или четвертичными
суглинками. Наиболее заметна она в северо-восточной части Феодосий-
ского залива, па отрезке между мысами Чауда и Карапгат, иногда не-
сколько восточнее. Местами скорость отступания бровки плато достига-
ет нескольких метров в год. Отсюда можно предположить, что при сред-
ней высоте обрыва 8 м смыв масс с 1 пог. м абрадируемой береговой
линии может достигать 40—50 м3/год.
Абразия в пределах южного склона Главной гряды Крымских гор
изучалась лишь на небольших разрозненных участках. Особенности раз-
227
Таблица I
Интенсивность абразии
Продолжит»! ьность наблюдений, годы	Характеристика абрацпрусмых пород				Горизонталь- ный размыв подошвы, м		Отмыв породы с пог. м в м*	
	индекс	группа размы- ва смос- тн	iенезис	состав	средне- годовой	макси- маль- ный	средне- годовой	макси- маль- ный
3	dpQiv	I	i еолого-i енетичсс- кий комплекс со- временных ополз- невых отложений	супеси, суглинки с примесью до 5— 7% обломков	1,8	2,82	12 • •	25,4
8	dpQlv	I	то же	суглинки разрых- ленные, до 15— 20% обломков	0,3	1,82	2,70	9,6
8	dpQiv	I	геолого-генетичес- кий комплекс оползневых отло- жений	суглинки плотные, до 15—20% об- ломков	0,14	2,34	0,7	2,7
7	dpQi-ш	I	геолого-генетичес- кий комплекс древних оползне- вых отложений	суглинки	очень плотные, до 20— 25% обломков	0,07	0,42	0,3	1.5,
3	N,	III	геолого-генетичес- кий комплекс мас- сандровских от- ложении	массивы сместив- шихся известня- ков	практически не размы- ваемые			
8	Ta-Ji	I	породы флишевой формации	аргиллиты с про- слоями песчани- ков, дислоциро- ванные, трещино- ватые	0,03	0,2	—	—
15	Ta—Ji	П	то же	та же толща, но по- лого залегающая	0,01	—	—	—
15	J8	111	породы габбро-дио- ритово-диабазовой формации	диориты, диабазы	практически не размы- ваемые			
вития этого процесса для всего Черноморского побережья Крыма еще
не установлены. В связи с вышеизложенным выявляется необходимость
проведения детальных инженерно-геологических исследований и натур-
ных стационарных наблюдений, которые позволят установить законо-
мерности развития абразионных процессов па Крымском побережье н
оцепить их количественно. Это создаст обоснованные предпосылки для
их прогнозирования н установления, а также изучения их влияния па
возникновение и активизацию оползней, эксплуатацию береговых соору-
228
жений и динамическое равновесие галечниковых накоплений в пляже-
вой зоне.
Эрозионные процессы. Зарождение эрозионных процессов в Гор-
ном Крыму, как отмечалось выше, произошло в конце миоцена, когда
после образования впадины Черного моря вследствие опускания южно-
го крыла мегантиклинория Горного Крыма началось формирование со-
временного рельефа. В верхнем плиоцене особенно для южного склона
Главной гряды Крымских гор характерно возникновение и развитие эро-
зионных процессов. Наиболее интенсивно эрозионные процессы прояви-
лись здесь после разрушения и удаления известняков, бронирующих по-
верхность флиша. В этот период па южном склоне наметились основ-
ные пути стока атмосферных осадков и подземных вод, выходящих из
толщи известняков, по которым впоследствии сформировалась совре-
менная речная сеть. Более медленное развитие эрозии наблюдалось в
верхней части склона вследствие накопления продуктов разрушения
известнякового обрыва, которые предохраняли легкоразмываемыс фли-
шевые отложения.
Современные эрозионные процессы в Горном Крыму рапростра-
йены повсеместно. Наиболее интенсивно эрозия развивается на
юго-восточном, юго-западном и северо-западном склонах Глав-
ной гряды Крымских гор в рыхлых покровных отложениях
и коре выветривания пород флишевой и флишоидной формаций. Размы-
ву способствуют большие углы наклона рельефа, достигающие 30° и
более, редкая древесно-кустарниковая растительность, малая мощность
и неоднородность состава покровных отложений. Вследствие этого эро-
зионный смыв на южном склоне имеет величину 0,5—0,7, а на более кру-
тых склонах — 1,7 мм/год. Интенсивность развития эрозии в пределах
оползневых участков невелика (не более 0,01). Суммарная длина эро-
зионной сети в юго-западпой части южного склона достигает 600 км, а
средняя пересеченность равна 1,6 км сети па 1 км2 местности. Установ-
лено, что у пос. Симеиз на площади развития элювиально-делювиаль-
ных темно-серых суглинков с примесью 15% обломочного материала
скорость роста верховьев оврага достигала 3,67 м/год; скорость глубин-
ного вреза за то же время составила 1,75 м/год. Обычно на наблюдае-
мых участках годовой рост верховьев оврагов в среднем не превышает
0,25 м, глубинный врез равен 0,07 м. Между мысом Сарыч и горой Кош-
ка эрозионная сеть достигает наибольшей густоты. Здесь пересеченность
поверхности составляет 6,22 км гидрографической сети на 1 км2 мест-
ности. Глубина эрозионного вреза 35 -40 м.
Поперечный профиль промонн в верхней и средней частях склона
преимущественно V-образный, в нижней — корытообразный, часто асим-
метричный. За один ливень глубина вреза в породах флишевой форма-
ции таврической серии достигала 2,5 м в районе Черного бугра и Голу-
бого залива, а в Мисхоре даже 3 м (1955—1956 гг.). Рост оврагов в
районе Симеиза равен 9 м. Подсчитано, что за 23 года в районе Чер-
ного бугра среднегодовой прирост овражно-балочной сети составил
50 м, а суммарная длина возросла на 1200 м. Покров делювиальных су-
глинков иа опытном участке в районе Симеиза был смыт за 19 месяцев
на 1,5 м. Восточнее Алушты интенсивность эрозионных процессов Ке
резко возрастает, достигая на площади развития пород флишевой фор-
мации 0,2 0,4. Для этой части южного склона характерны как овраж-
ная, ручейковая, так и площадная эрозия. Овраги занимают здесь бо-
лее 30% площади склонов. За год длина оврага увеличивается (макси-
мум) до 1,5—8 м, но обычно овраги во флишевых отложениях растут в
среднем со скоростью не более 0,2—0,3 м/год.
229
В областях яйлы, куэстовых гряд Северного склона преоблада-
ют линейные временные и постоянные водотоки основной и конечной
фаз эрозионного развития от борозд до каньонов. Долины V-образные,
трапецеидальные и ящикообразные. В каждой фазе преобладает один
из видов эрозии (площадной, струйчатой, боковой и глубинной, или ов-
ражной). На породах флишевой формации таврической серии величина
смыва равна 0,8—2,5 мм/год. Эрозионная пораженность в бассейне Лль-
мы изменяется до 0,1 (Шеко, 1971). Здесь преобладает площадная и ру-
чейковая эрозия. В верховьях р. Бельбек годовой смыв составляет
0,8 мм/год, интенсивность развития изменяется от 0,2 до 0,6, на зале-
сенных участках эрозия развита слабо.
На пол01 ой поверхности юго-западной равнины Керченского полу-
острова в береговой полосе развиты единичные овраги с осыпающимися
бортами. Длина оврагов здесь не превышает 2 км, ширина их и пло-
щадь незначительные, а глубина не более 20—25 м, расположены они
па значительном расстоянии друг от друга. Плоскостная эрозия прояв-
ляется на пашнях и оголенных участках оврагов и логоо. Эрозионная
пораженность № составляет менее 0,01 (Шеко, 1971).
Исследования А. А. Клюкина, В. И. Суловского и А. Н. Олиферова
(1968) в Горном Крыму позволили установить главнейшие факторы раз-
вития эрозионных процессов и неравномерность этого развития.
А. Н. Олиферов выявил зависимость величины смыва от крутизны скло-
нов и роль растительности при этом, а также подтвердил важную
протнвоэрозионную роль леса. В. И. Суловский провел наблюдения за
склоновым смывом в бассейне р. Ворон, где с помощью метода микро-
пивелнровки был подсчитан суммарный смыв с водосбора. Результаты
этих работ в виде сводки удельных показателей смыва в зависимости
от углов наклона и задернованности склонов приведены в табл. 2.
Таблица 2
Удельные показатели смыва в бассейне р. Ворон
Углы наклона, град	Удельные показатели смыва. ы,/ы>	
	для задернованных склонов	для обнаженных склонов
0—10	1,94-10-»	- - -
10—20	9,53-10-»	10,70-10“»
20-30	12,26-10"»	18,12-10*»
Более 30		20,72-10“»
Обрывы	—	30,90 10-»
В заключение следует отметить еще очень малую изученность эро-
зионных процессов в Горном Крыму и необходимость постановки ста-
ционарных опытных работ на представительных участках для получе-
ния цифровых данных, которые должны быть положены в основу раз-
работки противоэрозионных мероприятий в Горном Крыму и в первую
очередь на территории южного склона Главной гряды Крымских гор.
Селевые процессы d Горном Крыму происходят часто, особенно в
пределах склонов Главной гряды Крымских гор. За период с 1847 по
1947 г. здесь зарегистрировано прохождение 282 селей. До 60-х годов
сели Горного Крыма детально не изучались. Исследования последнего
десятилетия (Олнферов, Клюкин, Иванов, Суловский, Коджеспиров,
Шеко, Ерыш, Лехатннов и др.) позволили выявить главнейшие причи-
ны и условия возникновения селевых процессов в Крыму и оценить их
количественно (табл. 3). Б. Н. Иванов (1969) в Горцом Крыму по сте-
230
пени активности выделяет четыре селевых района: юго-восточный, юго-
западный, северный и предгорный. Л. И. Шеко (1975) предложил выде-
лить также пятый — восточный район (Крымское Приморье). Наиболее
селеопасным из них является юго-восточный, который по степени опас-
ности возникновения Л. Л. Клюкин (1905) подразделяет на ряд подрай-
онов: весьма селеопасны — Ускутский и Кутлакский; средпеселеопас-
ны — Ускутско-Лйсерезскнй; слабоселеопасны — Приморский и При-
яйлнпский и потенциально слабоселеопасны — Южиодсмерджинский и
Новосветский.
В. И. Суловскнн (1967), а затем И. Ф. Ерыш (197!) предлагают*
разделять водосборные бассейны Горного Крыма на четыре типа в за-
висимости от прочности и селевой устойчивости горных пород, слагаю-
щих склоны. Первый включает безопасные водосборные бассейны в
крепких породах молассовой формации массандровской свиты с высо-
кой водопроницаемостью (коэффициент проницаемости 200—400 mD —
миллидарси). Поверхностный сюк здесь практически отсутствует, по-
этому нет и условий для возникновения селевых потоков. Второй —
водосборный бассейн в устойчивых, полупроницаемых породах флишо-
идпой и спнлито-ксратофнровой формаций и некарстующихся карбонат-
ных породах с коэффициентом проницаемости от I до 100 mD. Поверх-
ностный сток преобладает над подземным, активно развиты эрозион-
ные процессы и аккумуляция рыхлообломочного материала, достигаю-
щая скорости 0,6 м3/год на 1 пог. м русла.
Третий — водосборные бассейны, выработанные в слабоустой-
чивых, слабопроницаемых породах флишевой формации таврической
серии и карбонатного флиша верхней юры с линзами массивных рифо-
вых известняков. Коэффициент проницаемости их равен 1—0,5 mD.
Поверхностный сток превышает подземный. Аккумуляция рыхлообло-
мочного материала происходит со скоростью 1,2 м3/год на 1 пог. м рус-
ла. Четвертый водосборные бассейны, выработанные в неустой-
чивых, практически водонепроницаемых горных породах. Это нормаль-
ный и аргиллитовый флиш таври.ческой серии, среднеюрская флишоидная
формация, а также четвертичные отложения делювиального, про-
лювиального и аллювиального генезиса с коэффициентом проницаемо-
сти 0,1—0,5 mD. Преобладает поверхностный сток, вызывающий интен-
сивную эрозию и смыв. Скорость аккумуляции рыхлообломочного ма-
териала составляет 1,5—2 м3/год на 1 пог. м русла. Данное расчленение
типов водосборных бассейнов определяется физико-механическими свой-
ствами слагающих склоны горных пород, отражающих зависимость кру-
тизны и расчлененности склонов от их прочности и проницаемости.
В Горном Крыму среднее количество ливневых осадков в месяц
превышает 30 мм, в летнее время оно повышается до 50 мм, а в зим-
нее может достигать 120 мм (1962 г.). Подземные воды не участвуют
в формировании селей, так как увеличение расходов родников запазды-
вает но отношению к максимальному паводку. Сели в Крыму формиру-
ются за счет ливневых дождей или прорыва земляных плотин и связаны
со скоплением- рыхлого материала в руслах временных водотоков
(I группа) и подпруживапием рек (II группа) (по Шеко. 1975).
Для установления частоты проявления селей А. М. Лсхатинов
(1967) предлагает использовать дендрохронологический метод определе-
ния времени схода селей. Этот метод позволяет индицировать прохож-
дение селей средней и малой мощности, а анализ локальной сжатости
годичных колец — получить временной ряд схода мощных селей.
А. Н. Олнферов (1963) предлагает подразделять селевые потоки
Горного Крыма, относимые к несвязным селям, по гранулометрическому
231
Таблица 3
Главнейшие показатели селевых районов Горного Крыма
Показатели	Наименование селевого района и его площадь				
	юго-восточный (300 км*)	юго-западный (116 км»)	северный (520 км*)	предгорный (11 км’)	I восточный [ (Крымское I Приморье) (25 км*)
Отметка истока, м над уровнем Черного моря	€00—800	800—1200	800—1200	400-500	। 600—700
Отметка устья, м над уровнем Черного моря	100—400	0—200	500—600	200-300	0-150
Длина потока, км	0.5-5	0,4—2	0,5—7	0,3—1,5	0,3-3,5
Максимальная скорость ли- нейной дену- дации, мм/год	20-25	6-15	0,75—6	3—5	20—22
Уклон русла, км или град	0.5—0,05 15—18°	10—20°	18°	18°	15—20’
Площадь водо- сбора, KMS	400.9	197,9	1336,3	49,6	169,8
Объем одного селевого ко- нуса выноса, тыс. м®	10—20 (Кутлак, Ворон)	9—10 максимально 1 млн. (Учансу)	3 5	5—7	10—15
Объем селевых конусов выно- са в пределах водосборных бассейнов, тыс. м*	170—1504	9—347	25—1742	149	446—1504
Интенсивность селеопасиостн №	от 0,5 (Ка- нака, Дс- мерджи) до 0,9 1 (Шо- лен, Ай-Сс- рез, Воров)	0,7—0,9 (Ялтинский район); 0,1 (Оползневое, Шевченко)	менее 0,2	0,1—0,2	0,2—0,3
Акт явность	сильноселс- актинный —2—3, не реже одного раза в 2—5 лет	срсдпсселс- актнвиый— через 2 на 3-й год (1955 г., 1958 г.) —4—7, обычно через 10 лет	слабоселеак- тианый (меж- селевой ин- тервал 9—12 лег) — 5—И, обыч- но через 9 лет	средпессле- актнппый— 5—7	среднсселс- актнвиый — каждый год или через год
232
составу массы на три группы: водно-камеппыс, грязе-каменные и грязе-
вые. Первая группа включает: водокрупноглыбовые потоки при содер-
жании крупных глыб более 50% и глинистых частиц более 10%, водо-
мелкоглыбовые с содержанием мелких глыб более 50% и глинистых ча-
стиц менее 10% и водо-щебнистые — щебня более 50% н глинистых
частиц более 10%. Вторая группа включает: грязеглыбовые потоки с
содержанием глыб более 50% и глинистых частиц более 10%, а также
грязо-щсбнистые с содержанием щебня более 50% и глинистых частиц
менее 10%. В третьей группе потоков доминируют глинистые части-
цы. В Горном Крыму преобладают водно-каменные сели, грязе-каменные
и грязевые возникают редко. Объемная масса селевого потока достигает
1,1 кг/м* * 3 * * * * * и более. Средняя скорость потока составляет, как правило,
2—4 м/с и лишь в единичных случаях 5 м/с. Расходы солей изменяются
от 30—40 до 50—60 м3/с, на реках северного склона они составляют
100—250 м3/с (реки Кача, Альма, Бсльбек и др.). Преобладают в Крыму
сели малой мощности, со средним объемом выноса за один сель не
более 10—20 тыс. м3. В табл. 4 приводится частота сслепроявлеиий в
наиболее крупных долинах и балках Горного Крыма. Образующиеся при
Таблица 4
Частота проявления селей в бассейнах главнейших рек
я балок Горного Крыма
Реки и балки, по которым проходят сели
Реки
Кутляк.............................................
Шелен..............................................
Ускут, Арпат, Тапшен-Гя............................
Ай-Серсз, Судак....................................
Апдус, Ворон, Кача.................................
Улу-Узень (Алушта), Альма.........................
Армакут, Водопадная................................
Каслаиа ..........................................
Быстрая, Бельбек ..................................
Демерджи...........................................
Авунда ............................................
Стиля .............................................
Орта-Узень.........................................
Аян-Дере ...... ...................................
Тона-Су, Черная ...................................
Коккозка, Суук-Су..................................
Овраги
Туакская балка, Ставлухар, балка Сотера, балка Канака .
Куркулет, Цыкуркен-Дере, Шор, Вати.................
Западно-Карабахский, Кастель, Восточный, Дровянка . .
Богатырь...........................................
Максимальный меж-'
селевой период, годы
2
3
4
5
6
7
9
10
11
16
17
27
28
33
80
100
2
3-4
7
8
селевых процессах конусы выноса откладываются в море, водохранили-
щах, руслах рек или их террасах, нарушая сложившийся режим их
работы и использования.
Несмотря на большой ущерб, борьба с селевыми потоками до сих
пор в Крыму проводится неудовлетворительно. Рекомендуемый комп-
леке лесомелиоративных и мелиоративно-гидротехнических мероприятий
далеко нс всегда обеспечивает их предотвращение. Прогнозирование
селевых процессов в Горном Крыму нс проводится. Для решения этой
сложной задачи следует выполнить специальные инжсперно-геологиче-
ские исследования в комплексе с гидрологическими, а также органи-
233
зовать .режимные наблюдения селей на ключевых участках различных
типов водосборных бассейнов в целях выявления закономерностей фор-
мирования источника твердой составляющей селей, характера повторяе-
мости, которые позволят научно обосновать их прогноз как но виду,
скорости, объему, так и во времени, т. е. по всему комплексу, из кото-
рых складывается процесс.
Обвалы и осыпи. Возникновение обвально-осыпных процессов в
Горном Крыму относится к плиоцену, т. е. приурочено ко времени фор-
мирования вертикального обрыва яйл. Непрерывное разрушение извест-
няковых пород и последующее их обрушение предопределило широкое
распространение у подножия этого обрыва крупноглыбовых отложений.
В настоящее время обвальные процессы продолжаются, способствуя не
только отодвиганию обрывов яйл, по и непрерывному росту нагрузки
на склон, подготовляя новую активизацию оползневых процессов.
Наиболее широко обвально-осыпные процессы развиты в юго-за-
падной части южного склона Главной гряды Крымских гор, ограничен-
ного с севера высоким, почти вертикальным обрывом карбонатной фор-
мации верхнеюрского возраста. Известняки, разбитые системой взаим-
но пересекающихся тектонических трещин, дополненных па поверхности
трещинами выветривания, продолжают разрушаться и дают начало ма-
лым и средним (по Золотареву, 1970) обвалам и осыпям, чему способ-
ствует южная экспозиция склонов, а также слабые, но частые сейсмиче-
ские толчки. А. П. Нифантов (1946) привел конкретные сведения о мел-
ких обвалах при землетрясении 1927 г. и более крупных обвалах в 1924 г.
у горы Кошка (55 м3), в 1927 г. близ Кичкине (15 м3) и у Гурзуфа
(34 м8).
Осыни, как, например, на обрывах яйлы в районе г. Ялты, приуро-
чены к местам распространения мергелистых разностей известняков, ко-
торые при выветривании образуют на склоне осыпные шлейфы из мел-
кой щебенки. Однако в настоящее время сколько-либо заметные обвалы
и осыпи отмечаются здесь сравнительно редко. Обрушения, происхо-
дившие на протяжении геологического времени с момента формирова-
ния южного обрыва яйл, обусловили накопление в верхней части юж-
нобережного склона значительных объемов обвальных отложений,
преимущественно известняков, которые совместно с осыпями образуют
обширные шлейфы у подножий Айпегринской, Никитской, Чазырдаг-
ской яйл, Караби-Яйлы и Дсмерджи, а также у подножий гор Меганом,
Сокол, Карадаг и др. Хаотически нагроможденные у подошвы южного
обрыва яйлы глыбы известняков размером от 0,5 до 5 м вытягиваются
почти непрерывной полосой от мыса Айя до Алушты. На участках, где
слагающие обрыв известняки тектонически нарушены и более выветре-
лы, ширина полосы глыбового навала заметно возрастает.
Пораженность склонов Главной гряды обвально-осыпными процес-
сами (по Шеко, 1975) колеблется от 0,2 до 0,5. Развитые у подошвы
обрыва обвальные накопления мощностью несколько десятков метров,
перегружая верхнюю часть южного склона, способствуют возникнове-
нию и активизации оползней. На январь 1974 г. (Коржспсвский. 1972)
их зафиксировано 8 (1,0%), но суммарная площадь значительная — от
4,91 до 24,8 км2.
Как отмечалось выше, в настоящее время обвалы, даже мелкие,
объемом 3—5 м3 — явление чрезвычайно редкое. Опи фиксировались
после сильных ливней или сейсмических толчков силой более 4 баллов.
Крупных обвалов в XX в. не происходило. Единственное обрушение пос-
ле сейсмического толчка было зарегистрировано выше головы Кучук-
Койского оползня. Сколько-нибудь заметных обвалов на протяжении
234
последних 12—15 лет не фиксировалось. Одиночные обрушения пород
происходили не чаше 1—2 раз в году. В 1963 г. между Судаком и Но-
вым Светом произошло единственно заметное обрушение объемом 25 м3.
Обвально-осыпные процессы в Горном Крыму происходят кроме обры-
ва яйлы также и в береговом обрыве (абразионные обвалы) и в бортах
глубоких оврагов (эрозионные обвалы). Возникшие вследствие абразии
обвалы на участках береговых обрывов, как правило, быстро уничто-
жаются морскими волнами. Интенсивность развития абразионных обва-
лов в Крыму в скальных породах карбонатной и габбро-диабазовой
формаций не изучена.
Следует отметить, что обвальные процессы в Горном Крыму могут
вызываться сейсмическими толчками, тектонической и экзогенной тре-
щиноватостью, абразией и эрозией. Однако обвально-осыпные процес-
сы здесь изучены недостаточно. Всестороннее исследование их в комп-
лексе со всеми активно развитыми здесь современными геологическими
процессами должно стать необходимой задачей в самые ближайшие
годы.
Оползни. Наличие переуглубленпых речных долин Горного Крыма
и морских террас свидетельствует о непрерывном изменении уровня Чер-
ного моря. Доказано, что с конца плиоцена до голоцена включительно
поднятия его уровня сменились опусканиями. В аспекте исторического
развития эти колебания проявлялись не только в смене знаков преиму-
щественного колебания поверхности Черного моря, ио и в колебаниях
самого материка. Эти два вида движений моря и материка при различ-
ных сочетаниях их знаков в виде результирующего состояния и обусло-
вили современный облик Горного Крыма и его южного склона со всеми
видами и степенью активности развивающихся процессов, к главнейшим
из которых относятся оползни.
Оползневые процессы в Горном Крыму имеют широкое распростра-
нение преимущественно на южном приморском склоне, где возникнове-
ние, проявление и динамика их обусловлены благоприятным сочетани-
ем геологического строения и гидрогеологических условий. Активное
воздействие на береговой уступ моря оказывают дифференцированные
новейшие движения, локально проявляющиеся на отдельных отрезках
берегового склона. На всем Черноморском побережье эпохи этих акти-
визаций оползневых процессов 3. А. Макеев (1964) связывал с насту-
панием моря на сушу, а их затухание — с отступанием его; оползни на
склонах речных долин, напротив, связывал с эпохами регрессий моря,
т. е. с понижением базиса эрозии этих рек.
В рельефе западной части южного склона четко выделяются ополз-
невые амфитеатры, ограничивающие оползневые тела близко от обры-
ва яйлы и протягивающиеся до уровня моря. По мере расширения юж-
ного склона в плане в восточном направлении головные части этих ам-
фитеатров отделяются от яйлы зоной глыбового навала известняков, сла-
гающих верхние части склона. Здесь выделяются сменяющие друг дру-
га с запада на восток следующие пораженные оползнями амфитеатры:
Форос-Симеизский, Алупкинский, Ялтинский, Гурзуфский и Мало-Ма-
якский. Проявление оползневых движений в перечисленных районах
дополняется активно действующими весной эрозионными процессами.
Восточнее Алушты характер рельефа склона заметно изменяется и
типично оползневой облик западной части сменяется четко выражен-
ным эрозионным видом, проявляющимся в чередовании речных долин,
врезанных в породы флишевой и флишоидной формаций. Оползневой
рельеф выделяется здесь преимущественно в приморской зоне, где берег
часто несет на себе следы былой и современной оползневой активности.
235
И. С. Золотарев, И. Б. Корженевский, А. И. Шеко все оползни юж-
ного склона подразделяют на: смещенные массивы верхнеюрских извест-
няков — горы Кошка, Могаби, Массандровский массив; оползни-бло-
ки — развиты повсеместно, особенно в прибрежной части; оползни-пото-
ки — Тесселийский, Чернобугорский, Кикенеизскнй и другие; оползнн-
оплывины — в головной части почти всех древних оползневых цирков;
оползни выдавливания и сложные.
По генезису оползни разделены на: абразионные, приуроченные к
береговой части южного склона с базисом современного моря; эрозион-
ные, связанные с гидрографической сетью и базисом оползания, при-
уроченного к тальвегам рек и оврагов; искусственные, вызванные до-
рожными выемками, котлованами и насыпями, и смешанные, возникно-
вение которых связано с пригрузкой от глыбово-щебнистых обвалов и
осыпей в сочстаннн с одним из указанных типов. Интенсивность разви-
тия оползней обусловливается взаимодействием перечисленных выше
причин.
Сведения о числе оползней указанных типов в юго-западной части
южного склона Главной гряды Крымских гор за последние 11 лет при-
ведены в табл. 5. В 1924 г. число оползней составило 100. За последние
Табл'ица 5
Изменение среднего количества оползней юго-западного склона Главной гряды
_________Крымских гор по их генетическим типам за 1962—1973 гг.
Типы оползней	1962	1962—1966	1967—1971	1962—1971	1971	1972	1973
Абразионный	52	53	63,6	58,3	67	67	67
	14,5	13,9	15,1	14,5	15,6	15,6	15,5
Эрозионный	179	182,2	190,2	186,2	192	192	195
	49,9	47,8	45,1	46,4	44,5	44,5	43,7
Искусственный	121	137,6	159,2	148,4	161	161	172
	33,7	36,1	37,6	36,9	37,8	37,8	39,0
Смешанный	7	8,6	9,0	8,8	9	9	8
	1,9	2,2	2,1	2,2	2,1	2,1	1,8
	Колич	ество опол	зпей в пре	тентах к	1962 г.		
	359	381,4	422	401,7	429	429	422
	100	103,2	Ц7.2	111,92	119,8	119,8	123,4
Примечание. Числитель — количество оползней в году, знаменатель —процент
от суммарного количества оползней в том же году.
50 лет оно достигло 422, т. е. увеличилось почти в 4,5 раза. И. Б. Кор-
женевский считает, что более точным показателем оползневой активно-
сти является суммарная площадь оползней, позволяющая составить
представление нс только об активности процесса, но и о степени уча-
стия в нем главнейших оползнсобразующих факторов. Абразионные
оползни занимают третье место, однако по суммарной площади они
стоят на первом месте (табл. 6). Интересные сведения об увеличении
суммарной площади оползней с 1936 г. по настоящее время дает сопо-
ставление с данными В. Ф. Пчелинцева (1935), который указывал, что
суммарная площадь оползней в 1936 г. составляла около 10 кма, в то
время как в 1973 г. она достигла 19,8 км2, т. е. прирост площади равен
98%. За этот же период общая пораженность территории оползнями
увеличилась тоже вдвое, т. е. с 2,5 до 5%.
236
Искусственные, или антропогенные, по Ф. К. Котлову (1973), ополз-
ни занимают по количеству проявлений второе место, а по суммарной
площади — последнее и в моделировании рельефа заметной роли не
играют. За период с 1962 по 1973 г. роль антропогенных оползней воз-
росла на 94% но суммарной площади их распространения. Это свиде-
тельствует о непродуманном вмешательстве человека r «жизнь» склона.
Ущерб, причиняемый антропогенными оползнями, очень велик и нена-
много уступает ущербу, приносимому морем.
Для оползней других генетических типов прирост площади за ука-
занный период составляет в среднем около 38%. Сведения о проценте
пораженности территории оползнями всех генетических типов показыва-
ют продолжающееся заметное развитие процесса. С 1962 по 1973 г. по-
раженность территории оползнями увеличилась на 43,9%.
Одним из важнейших условий оползнеобразования здесь являются
подземные воды. Существуют четыре вида питания оползневых склонов
подземными водами: яйлинское — за счет трещинно-карстовых вод из
пород карбонатной формации верхней юры; локальное — из смещенных
массивов и глыб известняков; бытовое — насыщение склонов водой
за счет полива, утечек и пр.; смешанное — любое сочетание перечислен-
ных видов. Если питание оползней водой происходит исключительно за
счет осадков, оно именуется атмосферным. Наиболее распространенным
видом питания является локальное. В среднем за десятилетие его полу-
чали 46,3% оползней, а в 1973 г. до 47,5%. На долю яйлинского пи-
тания падает 27,1%. Если произвести сравнение условий питания ополз-
ней не по числу их, а по суммарной площади, получающей определенный
вид питания, то характер распределения окажется иным и па первом
месте будет смешанный вид питания.
Глубина залегания подземных вод в оползневых накоплениях нерав-
номерна и изменяется от нескольких метров до 90 м. Наибольшая об-
водненность была отмечена в интервалах от 2 до 12 м и от 13 до 18 м.
Режим подземных вод, за включением бытового вида питания, связан
с количеством выпавших атмосферных осадков. Дебиты родников из
оползневых накоплений изменяются в течение года от долей литра в
секунду до десятков литров в секунду. Значительная часть их даже пе-
ресыхает.
Закономерность приуроченности оползней к синклинальным пони-
жениям в кровле пород флишевой и флишоидной формаций, наличие ко-
торой предполагали В. Ф. Пчелинцев и Н. Г. Погребов (1938) (Кучук-
Койский, Доломййский, Алупкипский, Кикснеизский и другие оползни),
подтвердилась более поздними исследованиями, хотя Г. А. Лычагин
(1958) указывал, что образование Батилиманского, Меласского, Чер-
нобугорского и других оползней не связано с синклиналями, а наличие
синклиналей в районах Ласпи и у Байдарской долины не вызвало их
образования. Немаловажным фактором в образовании оползней являют-
ся генезис и состав склоновых отложений. Отмечается, что в большинст-
ве случаев (59%) оползни сложены продуктами разрушения аргиллитов,
сланцев, алевролитов и песчаников (мелко- и среднеобломочным мате-
риалом). Вовлекаемые в движение склонов отложения представлены
несколькими генетическими типами. Наиболее подвижны элювиальные и
.делювиальные отложения, коэффициент потенциальной устойчивости ко-
торых, по Н. А. Ходыреву (1963), составляющий соответственно 44,9 и
18,6%, показывает наибольшую возможность развития на площадях их
распространения оползневых смещений.
‘ Мощность оползневых накоплений варьирует от нескольких метров
до 20—25 м и более, в среднем равна 10—12 м; обычно она изменяется
237
Изменение средней суммарной площади (м1) оползней юго-западного склона Главной гряды Крымских гор
по генетическим типам за 1962—1973 гг.
to
£
Таблица 6
Типы оползней	1062	1962—1966	1967—1971	1962—1971	1971	1972	1973
Абразионный		4 535325	4 815305	5 559 321	5 187 313	5,751025	5,751025	6,187325
	33,0	32,4	30,7	31,6	29,9	29,9	31,3
Эрозионный		3295425	3 522 957	4 764 740	4 143848	5,119310	5,119310	5,138710
	24,0	23,7	26.3	25,2	26,8	26,8	25,9
Искусственный (подсечка) . . .	1255610	1 379 170	1 801 796	1 590483	1,938925	1,938925	1,978925
	9,1	9,3	10,0	9,6	10,1	10,1	10,0
Искусственный (пригрузка) . .	525 800	596664	1,149677	873 171	1,438941	1,438941	1,578291
	3,8	4,0	6,4	5,1	7,5	7,5	8,0
Смешанный		4 147 365	4 520705	4 873 020	4 696 862	4,930140	4.930140	4,905640
	30.1	30,5	26,6	28,5	25,7	25,7	24,8
Площадь, м»		13 759525	14 834 801	18148 554	16491 677	19 178 341	19178341	19 788 891
	100	100	100	100	ipo	100	100
Увеличение суммарной площади оползней в % к 1962 г. . .	100	107,8	132,2	119,6	139,2	139,2	143,9
Процент пораженности к 1962 г.	3,44	3,71	4,56	4,12	4,79	4,795	4,95
обратно пропорционально крутизне склона, причем наибольшие мощно-
сти характерны для участков склона крутизной до 10й (Емельянова,
1959).
Для юго-западной части южного склона Главной гряды Крымских
тор «гарантированный» коэффициент заложения выдерживается в пре-
делах 1 :6; средний — 50% доверительной вероятности и изменяется в
зависимости от высоты (табл. 7). Заметное различие между средними
Таблица 7
Зависимость коэффициентов заложения от высоты
Высота склона, и	Средний коэффициент заложения склона		Высота склона, ы	Средний коэффициент заложения склона	
10	1:2,0	26с33'	20	Г.2,5	21 ”48'
30	1:2,7	20°19'	40	1:3,0	18°26'
50	1:3,2	17С2Г	70	1:3,3	16°52'
80	1:3,3	16с52'	90	1 :.3,3	16°52'
100	1:3,4	16с23'	150	1.3,7	15°07'
200	1:4,0	14с30'			
коэффициентами заложений от 1 :2 до 1 :4 и «гарантированным» 1 :6
(Э^вЭ подчеркивает, что процесс формирования склонов еще нс завер-
шен. «Гарантированный» коэффициент заложения при 100% довери-
тельной вероятности 1 : 6, а=9с28'.
Наибольшее число оползней за последнее десятилетие возникало и
активизировалось на склонах юго-восточной экспозиции (45,41%), зна-
чительное (28,80%) — на юго-западной, что связана в основном с их
общей южной экспозицией. При сопоставлении их суммарной площади
выявляется, что эта площадь, как и число оползней, падает на склоны
юго-восточной экспозиции (32,91 %), но в то же время им не уступают
и северо-восточные склоны. Учитывая наибольшую «оползнечувстви-
тельность» склонов с юго-восточной и северо-восточной экспозицией, при
освоении территории необходимо уделять им особое внимание и произ-
водить тщательную инженерную подготовку.
Размеры оползней обычно невелики, длина их по оси движения, как
правило, не превышает 150 м (68,3%), но длина некоторых оползней-
гигантов достигает 2, а иногда и 2,5 км. Последние случаи очень редки
и составляют лишь около 1%. Сравнительно невелика и ширина ополз-
ней. Для большинства из них (несколько более 70%) она не превышает
100—150 м и как исключение достигает 1000—1500 м (1—1,5%). Мала
и площадь большинства оползней, например для 60% она не превышает
8000 м2 и очень редко приближается к нескольким квадратным кило-
метрам. Максимальные площади характерны для абразионных и сме-
шанных оползней.
По конфигурации в плане преобладают глетчеровидные оползни
(Емельянова, 1959), циркообразные — редки, а фронтальные — как ис-
ключение. Современные оползни развиваются на теле древних оползней
и не выходят за их границы в плане, являясь, таким образом, смеще-
ниями более высоких порядков. Величины горизонтальных смещений
составляют от нескольких сантиметров до 20—25 м в год, а вертикаль-
ных — от нескольких сантиметров до 12—15 м. В среднем и те и дру-
гие, как правило, не превышают десятков сантиметров.
Е. П. Емельяновой и И. В. Корженевским (1971, 1972) была сде-
лала попытка прогноза оползней, которая выражалась в определении
изменения запаса устойчивости оползневого склона в зависимости от
239
величины отступания бровки абразионного обрыва, находящегося в его
основании, с одновременными наблюдениями за крутизной заложения
склонов и откосов. На основании этих наблюдений определилось такое
значение величины заложения, при котором возникновение оползней, как
правило, исключается. В первом случае, на основании анализа материа-
лов прежних лет, по итогам выполненных стационарных наблюдений за
интенсивностью абразии, было высказано предположение, что активи-
зация оползня должна произойти через 175 лет. Во втором случае было
установлено, что если величины заложения стабильных склонов и ак-
тивных оползней близки, то запас устойчивости первых незначителен и
они являются оползнеопасными.
Подытоживая характеристику оползневых процессов юго-западной
части южного склона Главной гряды Крымских гор, следует подчерк-
нуть, что за последние 20 лет число оползней возросло иа 83, что со-
ставляет 23,4%; прирост суммарной площади оползней составил 43,9%;
прирост пораженности достиг 4,95%, т. е. увеличился на 1,39%. Отме-
чается приуроченность оползневых подвижек к береговой полосе, скло-
нам оврагов и рек и участкам искусственной подсечки.
Основными оползневыми факторами являются абразия, эрозия, ис-
кусственная подрезка склона и в меньшей степени пригрузка склона
глыбово-обвальным материалом. По количеству преобладают эрозион-
ные оползни, которые составляют 43,7% от общего числа, затем искус-
ственные — 39%, абразионные — 31,3% и, наконец, смешанные —
1,8%. Однако по суммарной площади первое место занимают абразион-
ные оползни (31,3% от общей площади, занятой оползнями), затем эро-
зионные (25,9%) и смешанные. Наименьшую суммарную площадь
составляют искусственные оползни, но несмотря на малую площадь они
приносят значительный материальный ущерб. Следует отметить, что за
последние годы активная работа абразии заметно затухает вследствие
строительства берегоукрепительных сооружений. Частичная регулировка
поверхностного стока несколько ослабила отрицательное влияние эро-
зии на устойчивость склонов. Но несмотря на проведение противоабра-
зионных и противоэрозионных мероприятий суммарная оползневая
площадь неуклонно увеличивается, что связано в основном с хозяйствен-
ной деятельностью человека, который недостаточно продуманно вмеши-
вается в «жизнь» склонов.
В юго-восточной части южного склона Главной гряды Крымских
гор пораженность оползневыми процессами и интенсивность их значи-
тельно уменьшаются. Для этого района характерно широкое развитие
пород флишевой и флишоидной формаций и маломощного по сравне-
нию с юго-западным склоном покрова склоновых четвертичных отложе-
ний. Главнейшими причинами возникновения оползней здесь также яв-
ляются абразия, эрозия и деятельность человека. Но как показывают
режимные наблюдения, оползневые смещения происходят меиее интен-
сивно, чем на юго-западном его продолжении. Современные оползни,
как правило, развиваются в теле древних оползней, исключение иногда
составляют искусственные оползни. В настоящее время иа восточном
побережье зафиксировано всего 134 активных оползня, т. е. почти на
70% менее, чем на западном.
Количественные характеристики свидетельствуют о преобладающей
роли абразии и эрозии в развитии оползней. Так, в 1973 г. 69 оползней
из общего их числа (134), т. е. 51,5%, составляли эрозионные оползни,
абразионные — 40,3%, а искусственные только 6%, что связано со срав-
нительно малым освоением территории. Смешанные оползни составля-
ют лишь 3—2,2%,. Однако по суммарной площади, как и на западе, пре-
240
обладают абразионные оползни (53,3%), затем следуют эрозионные
(20,9%), что подтверждает основную роль абразии и эрозии в развитии
оползней Крыма.
Пораженность территории оползнями непрерывно возрастает и до-
стигла на юго-восточиом склоне 2,05%, но все же в 2,5 раза меньше, чем
на западе, где опа равна 4,95%. В береговой полосе между Алуштой и
пос. Планерское шириной 0,5 км эта пораженность заметно увеличи-
вается и достигает здесь 5—6%. Оползни береговой полосы поражают,
как правило, ценнейшие территории приморского курорта. Одним из ос-
новных условий развития оползней, кроме абразии, являются подземные
воды. Анализ данных о характере питания ими оползней позволяет от-
мстить, что за период с 1962 по 1973 г. преобладающим видом питания
оползней подземными водами как количественно (от 37,4 до 44,6%),
так и по суммарной площади (от 31,8 до 48,2%) остается локальное, од-
нако за последние 5 лет заметно увеличились число и суммарная пло-
щадь оползней яйлинского питания.
В составе оползневых накоплений преобладает аргиллитово-слан-
цевый мелко- и среднеобломочный материал, где небольшие пакеты
пород флишевой формации заключены в темно-сером суглинке, количе-
ство которого достигает 65%. До 45,5—57,3% оползней от общего числа
их сложены данным комплексом отложений, что составляет суммарную
площадь от 55,9 до 69%. Мощность оползневых накоплений обычно от
2—3 до 20—30 м и возрастает с уменьшением крутизны склона.
Длина оползней по оси движения изменяется от 25 до 1150 м и
более, в среднем 170 м, ширина — от 20 до 1550 м, в 'среднем 130 м,
обычно ширина увеличивается к языку (88,1%). Размеры площади,
пораженной оползнями, колеблются от 500 до 67600 м2; преобладают
сравнительно мелкие оползни до 10000 м2 (около 35%), но разброс ве-
личин значительный. Конфигурация оползней в плане близка к цирко-
образной. По механизму смещения они относятся к оползням скольже-
ния. Крутизна склонов, пораженных оползнями, колеблется от 10 до
40°, наибольшее их число (около 50%) сосредоточено на склонах кру-
тизной до 20°, что связано с развитием рыхлых склоновых отложений.
Степень пораженности склона эрозионными оползнями, число кото-
рых составляет 69, зависит от его экспозиции. Наибольшая поражен-
ность как в количественном, так и в площадном отношении характерна
для склонов юго-восточной, южной и юго-западной экспозиций — 57%
оползней (39) с суммарной площадью до 1,7 км-', или 67% от общей
площади. На конец 1973 г. число активных оползневых очагов на юго-
восточном склоне Главной гряды Крымских гор достигало 23,9%. Ве-
личины горизонтального их смещения обычно составляли единицы, ре-
же один-два десятка сантиметров в год.
Оползни юго-западной части Керченского полуострова в основном
абразионные. Они развиваются исключительно в береговой полосе се-
веро-восточной части Феодосийского залива от мыса Чауда до мыса
Карангат, местами несколько восточнее. Длина их по оси движения до-
стигает 50—70 м, реже более, ширина до 100—150 м. Поверхность ополз-
ней одно- или двух-, реже трехступенчатая, местами с обратным укло-
ном. Язык оползней сложен хаотическим нагромождением смещенных
пород, нередко с включением глыб. В движение здесь вовлекаются су-
глинки и глинистые породы майкопской серии. Мощность смещающихся
отложений 12—15 м, реже более. Годовые скорости смещения (по ана-
логии со смежными территориями) — от нескольких сантиметров до
1 м/тод. Наибольшая активность обычно проявляется в штормовые пе-
риоды. По морфологии оползни фронтального типа, по механизму сме-
241
щения — оползни раздавливания и выдавливания. За пределами бере-
говой полосы оползни практически отсутствуют, и лишь местами па
«клопах глубоких балок иногда встречаются незначительные' оплы-
випы.
В пределах северного склона и предгорий Главной гряды Крымских
гор оползни имеют ограниченное распространение. Они приурочены к
склонам рек и балок и участкам искусственных подрезок склонов Раз-
личие в геологической истории формирования северного и южного скло-
нов на заключительных этапах ее проявилось в резкой дифференциа-
ции ландшафтно-климатических условий, при которых па северном склоне
происходят менее интенсивно процессы выветривания при сравни-
тельно стабильном базисе денудации. Новейшие тектонические движе-
ния происходили и происходят медленнее, эрозионная сеть мигрирова-
ла слабо, что способствовало созданию стабильных условий дренирова-
ния подземных вод и выработки путей поверхностного стока.
История развития северного склона, его структурные особенности,
отсутствие оползпеобразующих факторов, таких, как абразия и широ-
кое вмешательство человека в жизнь склонов, обусловили слабое разви-
тие здесь оползневых процессов. По генезису немногочисленные ополз-
ни (их зафиксировано здесь всего около 30) являются в основном эро-
зионными и реже искусственными. Первые сосредоточены в долинах рек
Бельбек и Альмы. Размеры оползней небольшие. Длина по оси движе-
ния редко превышает 100 м, ширина несколько десятков метров, пло-
щадь не более 0,5—0,7 га, мощность смещающихся масс по более не-
скольких метров. В движение вовлекаются суглинки с примесью (от 15
до 40%) обломочного материала. Величина горизонтального смещения
достигает в среднем 0,10—0,15 м/год, более заметные подвижки крайне
редки.
За последние годы в связи со строительством водоемов, новых до-
рог и освоением добавочных территорий для нужд сельского хозяйства
«тали возникать искусственные оползни. Их зафиксировано более де-
сяти. Они связаны обычно с подсечками, реже с перегрузками склонов.
Длина искусственных оползней по оси движения изменяется от 42 до
800 м, средняя преобладающая — до 115 м (в пределах 50%), ширина
от 25 до 280 м, преобладающая — до 70 м (около 50%), площадь от
8,19 до 22,9 га, средняя преобладающая (50%) — до 0,5 га. В дви-
жение обычно вовлекаются суглинки желто-бурых и темных топов с
примесью до 15%, местами более, обломочного материала. Мощность
смещающихся масс до 5—7, иногда 12 м. Средние скорости горизон-
тального смещения искусственных оползней не превышают 0,2--
9,3 м/год, максимальные — 2,5—3,5 м/год. Эти оползни, как правило,
развиваются па склонах южной экспозиции. Конфшурация их в плане
глетчеровидная, по механизму развития они относятся к оползням со-
скальзывания.
Интенсивность проявления охарактеризованных современных геоло-
гических процессов в Горном Крыму следует связывать с геоструктур-
ными, литологическими и ландшафтно-климатическими особенностями
его территории, которые, как видно из вышеизложенного, наиболее яр-
ко выражены в пределах выделенных геоморфологических областей (де-
тальную характеристику их см. в главе «Инженерно-геологическое рай-
онирование Горного Крыма»). В задачу данной части главы входило
лишь краткое освещение видов и интенсивности проявления современ-
ных геологических процессов.
В области южного склона Главной гряды Крымских гор, особенно
в его юго-западной части между мысом Айя и Алуштой, весьма интеи-
242
сивно развиты оползневые процессы, слабее эрозионные, селевые и об-
вально-осыпные. На площади развития пород флишевой формации и
продуктов ее разрушения коэффициент оползневой пораженности мак-
симальный — 0,7—0,9; селевой — 0,9; на обрыве и у его подножия ко-
эффициент пораженности обвально-осыпными и эрозионными процес-
сами — 0,2; такой же коэффициент пораженности осыпными, эрозион-
ными и оползневыми процессами на породах массандровской свиты.
К востоку от Алушты до р. Ворон преобладает пораженность селевыми
и эрозионными процессами (от 0,3 до 1). Оползни здесь развиты лишь
на двух участках: в прибрежной части и нрияйлинской зоне (у подно-
жия яйлы). В целом схема развития геологических процессов на южном
склоне Главной гряды Крымских гор в соответствии с вертикальной кли-
матической зональностью представляется в следующем виде: в при-
брежной зоне — оползни 0,6, эрозия 0,3; в средней зоне — если 0,8 1,
эрозия и оползни 0,4—0,5 и в прямолинейной зоне пораженность селе-
выми, оползневыми и обвально-осыпными процессами равна 0,3.
К востоку от мыса Меганом интенсивность развития геологических
процессов резко снижается. Только в прибрежной зоне, на участках
развития пород флишевой и флишоидной формаций, коэффициент ополз-
невой пораженности составляет 0,6, а южнее Феодосии — 0,3.
Область северного склона Главной гряды Крымских гор характе-
ризуется интенсивным развитием эрозионных процессов. Коэффициент
эрозионной пораженности здесь колеблется от 0,2 до 0,6. Максималь-
ное проявление этого процесса приурочено к породам флишевой фор-
мации (0,5—0,6), меньшее - к флишоидной (0,2—0,3). Коэффициент
эрозионной пораженности пород терригенной и терригенно-карбонатной
формаций нижнемелового возраста равен 0,2—0,3. Селевая поражен-
ность (0,2—0,3) связана с породами флишевой и флишоидной формаций
в верховьях рек Альмы и Качи.
В области предгорий Главной гряды Крымских гор, где преимуще-
ственное распространение имеют породы терригенно-карбонатной фор-
мации палеоген-неогенового возраста, геологические процессы развиты
слабее, что объясняется значительной залесенностью и малым количе-
ством осадков. Лишь на междуречье Бельбека и Качи коэффициент
оползневой пораженности равен 0,6, а обвально-осыпной у куэстовых
обрывов — 0,2—0,3. Интенсивное развитие комплекса описанных геоло-
гических процессов в Горном Крыму требует детального инженерно-гео-
логического изучения территории, при освоении которой необходима, как
правило, сложная инженерная подготовка. Одним из важных вопросов
при изучении инженерно-геологических условий Горного Крыма являет-
ся прогноз возможного развития как природных геологических, так и
тех процессов, которые возникнут вследствие активного вмешательства
человека.
Карст. История развития карстовых процессов в Горном Крыму
трудно поддается расшифровке, поскольку факты, подтверждающие
особенности его, в настоящее время могут реконструироваться только
по показателям, в очень малой мере говорящим о прошедшем этапе раз-
вития. К таким показателям относятся: наличие древних крупных эле-
ментов карстового рельефа поверхности яйлы — карстовые долипы, кот-
ловины, полья; сохранившиес;г остатки сталагмитов и верхсвья речных
долин, врезающихся и пропиливающих на значительную глубину из-
вестняковую толщу верхней юры, венчающую геологический разрез Глав-
ной гряды Крымских гор.
“Как отмечалось выше, развитие древних карстовых процессов в
Горном Крыму следует относить еще к началу нижнего мела, когда
243
этот район испытал крупные поднятия; они продолжались и впоследст-
вии, в другие более молодые этапы поднятий, поскольку геологическая
история Крыма характеризуется неоднократной сменой поднятий и
опусканий.
Для Горного Крыма характерен среднегорный'-средиземноморский
тип карста, развивающийся в четко очерченных границах распростра-
нения пород известнякового состава, характеризующихся моноклиналь-
ным падением смятых в пологие складки и разбитых на блоки, со сме-
щениями ступенчатого характера. Общая площадь за-карстованной об-
ласти Горного Крыма 1162 км2, в том числе плато Крымских яйл
342 км2 (Иванов, 1961). Карстующнеся породы карбонатной формации
верхнеюрского возраста относятся более чем к 20 петрографическим
разностям. Развитие карста в Горном Крыму кроме наличия карстую-
щихся пород, их поровой или трещинной проницаемости, определяется
агрессивностью движущихся вод, запас которых ежегодно возобновляет-
ся в виде снега и дождя, выпадающего и скапливающегося в зимнее
время на поверхности яйл и их склонов.
Карстующиеся разности известняков в Горном Крыму чередуются в
разрезе и по простиранию, а также контактируют со слабокарстующим-
ся карбонатным флишем. Вертикальная мощность известняков колеблет-
ся от 100—200 (Приморский и Западно-Айпетринский районы) до
1000—1300 м (Бабуганский, Ялтинский районы), составляя в среднем
около 500 м. Водоупорный цоколь прсимуществённо аргиллито-алевро-
литового состава таврической серии, а па западе — и средней юры, как
правило, приподнят выше уровня моря.
Наиболее изучены физико-механические свойства карбонатных по-
род Горного Крыма в зоне Ялтинского гидротоннсля (табл. 8) и в гра-
ницах крупных карстовых полостей, намеченных к использованию в ка-
честве экскурсионных объектов. Коэффициент открытой пористости в
нсслоистых известняках составляет 1—3, в слоистых — 2,5—5%. Водо-
проницаемость известняков определяется в основном их тектонической
трещиноватостью. В приразломных зонах количество открытых трещин
па 1 пог. м (модуль трещиноватости) резко возрастает, причем макси-
мум (40—60%) соответствует опущенным блокам. С этими зонами, рас-
положенными в 10—100 м от нарушения, связаны максимумы обвод-
нения и основные карстовые полости Крыма. Зоны нарушений часто гли-
низированы, брекчировапы и представляют естественные барражи, раз-
деляющие блоки с различными гидрогеологическими показателями.
Карст Горного Крыма развивается под влиянием стока, который
формируется главным образом за счет атмосферных осадков. В их рас-
пределении отмечается значительная неравномерность, обусловленная
в основном климатическими причинами. В западных карстовых районах
в год выпадает 600—900 мм, в центральных 800—1200 и в восточных
500—700 мм осадков. Питание карстовых вод и формирование многих
форм карстового рельефа Горного Крыма осуществляется за счет ин-
фильтрации, инфлюации и конденсации. Инфильтрация особенно велика
на участках развития неслоистых и толстослоистых известняков со сла-
бо развитым покровом. При мощности почвогрунта до 10 см на пи-
тание подземных вод идет 71% выпавших осадков, а уже при 50 см —
только 56,5%. Особенно благоприятные условия для инфильтрации со-
здаются после затяжных дождей и снеготаяния. Устойчивое инфлюаци-
оннос питание наблюдается как в холодный, так и в теплый сезоны на
участках плато, сложенных слабокарстующимися или некарстующимися
отложениями.
Конденсационные воды формируются в трещинно-карстовых коллек-
244
торах только в теплый период. Они составляют 7,3% от годовой нормы
осадков, 14,0% от годовой нормы стока, или 85—90% от месячной нор-
мы стока за теплый период. Модуль конденсационного стока равен
1,77 л/с-км2 (Дублинский, 1970).
В Горном Крыму имеются благоприятные условия для поверхност-
ного и подземного закарстования. Поверхностные карстовые формы
Крыма по генезису и размерам подразделяются на три группы К мак-
роформам относятся карстово-эрозионные долины, карстовые котловины
и польз. К мезоформам — карбонатные ложбины, воронки, просадки,
рвы. Наиболее распространены карстовые воронки. Микроформы кар-
стового рельефа представлены различными каррами и попорами, кото-
рые наложены па все перечисленные выше макро- и мезоформы.
На склонах горных массивов преобладают эрозионные формы в
карстующнхся и некарстующнхся породах. Поверхностные карстовые
формы здесь полностью отсутствуют, участки поглощения или местного
поглощения поверхностного стока наблюдаются лишь в эрозионной се-
ти, в зонах тектонических нарушений и интенсивной тектонической тре-
щиноватости.
В отечественной литературе известно несколько классификаций
подземных карстовых форм, полностью или частично основанных на ма-
териалах изучения карста Горного Крыма. Последние материалы комп-
лексных исследований подземного карста, в результате которых было
открыто и изучено 765 различных полостей общей длиной 30,8 км, сум-
марной глубиной 14,3 км, общим объемом 935 тыс. м3 (Дублинский,
1971), свидетельствуют, что его формирование происходит при взаим-
ном наложении гравитационного, коррозионного и эрозионного процес-
сов как в пространстве (в пределах развития гидродинамических зон),
так и во времени в различные сезоны и на различных этапах закарсто-
вания.
По положению в рельефе, морфологии, характеру заполнителя,
химическому составу подземных вод выделяются три класса карстовых
полостей: коррозионно-гравитационный, нивально-коррозионный и кор-
розионно-эрозионный.
Полости коррозионно-гравитационного класса представлены колод-
цами, шахтами и пещерами глубиной 10—100 м и длиной 20—165 м.
Моделирование первичных трещинных полостей происходит под влияни-
ем нивальной и конденсационной коррозии, за счет которой их объем
ежегодно увеличивается примерно па 500 м3. В полостях (их всего 30)
происходит интенсивная конденсация влаги — модуль конденсацион-
ного стока составляет здесь 1,65 л/с-км2. Суммарный объем понор ра-
вен 36,4 тыс. м3. Локализуются они в 100—200 м от бровки плато и в
смещенных массивах известняков; заложены в неслоистых, толстосло-
истых известняках с пологими углами падения.
Полости нивально-коррозионного класса представлены колодцами
и шахтами, глубина которых до 20 м, реже 41—80 м. Всего в Горном
Крыму известно 540 таких полостей. Суммарный нх объем составляет
102,1 тыс. м3. Локализуются они на днищах (64%) и склонах (24%);
заложены в раннем плейстоцене — голоцене в основном в неслоистых
(66%) и толстослоистых известняках (23%).
Полости коррозионно-эрозионного класса предтавлены пещерами-
понорамй, шахтамн-понорами, вскрытыми пещерами и пещерами-источ-
никами. Известно 23 шахты-понора общим объемом 69,7 тыс. м3. Пеще-
рычюноры составляют 77% на плато и 13% на склонах. Известно 66
вскрытых пещер объемом 452,5 тыс. м3. Пещеры-источники располагают-
ся на склонах горных массивов, представляя выводные каналы родни-
245
Таблица 8
о
Физикомеханические и воднофизические свойства верхнеюрских отложений
(район Ялтинского гидротоннеля; по 400 испытаниям)
Показатели			Известняки неслонстые и тонкослоистые	Известняки средне- и тонко- плитчатые	Известняки листоватые	Конгломераты	1 равелиты	Песчаники с карбонатным цементом	Алевролиты карбонатные
Объемная масса. г/см» Плотность, г/см8			2,64—2,77 2,47	2,61—2,69 2,73	2,58—2,67 2,73	2.51-2,73 2,70	2,47—2,60 2,71	2,47—2,68 2,68	2,55—2.69 2,73
ротности	при естественной влажности	от — до среднее	48—139 93-10®	44—92 68-10»	244—888 57-10»	470-1093 76-10»	658—886 81-10»	347 -1337 76-10»	164-617 42-10»
Предел п	воздушно-сухой водонасыщеииый		1094-10» 333-10»	831-10» 665-10»	72-10» 54-10»	87-10» 646-10»	1078-10» «03-10»	94-10» 752-10»	637-10» разрушаются
Естественная влажность, % Пористость, % Водопоглощенне, % Коэффициент размягчения			0,03-0,49 0,72—2,91 0,06-1,31 0,62—0,93	0,20-0,73 2,57-3,25 0,11—0,64 0,74-0,94	0,55—1,63 3,30—5,88 0,20-1,12 0,63—0,80	0,28-0,97 2,20-6,74 0,20—1,35 0,52-0,98	0,42—0,71 не опреде- лялась 1,20-1,69 0,72-0,75	0,27—1.S0 3,34—6,34 ч 0,30—2,62 0,6э—0,85	1,40—2,15 4,74—7,69 1,27—1,83 0,50-0,65
ков на высоте от 10—15 до 600—700 м. Известно 49 пещер-источников
объемом 249,5 тыс. м3. Они заложены в основном (72%) в толще сло-
истых известняков, 4% в прослоях конгломератов и песчаников и связа-
ны с тектонической трещиноватостью и трещиноватостью напластова-
ния. Коррозионно-эрозионные полости формировались со среднего мио-
цена до настоящего времени.
Глубинные карстовые формы в Горном Крыму вскрыты немногочис-
ленными разведочными и гидрогеологическими скважинами в Байдар-
скоп котловине, на Караби-Яйле, Айпетринской и Никитской яйлах,
Агармыше. Они встречаются па разной глубине, имеют различную фор-
му и размеры
В настоящее время в карстовых водоносных системах Крыма (Мак-
симович, 1969) аккумулируется паводковый сток, что вызывает подъем
уровня воды в них до 50 м (Скельская пещера). Высокие скорости дви-
жения подземных вод (0,25—2,5 м/с) способствуют быстрой сработке
этих емкостей. Современные гидрогеологические условия формирования
карстовых водоносных систем Крыма весьма сложны. Об этом свиде-
тельствуют последние эксперименты с окрашиванием воды. Флюорас-
цепн, запущенный в понорах полья Бештекне, был зафиксирован в ряде
родников северного склона от Скельской пещеры на западе до Панагии
на востоке. В то же время вода в Скельской пещере осталась неокра-
шенной. В ряде случаев наблюдалась подземная «бифуркация» водных
потоков, их перекрещивание на разных уровнях, свидетельствующие о
полном несовпадении поверхностных и подземных водосборов. Именно
этим объясняется тот факт, что различные справочники по гидрогеоло-
гии и гидрологии Крыма приводят для одних и тех же районов совер-
шенно различные модули стока (например, для Долгоруковского масси-
ва от 5,95 до 39,4 л/с-км2).
Газовый состав воздуха во всех подземных полостях Горного Кры-
ма удовлетворительный. Фоновое содержание СО2 составляет 0,2—0,5%',
близ разломов отмечается увеличение содержания СО2 до 3—4 и даже
5—7%, заметное увеличение азота от 46 до 82%, появление метана (от
следов до 6,7%), этана, пропана, изобутана и бутана (от следов до
1,08%).
Сведения о степени закарстования, приведенные в табл. 9, исполь-
зуют данные о количестве карстовых форм в рассматриваемом районе,
плотности закарстования (количество форм па 1 км2 плато для поверх-
ностных и на 1 км2 плато и склонов для подземных форм), суммарной
глубине и длине подземных форм, пх густоте (количество метров, при-
ходящихся на 1 км2 и склонов). В таблицу включены данные только
для районов, находящихся в открытой стадии закарстования. Предпо-
сылки развития карстовых процессов в зонах склонов Главной гряды
Крымских гор и предгорий, сложенных карбонатными породами мел-
палеоген-неогенового возраста, имеют сходный характер.
Для оценки степени развития поверхностного и подземного закар-
стования Горного Крыма используются количественные показатели.
Значительное влияние на интенсивность закарстования имеет горизон-
тальное расчленение рельефа и углы наклона склонов. Общее количест-
во поверхностных и подземных нпвально-коррозпониых форм макси-
мально при малом горизонтальном расчленении рельефа (0—0,1 —
0,1—0,5 км/км2) и малых углах наклона склонов (0—5 и 5—10°). При
увеличении этих показателей до 2—5 км/км2 п 10—15” их количество
резко уменьшается. Для коррозионно-эрозионных полостей, связанных
преимущественно с древней гидрографической сетью на плато, наблю-
дается обратная зависимость.
247
Таблица 9
Характер поверхностного и глубинного закарстования Горно-Крымской
карстовой области (на 1.1.73 г.)
Количество карстовых форм, шт*		Плотность, шт на км’		Суммарные размеры, м		I	Густота. J м/км*	
поверх- ностных	подземных	поверх- ностных	подземных	глубина	длина	вертикаль- ных поло стей	Г0РНЗО1Г тальных полостей
Карстовые районы
Западно-Айпетринский		57	9	2,6	0,2	123	517	2,7	Н,1
Центра^ьно-Айнетрннскич ....	1331	198	26,0	1,8	3 372	3883	34,0	35,6
Восточно-Айпетринский		440	72	13,8	1,1	1252	1423	18,3	21,0
Ялтинский		244	23	22,0	0,4	283	625	5,1	11,3
Никитский		195	25	24,3	0,6	76	12	1,9	0,3
Бабуганский 		476	31	24,7	0,5	605	341	8,8	4,9
Чатырдагский		771	131	33,0	3,0	2 765	3203	64,1	74,8
Карабяяйлинский		1549	234	13,5	1,2	4 351	6351	22,2	32,1)
Демерджи-Долгоруковский ....	470	42	7,8	0,2	1 014	14474	5,5	77,2
Всего .	5533	765	10,2	0,9	14 247	30829	17,6	37,6
* В качестве расчетных поверхностных форм приняты только воронки и просадки.
Для карстовых и эрозионно-карстовых водосбросов, дающих сток
только в доноры на плато, характерно слабое горизонтальное расчле-
нение (0,0—0,5 км/км2) и небольшие уклоны склонов (0—10°). Для эро-
зионных водосбросов со стоком в доноры на плато и на склоны горных
массивов характерно сильное горизонтальное расчленение (0,5—
3,0 км/км2) и значительные уклоны склонов (5,1—15°). Эрозионные во-
досбросы на склонах горных массивов имеют сильное горизонтальное
расчленение (2,5—4 км/км2) и очень большие углы наклона склонов
(до 30—40°).
Для районов, находящихся в покрытой и нолупокрытой стадиях за-
карстования, показатель горизонтального расчленения равен 0—6 км/км2.
Следовательно, морфометрические показатели надежно характеризуют
особенности развития карста (Зенгина, 1967). В инженерно-геологичес-
ком отношении важно знать коэффициент площадной закарстованности,
т. е. отношение площади карстовых воронок к площади района, однако
для Горного Крыма в целом этот показатель не определялся. Для Ча-
тырдага (Леончева, 1962) он составляет 0,083 (верхнее плато), 0,34
(нижнее плато, неслоистые известняки), 0,403 (нижнее плато, слоистые
известняки).
Значительный интерес представляет определение активности кар-
стового процесса по выносу карбонатного материала подземными вода-
ми за тысячу лет в процентах к общему объему карстующнхся пород.
И. Г. Глуховым (1964) приведено значительное занижение (0,00002%),
и, наоборот, Н. В. Родионовым (1958) — завышение (0,08—0,2%).
В. Н. Дублянским и Ю. И. Шутовым (1971) установлено, что коэффи-
циент активности карстового процесса для юго-западной части Горного
Крыма составляет 0,0084%, для Чатырдагского района — 0,0044%,
для Долгоруковского района — 0,015%. Сходные данные получены при
расчетах по методам Ж. Корбеля и Н. Гамса (соответственно 43,8; 27,9;
24,4 м3/км2 в год).
248
Величина карстовой денудации для Горного Крыма составляет
21,8 мк/год. Для конкретных инженерно-геологических расчетов реко-
мендуется пользоваться градиентами вертикального и горизонтального
выщелачивания (Альбов, Дублинский, 1964). В каждом карстовом мас-
сиве но вертикали выделяются три гидрохимические зоны, из которых
две верхние соответствуют зоне эпигидрогенеза, а третья — зоне гидро-
генеза, в понимании Г. А. Максимовича (1963). Первая зона имеет
мощность до 100 м, в межень наблюдается наиболее активная коррози-
онная деятельность, характеризующаяся градиентами вертикального
выщелачивания до 200—300 мг/л на 100 м. Вторая зона располагается
на глубине 200—500 м и характеризуется градиентом 10—20 мг/л на
100 м. Третья зона располагается на глубине более 500 м и характери-
зуется неустойчивым режимом растворения — градиент горизонтально-
го выщелачивания +0,27-------14,5 мг/л на 100 м. В паводок градиент
вертикального выщелачивания в первой и второй зонах составляет 12—
15 мг/л па 100 м. Если условно принять величину выноса карбоната
кальция неизменной, то на протяжении голоцена его суммарный вынос
составит 7% от полного объема известняков Главной гряды: из них
5,06% приходится на поверхностные макро-, мезо- и микроформы и
1,95% (7,3 км) па подземные карстовые формы. Таким образом, все
765 известных в настоящее время карстовых полостей Крыма суммар-
ным объемом 0,001 км3 составляют 0,014% его трещинно-карстовой пус-
тотиости.
Сейсмические процессы. Горный Крым относится к числу регионов
Советского Союза с постоянной сейсмической активностью, хотя проис-
ходившие здесь землетрясения, за редким исключением, не были разру-
шительными.
Обобщение крымских землетрясений выполнено А. Я. Левицкой
(1948). С IV в. до н. э. но 1924 г. зафиксировано 75 наиболее сильных
землетрясений. За последние 100 лет только два из них (26 июня и
И сентября 1927 г.) достигли 8 баллов. Землетрясения в 1875, 1902 и
1949 гг. были силой 6—7 бйллов. Эпицентры всех крымских землетря-
сений за период 1928—1949 гг. концентрировались в акватории Черного
моря близ Ялты в полосе континентального склока и не выходили за
пределы изобаты 2000 м. Глубина очагов землетрясений колеблется от
10 до 40 км ниже дна моря и находится в пределах земной коры. Гео-
физическими исследованиями установлены крупные поперечные и про-
дольные разломы между мысом Сарыч и Алуштой. К указанным разло-
мам, видимо, и приурочены очаги землетрясений, особенно сосредото-
ченные на участке между Алупкой и Гурзуфом. Эта последняя группа
очагов занимает первое место по активности, отличаясь наибольшей ус-
тойчивостью, локализацией и уплотненностью эпицентров, а также ин-
тенсивностью и частотой землетрясений. Северный склон Главной гряды
относится к 6—7-балльной, а предгорья к 5—6-балльной зонам, т. е.
с юга на север сейсмическая активность уменьшается.
Собственно морское побережье Горного Крыма отнесено к 8-балль-
ной сейсмической зоне. Активизация оползней в периоды наиболее за-
метных толчков не фиксировалась, что подтверждают работы А. В. Воз-
несенского, А. П. Нифаптова и лр. (1961). Наблюдения Крымской ополз-
невой станции показали, что сейсмические толчки силой до 4 баллов не
вызывали активизации оползней. Однако отрицательно на устойчивость
склонов, как отмечает И. Б. Корженевский, влияют многочисленные,
длительное время производившиеся взрывы па карьерах.
249
ГЛАВА 3
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ
РАЙОНИРОВАНИЕ ГОРНОГО КРЫМА
Иижеиертто-геологические условия Горного Крыма определяются как
структурно-геологическими (региональными), так и климатическими
особенностями, соответствующими закону географической зональности.
Влияние вертикальной климатической зональности (Борисов, 1955) ска-
зывается как па формировании генетических типов четвертичных отло-
жений, тесно связанных с характером рельефа, так и на интенсивности
проявления геологических процессов.
Инженерно-геологический регион Горного Крыма, соответствующий
в геоструктуриом отношении мегантиклинорию, имеет очень сложное
строение. Отличительной особенностью его является отсутствие кристал-
лического ядра, которое, видимо, погребено под дно моря к югу от
берегов Крыма. В структуре мегантиклинория Горного Крыма выде-
ляются: центральная часть — ядро, северное крыло и восточное
погружение.
Горные породы, слагающие ядро мегантиклинория, образуют ряд
крупных антиклинориев и синклинориев. К первым относятся: Камин-
ский, Западпо-Южиобережный, 'Гу а кеки й и Балаклавский антиклинории,
сложенные сильно смятыми в сложную систему складок породами фли-
шевой формации верхпетриасово-нижнеюрского возраста. Крылья этих
структур образованы отложениями флишоидиой формации средней юры.
Среди синклинориев выделяются: Юго-Западный, Восточно-Крымский
и Судакский, которые слагаются в основном породами карбонатной
формации верхней юры и тер риген по-карбо ватной формации валанжин-
готеривского яруса нижнего мела.
Северное крыло мегантиклинория Горного Крыма, соответствую-
щее Предгорной гряде, отделяет его от Скифской плиты и слагается мо-
ноклинально залегающими породами мелового — неогенового возраста.
Юго-западная часть Керченского полуострова в структурном отноше-
нии является восточным периклинальным окончанием мегантиклинория
Горного Крыма. Она сложена породами верхнетерригенной формации
майкопской серии. Как отмечалось выше, в пределах мегантиклинория
Горного Крыма (Муратов и др., 1969) выделяют три структурных яру-
са, или этажа.
По геоморфологическим особенностям регион Горного Крыма раз-
делен на шесть областей: предгорья Главной гряды Крымских гор.
Главная гряда Крымских гор, южный склон Главной гряды Крымских гор,
северный склон Главной гряды Крымских гор, юго-западная равнина
Керченского полуострова, область шельфа Горного Крыма.
Область предгорий Главной гряды Крымских гор включает Пред-
горную и Внешнюю гряды, в развитии основных форм рельефа которых
большую роль играло геологическое строение, выразившееся в чередо-
вании моноклинально падающих па север пород, обладающих различной
устойчивостью по отношению к воздействию агентов денудации. Нали-
чие горизонтов известняков и песчаников внутри легкоразмываемых
глин и мергелей обусловило развитие здесь системы куэст, вытянутых
в широтном направлении в виде двух моноклинальных гряд, хорошо
прослеживаемых в рельефе, разделенных продольными долинами с по-
логоволнистыми расчлененными формами. Широко развиты речные до-
лины, балки, овраги. Реки имеют постоянные водотоки. Высоты пред-
250
горни не превышают 500—600 м. Относительные превышения обычно
составляют 60—100 м и редко достигают 200—620 м.
Густота и степень расчленения (Пономарь, 1962) являются одним
из основных показателей инженерно-геологических условий этой обла-
сти. Глубина вертикального расчленения до 150 и реже 25—400 м. Наи-
более частая густота горизонтального расчленения изменяется от 2,5
до 3 км/км2 и редко составляет 1,6—3,7 км/км2. Характерный угол на-
клона поверхности 18°, а единичные — от 1 до 40°. Энергия рельефа
высокая, местами очень высокая, южные и юго-восточные уступы куэст
обрывисты, нередко с нависающими карнизами и осыпями. Пологие се-
верные и северо-западные склоны куэст изрезаны балками и оврага-
ми с конусами выноса в их устьях. В продольных долинах склоны име-
ют крутизну до 5—7°, широко развита эрозионная сеть, рельеф хол-
мистый, слабоволиистый, с многочисленными речными долинами. Пре-
обладают узкие водоразделы. Элювиальные, делювиальные и склоновые
четвертичные отложения имеют, как правило, невыдержанный характер
и небольшую мощность, редко превышающую 3 5 м.
Область предгорий Главной гряды Крымских гор характеризуется
теплым, но недостаточно влажным климатом. Среднегодовая темпера-
тура воздуха близка к +10°. Годовое количество осадков от 450 до
500 мм. Фактическое испарение за год равно 375 мм. Распределение
осадков в течение года сравнительно равномерное. Основанием боль-
шинства сооружений являются породы, обладающие прочностью, не вы-
зывающей опасений за устойчивость сооружений. Для данной области
характерны эрозионные и обвально-осыпные процессы.
Область Главной гряды Крымских гор протягивается полосой дли-
ной 150 км вдоль берега Черного моря от мыса Айя на западе до Фео-
досии на востоке, имеет ширину до 50 км и высоту, изменяющуюся от
1543 до 316 м. Наиболее характерные относительные превышения со-
ставляют 200—400 м, а предельные — 1125 м. Глубина вертикального
расчленения обычно 200—400 "м и предельная — 600 м. Характерная
густота горизонтального расчленения более 4 км/км2 и предельная —
5,2 км/км2.
Углы наклона поверхности, как правило, более 20° и предельные —
43°. Энергия рельефа очень высокая. Рельеф области — эрозионно-де-
нудационный. Главная гряда Крымских гор в западной части представ-
ляет собой ряд высоких нагорий — яйл, отделенных друг от друга уз-
кими перемычками или верховьями речных долин. К ним обычно при-
урочены известные в Горном Крыму перевалы. Указанные нагорья сло-
жены карбонатными сильнокарстующимнся отложениями. Они служат
здесь основанием сооружений. Закарстованпость и карстовый рельеф
являются одним из основных показателей инженерно-геологических ус-
ловий западной половины данной области. У подножия яйл развиты
обвально-осыпные процессы. Освоение этих территорий осложнено от-
сутствием близко залегающих к поверхности подземных вод и отсут-
ствием поверхностных водотоков.
Восточная часть области от р. Танас до Феодосии представляет со-
бой низкогорье, расчлененное на множество отдельных скалистых греб-
ней, небольших массивов н скал, разделенных понижениями. Главную
гряду слагает здесь карбонатный флиш с линзами рифовых массивных
известняков. Климат области влажный, умеренно теплый, а выше 1000 м
над уровнем моря — прохладный. Часты сильные ветры, зимой интен-
сивные гололеды, изморозь, метели. Область характеризуется наиболь-
шим увлажнением и наименьшей теплообеспеченностыо. Радиационный
баланс равен 47,4 ккал/см2. Испарение 500—550 мм Температура воз-
251
духа с высотой уменьшается. Лето прохладное, зима суровая. Средне-
годовая температура воздуха около 4-6е. Безморозный период продол-
жается до пяти месяцев (145 дней). Годовое количество осадков от 450
до 1200 мм, причем возрастает на 100 мм па каждые 100 м подъема.
Максимум осадков выпадает в холодный период. Устойчивый снежный
покров сохраняется 25—30 дней. Скорость ветра до 40 м/с. Интенсивно
развита гидрографическая сеть в виде глубоких урочищ и крутосклон-
ных амфизеатров верховьев рек. Эрозионные процессы, наряду с селе-
выми являются одним из основных показателей инженерно-геологичес-
ких условий восточной части области.
• Область южного склона Главной гряды Крымских гор протяги-
вается непрерывной полосой от 4 до 10 км вдоль Черного моря. Верх-
няя часть южного склона Главной гряды представлена крутыми ска-
листыми обрывами карбонатных пород. Подножия обрывов несут следы
обвально-осыпных процессов и смещения громадных массивов по склону
к морю. Рельеф склона эрозионно-оползпевой с характерными узкими
извилистыми пологохолмистыми водоразделами, вытянутыми от подно-
жия яйлы к морю. Водоразделы расчленены глубоковрезанными доли-
нами с крутыми склонами, сложенными флишевыми отложениями, пе-
рекрытыми невыдержанным по мощности (от 0,5 до 50—60 м) покро-
вом склоновых — гравитационных, делювиальных, пролювиальных,
оползневых и элювиальных рыхлых отложений. Высоты области не пре-
вышают 500 -800 м. Относительные превышения составляют 200—300 мг
глубина вертикального расчленения изменяется в широких пределах —
от 25 до 400 м. Густота горизонтального расчленения более 4 км/км2,
а предельная — 5,8 км/км2. Наиболее часто встречающиеся углы накло-
на поверхности составляют 10—20°, предельные’ — 20—43е. Проявление
энергии рельефа очень высокое.
Основанием большинства сооружений являются флишевые, фли-
шоидные породы и древние оползневые накопления. Климат области
умеренно жаркий, засушливый, радиационный баланс равен 53 ккал/см2,
па испарение расходуется 21,6 ккал/см2. Среднегодовая температура
воздуха 4-12--13°. Лето жаркое, дневная температура снижается мор-
ским бризом. Область защищена горами от вторжения холодного воз-
духа, поэтому зима здесь мягкая. Годовое количество осадков от 450 до
700 мм. В западной части склона наблюдается превышение зимних
осадков нал летними. Для области характерно широкое развитие ополз-
невых, обвальных, осыпных, эрозионных, селевых и в береговой полосе
абразионных процессов.
Инженерно-геологические условия области в целом очень сложны,
так как резкая расчлененность рельефа, значительные уклоны и актив-
ное проявление обширного комплекса современных геологических про-
цессов, а также сейсмичность, оцениваемая в 5- 8 баллов, ограничивают
выбор строительных площадок и трассирование дорог. Освоение терри-
тории данной области требует ее детального инженерно-геологического
изучения и прогнозирования.
Область северного склона Главной гряды Крымских гор имеет вы-
соты, изменяющиеся от 1000 до 200—300 м. Характерные относительные
превышения составляют 200—400 м, а предельное — 1125 м. Наиболее
часто встречающаяся глубина вертикального расчленения более
3,5 км/км2 и максимальная 4,9 км/км2. Угол наклона поверхности обыч-
но более 18° и предельный 35°. Энергия рельефа высокая, а местами
очень высокая. Речные долины области, пересекая участки с породами
различного литологического состава, меняют свой характер от каньонов
в скальных и полускальных породах до широких аккумулятивных форм
252
в виде речных и пролювиальных террас на флишоидных породах. В це-
лом рельеф северного склона сниженный, холмистый, однако интенсив-
но расчлененная овражно-балочная сеть является одним из основных
показателей инженерно-геологических условий этой области. Климат об-
ласти теплый, недостаточно влажный. Среднегодовая температура воз-
духа +8—10°. Средняя температура июля 20°, января —0,5-------1,5°.
Годовое количество осадков 450—800 мм. Испарение за год равно 350—
370 мм. Максимальное количество осадков выпадает в теплый период. Ос-
нованием большинства сооружений здесь будут служить флишевые и
флишондные породы, перекрываемые па выровненных участках четвер-
тичными склоновыми элювиально-делювиальными и делювиалыю-про-
лювиальными рыхлыми отложениями мощностью от 0,3 до 10—15 м.
Для области характерно широкое развитие эрозионных процессов и я
меньшей степени селевых и обвалыто-осыпных.
Область юго-западной равнины Керченского полуострова снивели-
рована и представляет собой сглаженную денудационную равнину. По-
верхность равнины незначительно расчленена неглубокими, широкими
балками с пологими склонами, постепенно сливающимися со склонами
водоразделов. Балки и речные долины нс имеют постоянного водотока.
Относительные превышения рельефа составляют обычно 10 20, реже
10—80 м. Глубина вертикального расчленения до 15, реже до 80 м. Гус-
тота горизонтального расчленения обычно равна 1 км/км2 и предель-
ная — 0,2—2,8 км/км2. Углы наклона поверхности составляют 1—3°,
а предельные — от 0,5 до 18’. Энергия рельефа слабая.
Климат области степной (антициклональный) с субтропической
циркуляцией. Годовой радиационный баланс равен 46 ккал/см2. Средне-
годовые температуры воздуха +9—11,5°. Лето жаркое, средняя темпе-
ратура июля -j-23--|-24э, максимальная 35—39°. Средняя температура
самого холодного месяца —2-----5°. Характерна резкая континенталь-
ность, продолжительный вегетационный период и засухи. Годовое коли-
чество осадков в среднем 325—450 мм. Испарение колеблется от 189 до*
356 мм, максимальное в июле. Основанием большинства сооружений в
области является толща олигоценовых (майкопских) плотных глин, пе-
рекрытых элювиально-делювиальными и эолово-делювиалыю-элюви-
альными четвертичными отложениями мощностью от 1 до 20 м, которые-
обладают рядом отрицательных инженерно-геологических свойств (воз-
можной просадочностью, быстрой размокаемостью), что следует учиты-
вать при инженерно-геологическом изучении и освоении территория.
Для области характерны эоловые, аккумулятивные и просадочные про-
цессы, приостановившиеся грязевые вулканы и на побережье абразион-
ные и оползневые процессы.
В пределах области шельфа Горного Крыма (Буачидзс, Джандж-
гава, 1975) выделяют западное погружение Горного Крыма, морскую
погруженную зону Главной гряды Крымских гор и восточное оконча-
ние Горного Крыма.
От Севастополя до Симеиза на протяжении 70 км шельф приурочен
к периклинальному окончанию Крымского мегантиклинорня. Его цоколь-
сложен известняками у Херсонеса, а восточнее Балаклавы — породами
флишевой и флишоидной формаций. Пологое залегание пород обусло-
вило образование здесь широкого шельфа (10—20 км) с внешней изо-
батой 150 м. Поверхность шельфа отпрепарирована в период доголоце-
новых и особенно повоэвксинской регрессий, когда уровень Черного мо-
ря падал на 100 м и более. Берега здесь слабо погружаются (Живаго,
1958) со средней скоростью 1—2 мм/год, что почти при полном отсутст-
вии твердого стока с суши и устойчивости к подводной эрозии извест-
253-
«яков и флиша исключило аккумуляцию осадков па шельфе и способ-
ствовало созданию обширного фронта абразии берегов, скорость кото-
рой составила 0,5—1 м в столетие (Зенкович, 1962). Гии берега здесь
«риасовый» (чередование бухт и мысов). Илы преобладают на больших
глубинах. Они накапливаются со скоростью 0,5 мм/год. На глубине
200—250 м прочность илов увеличивается в несколько раз (от 58,5 до
•933 г/см2).
В погруженной зоне Главной гряды между Симеизом и мысом Ме-
ганом (100 км) шельф плохо выражен — это узкая'(2—6 км) и крутая
(0,1—0,2) ступень, расширяющаяся до 12 км к Судаку. Здесь наблюда-
ются ныне живущие разломы. Отмечается слабое поднятие Главной гря-
ды и погружение шельфовой ступени. Инженерно-геологические условия
сложные, обусловленные новейшими движениями и активным проявле-
нием комплекса современных геологических процессов. Наносы отсут-
ствуют, так как реки выносят мизерное количество твердого стока. Рез-
кий дефицит наносов, выразившийся в отсутствии защитных пляжей на
-большом протяжении, способствует интенсивной абразии на Южном бе-
регу Крыма. Здесь высота волн открытого моря достигает 7 м, незави-
симо от крутизны донного откоса галечный материал пе проникает
глубже 3,5—4 м (Чужмир, 1968), далее — до 20 м дно, сложенное глы-
бами и песками разной мощности, еще глубже — илы мощностью 5 м,
плотность которых увеличивается с глубиной.
Восточное окончание Горного Крыма охватывает шельфовую зону
•от мыса Меганом до восточного края Феодосийского залива общей дли-
ной 70 км. Шельф здесь расширяется от 10 до 40 км, его уклоны 0,002—
0,005. Образование широкого и пологого шельфа обусловлено интенсив-
ной седиментацией. Материал поступает за счет размыва берегов Фео-
досийского залива, сложенных легкоразмываемыми мергелями и глина-
ми, и выносится течениями из Керченского пролива (до 1 млн. т в год)
(Шнюков, 1974). Материал, отлагаясь на дне, способствовал созданию
пологого шельфа с интенсивным седимснтогснсзом (ил, меньше песок).
Другим, но более слабым, источником, локально питающим береговую
зону, являются сели, выносящие в море значительное количество глы-
бово-щебнистого материала.
РАЗДЕЛ II
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ
ОПИСАНИЕ ГОРНОГО КРЫМА
ГЛАВА 4
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ
ХАРАКТЕРИСТИКА ГОРНОГО КРЫМА
Геолого-тектоническая история развития региона Горного Крыма
обусловила основные особенности его геологического строения, отра-
зив главнейшие этапы его собственно геосинклинального — альпийско-
го (мезокайнозойского)—орогенного- и посторогенного развития
(рис. 2).
Нижний структурный этаж включает отложения верхпетриасово-
го — среднеюрского возраста флишевой и флишоидной формаций.
Породы флишевой формации подверглись складчатости в
связи с крупными поднятиями между концом лейаса и байосом и раз-
витием гравитационных явлений (смятие и оползание слоев) при под-
водном оползании (Муратов, 1946). Эти породы обнажаются в пределах
Качинского, Туакского и Южнобережного антиклинальных поднятий.
Внешне флишевая формация монотонна, однако в действительности она
характеризуется очень сложными фациальными изменениями и тектони-
кой. Сложена флишевая формация в основном тонкоритмичным бескар-
бонатпым терригенным флишем с песчано-алевролито-аргиллитовым и
алевролито-аргиллитовым составом флишевых ритмов. Преобладают
слои песчаников и алевролитов, аргиллиты слагают третий элемент
флишевого ритма. Породы рассланцованы, иногда содержат сидерито-
вые конкреции. Мощность пачек колеблется от десятков до первых со-
тен метров.
Следует отметить быструю фациальную изменчивость флишевой
формации, заключающуюся в резком выклинивании песчаниковых про-
слоев и целых песчаниковых пачек. Песчаники, в ритмах являются вы-
сокопрочными породами (их прочность на одноосное сжатие 1G08X
ХК^Па). Они преимущественно мелкозернистые, плотные, местами
рассланцованы, крепкие, серого, буровато-серого и желтого цветов. Со-
стоят из цеокатанных зерен кварца, небольшого количества полевых
шпатов и значительного количества пелитового материала. При вывет-
ривании песчаники образуют крупные острореберные или плитчатые об-
ломки. Высокая прочность песчаников связана с характером цемента.
Алевролиты в ритме отличаются от песчаников лишь более топкой зер-
255-
нистостью и частой очень тонкой слоистостью. Алевролиты, выветри-
ваясь, распадаются на плоские плиты или мелкую острореберную ще-
бенку, образуя на склонах подвижные осыпи мощностью 1,5—2 м.
Аргиллиты — обычно темно-серые с зеленоватым оттенком, иногда
почти черные глинистые породы. Прочность их на одноосное сжатие
56’106 Па, а у раздробленных рассланцованных разностей — от 1,8Х
Х105 До 2,5-105 Па. Аргиллиты обладают низкой гидрофильностью (от
3 до 14%), несмотря на 40%-ное содержание глинистой фракции, и ма-
лой величиной набухания. Аргиллиты и алевролиты являются ослаблен-
Рис. 2. Схематическая карта геологических формаций Горного Крыма
Нижний структурный этаж (ярус): /— флишевая формация (Т3—Ji); 2— флишоидная
«формация (J2); 3—габбро-диабазовая формация (0J2); 4 — сиилито-кератофировая
формация (J2)..
Средний структурный этаж (ярус): 5—карбонатная формация (J3); 6 — формация
карбопатпого флиша (J3); 7 — карбонатно-терригенная формация (Ki).
.Верхний структурный этаж (ярус): 8 — терригенная формация (Krals—Р>); 9— терри-
геиио-карбонатная формация (Кг—Р1-2);	— верхнетерригенная формация (Р|—>jl).
•Орогенный комплекс: И — карбонатно-терригенная формация (N1-2); /2 — молассовая
формация (N^-3).
Лосторогенный комплекс: 13 — геолого-генетический комплекс пролювиально-оползне-
вых отложений массандровской свиты (Nf)
ной зоной флишевой формации. В обнажениях они быстро выветрива-
ются, распадаясь на тонкую, плоскооскольчатую щебенку размером до
0,3—0,5 см. При этом не происходит изменения минералогического со-
•става, что и обусловливает увеличение гидрофильности (естественная
влажность 10—11%, водонасыщенпость 0,7—1, пабухаемость 13—30%)
и пластичности. Щебнистые и суглинистые элювиальпо-дслювиальные
отложения (продукты их разрушения) являются материалом, формиру-
ющим селевые потоки при ливневых осадках, служат их твердой состав-
ляющей, У суглинков пределы прочности при одноосном сжатии не пре-
вышают 2,5-105 Па, величина сцепления изменяется от 2,7-104 до 14,4Х
Х104 Па и угол внутреннего трения от 9 до 30° (табл. 10). Пластич-
ность аргиллитов показывает, что они не утратили свойств глинистого
вещества. Последнее подчеркивается значительным (до 40—45%) их
разбуханием в воде.
256
Таблица 10
Физико-механические свойства пород флишевой формации таврической серии (Т3—Jj)
Показатели	Песчаники с кварцевым цементом. ЮБК. Ливадия	Аргиллиты толстоплитчатые окремнен- ные, ЮБК., Ливадия	Аргиллиты тоикочешуйчатые, гндэо- тоинель, г. Ялта (Васильев, 1971)
Естественная влажность, %	0.21 0,7! п , е • 17* 0, лэ— 1,5	0,2 3,8 - л - 35 3,1—4, Э	8——	20 3—14
Объемная масса, г/см3	0.09 ?,‘4 2,65—2,81 17	0,03 2,7 	—	21 ’ 2,67-2,75	0,23 2,48 	1	30 ’	2,04—2,69
Плотность, г/см3	—	2,77 	—	 10 2,65—2,84	—
Порисгос1ь, %	—	2,0	, ~—— 13 1,2—3,3	5 25	10—34	17
Водопоглощение, %	0 6 0.33-U • 17	0,99	—	 15 0,26—1,31	——
Временное сопротивление сжатию при			91 1АВ		
естественной влажности и воздушно- сухом состоянии, Па	1320-Ю5 1608-105	‘ 286-10®—560 10»	’	1,8-10®—2,5-10®
257
интервал колебаний
средиеквадратическое отклонение	м
* Здесь и далее во всех таблицах: среднее арифметическое------- ..ILlxlTZT-------------количество определений. Образцы цилиндрической
и кубической формы с Л и d—77 мм.
Условия строительства в районе определяются развитием мощной
толщи терригенного флиша, обладающего высокой прочностью, однако
породы интенсивно дислоцированы, смяты в складки и разбиты трещи-
нами; сильнорасчлёненным, но сглаженным рельефом н уклонами до
35°, осложняющими выбор строительных площадок и проложении трасс
шоссейных дорог; активной выветривасмостыо, особенно аргиллитов;
слабой обводненностью пород. Толща флиша практически водоупорна.
Локальная водоносность ее связана с экзогенной трещиноватостью или
наличием линз песчаников, в которых заключены высокомиисрализован-
ные подземные воды, обладающие, как правило, напорностью и суль-
фатной агрессивностью по отношению к бетону. В табл. 10 приведены
показатели свойств флишевой формации.
Породы флишоидной формации среднеюрского возраста
приурочены к периферии Качинского, Южнобережного и Туакского ан-
тиклинориев. В восточной и юго-восточной частях Горного Крыма эти
породы слагают антиклинали в пределах Судакского синклинория и
складки Карадагской складчатой системы, а па западе южный и се-
верный склоны Главной гряды Крымских гор. Отложения флишоидпой
формации восточной части Горного Крыма относят к байос-бату
(М. В. Муратов). В основании байоса залегает глинистая толща, сме-
няющаяся кверху карадагской вулканической серией. Нижняя часть
батской толщи более песчанистая, а верхняя — глинистая.
Песчаники состоят из кварца, полевого шпата и слюды, имеют из-
вестняково-глинистый цемент, что обусловливает их более высокую ес-
тественную влажность, водопоглощеиие и низкую прочность на одноос-
ное сжатие, изменяющуюся от 26,2-106 до 114,7-106 Па, коэффициент
размягчасмости равен 0,62—0,82, что характеризует их пониженную во-
доустойчивость. Алевролиты состоят из кварца, мусковита, глинистого
вещества, каолина и карбоната. Цемент алевролитов карбонатно-гли-
нистый и слюдисто-глинистый, реже глинистый. Естественная влажность
и водопоглощеиие алевролитов низкие и изменяются соответственно от
1,38 до 3,99% и от 0,89 до 2,54%. Их прочность в условиях одноосного
сжатия ниже, чем у песчаников, и колеблется от 17,4-106 до 48-Ю6 Па.
Коэффициент размягчаемости алевролитов менее 0,7, что характеризует
их водоустойчивость.
Аргиллиты тонко- и толстоплитчатые. Меньшая прочность их на од-
ноосное сжатие объясняется меньшими уплотняющими нагрузками. Ко-
эффициент размягчаемости аргиллитов флишоидпой формации средней
юры равен нулю, что позволяет считать их водоустойчивыми породами.
Величина объемного набухания пе превышает 8%, а влажность набуха-
ния составляет 15%. По данным И. Н. Васильева (1971), прочность
пород флишоидной формации в массиве значительно снижена вследст-
вие тектонической трещиноватости; Ктр. по Л. И. Нейштадт, равен 3—
10%. При проходе Ялтинского тоннеля на таких участках наблюдалось,
повышенное увлажнение, увеличение горного давления и деформация
крепи. При установке железобетонной стенки величина горного давле-
ния снижалась до 25%. Для аргиллитов характерны процессы разуплот-
нения и избирательного выветривания, в результате которых естествен-
ная влажность увеличивается в 3—4 раза, объемная масса понижается
от 2,48—2,65 до 2,09—2,39 г/см3 и величина прочности в условиях одно-
осною сжатия надает до 3.2-10г‘—18,4-105 Па. Выветрслые аргилли-
ты имеют сцепление при естественной влажности от 2,7-104 до 14,4Х
ХЮ4 Па и угол внутреннего трения 9—30" (табл. II). Породыфлишонд-
ной формации неустойчивы по отношению к выветриванию. Песчаники
распадаются на толстоплитчатую щебенку, аргиллиты — па тонкоплит-
258
Таблица И
Физико-Механические свойства пород флишэидноА формации среднеюрского возраста (J2)
Показатели		. Песчаники с кварцево-глинистым це- ментом, гидротоннель, г. Ялта	Аргиллиты, гидротоннсль, г. Ялта	Алевролиты с карбонатно-гли- нистым цементом, гндротоинель, г. Ялта
Естественная влажность, %		1,4 			 66 0,66-2,14	2’4 1,63-3.32 ‘°5	2,6 1,58—3,99 45
Объемная масса, г/см*		2,62 	—	66 2,52—2,71	2,43-2	2'6' 2,46—2,72 46
Плотность, г/см8		2,68 	—	 66		1,72'	=	45
Пористость, %		4,1 	=	 66	—	—
Водопоглощение, %		1,18	—	 66 0,65—1,74	2,62 	—	 106 ’	2,46—2,77	2,1 	—	45 0,89—2,54
	при естественной влаж-			Г)£ 1ЛЙ	— /4 5
Временное сопро- тивление сжа- тию, Па ьэ СП <£>	ности и воздушно-су- хом состоянии	G1 • 10е '	UU 26,2-10»—114,7-10е	6,1-10»—43,6-10»	17,4.10»—48-10»
	в водонасыщепном сос- тоянии	597-10» —		—	
чатую, остроугольную. Водоразделы и склопы покрыты суглинисто-щеб-
нистыми накоплениями. Мощность выветрелой золы составляет .0,3—
0,8 м, она постепенно затухает с глубиной.
Флишоидная формация представлена преимущественно водоупор-
ными отложениями. Лишь прослои песчаников, конгломератов и вулка-
ногенных пород содержат маломощные локальные водоносные линзы.
Состав подземных вод, минерализация и температура изменяются с глу-
биной. Так, вверху они гидрокарбонатно-кальциевые,’ далее хлорндно-
гидрокарбонатно-натриевые с минерализацией более 2,5 г/л, темпера-
турой 17° и повышенным содержанием сероводорода (До 9 мг/л). Отло-
жения флишоидной формации значительно в меньшей степени дислоци-
рованы и отличаются более спокойным залеганием по сравнению с по-
родами подстилающей их флишевой и перекрывающей карбонатной фор-
мацией.
Прогибания бассейна в период верхнего триаса и средней юры спо-
собствовали формированию разломов и интрузий, в результате которых
образовались породы, относимые, по классификации Ю. Л. Кузнецова,
к габбро-днабазовой и спилито-кератофировой формациям.
Породы габбро-днабазовой формации залегают в виде
пластовых интрузий среди флишевой формации таврической серин и
значительно реже в байосе. Наибольшее распространение они получили
в пределах Качинского антиклинория. На южном склоне Главной гряды
Крымских гор они образуют две прерывистые линии и выходят на по-
верхность в виде гор Аюдаг, Чамны-Бурун, Урага, в районе Мухалаткн,
Фороса и Алупки, а в пределах Таукского поднятия — у Солнечногор-
ска. Размеры их небольшие. По С. М. Кравченко и В. И. Лебединскому,
это бескварцевые и кварцевые габбро-диабазы, плагиограииты, ллагно-
гранодиорит-порфиры и кварцевые диоритовые порфиры. Заметная роль
принадлежит метасоматическим породам среднего состава, которые
прежними исследованиями характеризовались как магматические квар-
цевые диориты. Метасоматоз проявился в альбитизации, новообразова-
нии кварца с резкой коррозией первичных минералов. Породы устой-
чивы к выветриванию, поэтому они эродированы на глубину не более
15—20 м.
В интрузивных массивах, как правило, существует две системы тре-
щин и разломов северо-восточного и северо-западного простирания, о
чем свидетельствует также расположение и ориентировка всех мелких
даек. На контакте с осадочными породами зона интенсивного механи-
ческого преобразования составляет не более 3—4 м. Контактовый мета-
морфизм очень слабый и проявляется в уплотнении пород флишевой и
флишоидной формаций на расстоянии лишь несколько десятков санти-
метров. Поскольку породы устойчивы по отношению к выветриванию,
на водоразделах и у подножия крутых склонов образуются небольшие
крупноглыбовые развалы, более пологие склоны покрыты щебнисто-глы-
бовыми накоплениями. Невыветрелые породы обладают наибольшей
объемной массой — 2,71 г/см3, незначительным водопоглощением и наи-
большей прочностью на раздавливание. Плотность габбро-диабазов
изменяется от 2,60 до 2,68 г/см3, у выветрелых разностей пород объем-
ная масса снижается и изменяется от 2,58—2,97 до 2,37—2,80 г/см3,
водопоглощеиие повышается в 2—3 раза, а прочность снижается в 1,5
раза и более (табл. 12).
Подземные воды в породах данной формации приурочены к верх-
ней выветрелой и трещиноватой зоне. Они грунтовые, пресные и ультра-
пресные с минерализацией 0,1—0,5 г/л, гидрокарбонатно-кальциевые,
не агрессивные по отношению к бетону, лишь иа отдельных участках
260
Таблица 12
Физико-механические свойства пород интрузивной (габбро-диабазовой) формации средней юры (J8)
Показатели		Диориты, гора Аюдаг	Диабазы невыветрелые, с. Трудолю- бовка	Диабазы выветрелые, е. Трудалюбовка
Объемная масса, г/см3		0,08 2-68	о о 79 2,37--2,8	0,08 2,67 	—	20 2,49-2,81	« .	°’04	-е 2,6		о5 ’	2,42-2,71
Плотность, г/см8			0,03 2,81 п ’ п ое 20 2,72—2,85	0,009 2,78 			 45 ’	2,76-2,79
Пористость, %		2,30 3,64 	—	 10 1,03—7,25	0,01 2,48 	1	20 1,8—3,16	3.8 „ ~	45 3,2—4,4
Во до пог лощение, %		1,02	—	 51 0,07-4,43	0,41 0,75 			43 0,09-1,99	0,90 1,52 			45 0,52-4,21
Временное сопротивле- ние сжатию, Па	в сухом состоянии	321 10s		/*70. 1Л& -
		,v 299-10s-136-10»	Я8'’10" 227-10»—2039-10* *°	08	168-10»—953-10»
	в водоиасытениом со- стоянии	7йЧ ,пд 128108		Ortl.ini -	ОЛ
		'в‘	63-10»—974-10»	*	°50'10 225-10»—1297-10»	07А *lv*	wv 169-11®—635-10®
обладают общскислотпой агрессивностью. Дебит'ы родников колеблются
от 0,13 до 4,36 л/с. В подземных водах, как правило, присутствуют
микрокомпоненты — йод, цинк, мышьяк, медь и редкие растворенные
газы.
Породы спилито-кератофировой формации средней
юры, образовавшиеся, как правило, в подвижной обстановке, развиты
во многих .местах Горного Крыма, однако площади, занятые ими, не
превышают 10 км2. Они представляют собой линзы, заключенные в
среднеюрских отложениях флишоидной формации и приуроченные к
крыльям и периклиналям Качинского, Южнобережного и Туакского
антиклинориев. Породы состоят из лав основного и среднего состава,
подвергшихся, как правило, частичной или полной альбитизации и хло-
ритизации. Максимальная объемная масса пород 2,67 г/см\ водопогло-
шение 0,09—1,99. Они обладают высокой прочностью, устойчивы по от-
ношению к выветриванию (табл. 13).
Таблица 13
Физико-механические свойства пород спилито-кератофировой формации
средней юры (J2)
Показатели		Андезит, гора Ай-Юри Мсллас	Андезитовый туф, гора Ай-Юри Меллас
Объемная масса, г/см3		2,51	о.™ , 13 1,42-2,61	2’47 2.42-2.52 4
Плотность г/смя		0,02 2,76 — ’ д 13 2,74—2,79	2’77 2,75—2,78 4
Водопоглощение, %		. „	0,75 1,97 , , о .	13 1,1—3,о	V 2.1-3.1 4
Временное сопро- тивление сжатию, Па	в сухом состоя- нии	602 10*	118105	14	
		414-10*—«20-10»	' 373-10»—570-10* ’
	в водонасыщен- ном состоянии	45 10*	1,8104	13	
		208-10*—702-10*	329-10 —386-10*
Средний структурный этаж включает отложения верхиеюрского—
нижнеальбского возраста. Наибольшее распространение имеют породы
карбонатной формации келловейского, оксфордского, кпме-
риджского ярусов верхней юры. Они слагают Западно-Крымский, Вос-
точно-Крымский и Судакский синклинории.
Карбонатная формация отлагалась в открытом морском бассейне
нормальной солености в условиях влажного климата. Она имеет мощ-
ность от первых десятков метров до нескольких километров, залегает
на породах флишевой или флишоидной формаций верхнего триаса —
средней юры, часто резко несогласно. Формация сложена различными
известняками, реже песчаниками, конгломератами и глинами. Особен-
262
пость данной формации — исключительное разнообразие литологичес-
кого состава ее отложений, резкая фациальная изменчивость, контраст-
ность мощностей, невыдержанный характер взаимоотношений с подсти-
лающими и перекрывающими породами и наличие внутренних переры-
вов и несогласий.
Известняки преимущественно разнозернистые, от почти черного до
светло-серого, белого сахаровидного, розового и красного цветов. Со-
противление известняков сжатию в воздушно-сухом состоянии обычно
колеблется от 48- 10G до 139-10е Па. Эта сравнительно невысокая проч-
ность связана с наличием многочисленных нор выщелачивания. Макси-
мальные значения прочности и объемного веса характерны для чистых
известняков, минимальные — для глинистых, органогенных, брекчие-
видных (табл. 14). Физико-механические свойства известняков изменя-
ются в зависимости от примесей, структуры и текстуры. Наиболее проч-
ными породами формации являются мелко- и тонкозернистые, сильно
перекристаллизованные кварцитовидныс рифовые известняки. Они плот-
ные, массивные, мраморовидные. Объемная масса их составляв! от 2,64
до 2,83 г/см3, пористость — от 0,3 до 0,7%, прочность очень высокая —
от 955-105 до 1541-10s Па. Низкая прочность характерна для слоистых
мергелистых или глинистых известняков с прослоями органогенных и
пелитоморфиых коричневато-серых известняков. Величина их объемной
массы изменяется от 2,58 до 2,69 г/см3, а сопротивляемость одноосному
раздавливанию в воз душ ио-сухом состоянии не более 244-105—922Х
ХЮ5 Па при среднеарифметическом значении 625-105 Па.
Песчаники разнозернистыс с карбонатным и песчано-карбонатным
цементом, имеют широкий диапазон физико-механических показателей.
Так, объемная масса их изменяется от 2,47 до 2,68 г/см3, прочность от
377-105 до 1337-10s Па, а водопоглощеиие колеблется от 0,3 до 2,62%,
что, видимо, связано с составом цемента. Известняки и доломиты подат-
ливы к выщелачиванию, что во многом определяется их трещиновато-
стью. Особенно интенсивно трещиноваты известняковые массивы. Проч-
ность пород в массиве в значительной мере определяется как экзоген-
ной, так и тектонической трещиноватостью. Направление трещин преи-
мущественно вкрест простирания пород. Наличие в толще известняков
мергелей намного снижает прочностные свойства массива. Выветрелые
мергели имеют значительно мсныную объемную массу, но большую по-
ристость. При выветривании они образуют на склонах щебенку и дресву
с красно-бурым суглинистым, заполнителем.
К породам карбонатной формации приурочены трещинные и тре-
щинно-карстовые подземные воды. Дебиты отдельных родников (Скеля,
Аян и др.) достигают сотеп литров в секунду. Воды гидрокарбонатно-
кальциевого состава, неагрессивные или обладают выщелачивающей аг-
рессивностью. Выщелачивание существенно снижает несущую способ-
ность массивов трещиноватых и закарстованных известняков н доло-
митов; поэтому определяющим фактором инженерно-геологической оцен-
ки пород является степень их закарстованностн, количественная оценка
которой дана в главе 2.
Широкое развитие карстовых процессов и форм и наличие обильно
обводненных зон осложняют подземное строительство на яйлах. Освое-
ние территории определяется закономерностями проявления указанных
процессов. Природные карстовые полости — пещеры и штольни — выше
уровня грунтовых вод целесообразно использовать как подземные хра-
нилища. Поверхность известняковых яйл па участках распространения
terra rossa следует рекомендовать к использованию в сельскохозяйст-
венных целях (разведение картофеля, овощей). Залесенная и задерно-
263
to
2
Таблица 14
Физико-механические свойства пород карбонатной формации верхней юры (Js)
Показатели	Известняки мраморовидные (JJz). ЮБК, пос. Гаспра	Известняки массивные GLsIg+km), гидротоинель, г. Ялта	Известняки красные, перекристалли- зованные, орекчиепидлые пос. Мраморное
Естественная влажность, %	—	0,29 	—	 75 0,08-0,49	—
Объемная масса, г/см8	0,02 2.68 ' а .V TV - 31 2,65—2,7	2,69 	—	75 *	2,64-2,77	0,09 2,65	д -- 71 2,51—2,70
Плотность, г/сма	0,005 2'71	2,7-2,72 31	2,74 	2Z	75	0,04 2,73	5	24 2,66—2,8
Пористость, %	1,5	—	30 ’	0,5-2,1	1,7 0,72—2,91 75	2,61 3’24	0,5-9.2	24
Водопоглощеиие, %	о.’» ’•6‘ 0.41-0.8 '°	°’® 0,03—1,31 75	0,37 а °-°: о--11 0,21—1,2
Временное сопротивление сжатию в воздушно-сухом состоянии, Па	я510в	15’W	ДО		
	Gu 612-105—1135-10»	VJe	— —	/О 48-10»—139-10’	иО‘10° 109-Ю510» 17
ванная часть яйл, сложенных породами карбонатной формации, — пре-
красные выпасные угодья.
Массивные известняки и доломиты устойчивы по отношению к вы-
ветриванию. Интенсивность и характер выветривания этих известняков
зависят как от структурных и текстурных особенностей, так и от степе-
ни трещиноватости пород. У обрыва яйл вследствие выветривания про-
исходят обвально-осыпные процессы и смещения отдельных массивов
известняков но предопределившим это смещение трещинам откола. Сме-
щению массивов известняков и обвалам способствует, видимо, также
сейсмическая активность, которая оценивается здесь в 5—8 баллов.
Формация карбонатного флиша верхнеюрского возраста,
отвечающая титонскому ярусу, играет важную роль в строении Главной
гряды Крымских гор, слагая верхнюю часть Восточного и Юго-Западно-
гб синклинориев. Выходы карбонатного флиша протягиваются полосой
от мыса Ильи у Феодосии на востоке до мыса Фиолент на западе, пре-
рываясь лишь в центральной части между Чатырдагом и Никитской яй-
лой. В основании этой формации залегают конгломераты, которые
трансгрессивно перекрывают оксфордские и келловейскне отложения.
Тнтонский карбонатный флиш — это толща серых и зеленовато-
серых глин с горизонтами розовато-серых мелкообло.мочных известня-
ков и ритмично чередующимися горизонтами полимиктовых известняко-
вых буроватых песчаников, кирпично-красных глинистых сидеритов и
реже мелкогалечных конгломератов и гравийных песчаников. В толще
титонского флиша преобладают известняковые и алсвролитистые гли-
ны. Суммарная мощность флиша до 3000 м. Нижняя конгломератовая
часть разреза условно отнесена к нижнему, а верхняя флишевая —
к верхнему титону. Прочность алевролитовых глин в воздушно-сухом
состоянии колеблется от 164-105 до 617-105 Па (см. табл. 14). Наиболее
прочными породами формации являются конгломераты, песчанистые из-
вестняки и известковистые песчаники.
Толща карбонатного флиша интенсивно размывается на поверхно-
сти Главной гряды Крымских гор, о чем.свидетельствует ее сглаженная,
пониженная часть. На площади распространения толщи широко разви-
ты эрозионные и селевые процессы. Флиш безводен, является водоупо-
ром и лишь на отдельных его участках в основании развиты трешинно-
пластовые подземные воды н воды спорадического распространения в
конгломератах среди глин с прослоями песчаников и известняков. Во-
дообильность отложений незначительная, о чем свидетельствуют редкие
родники с малыми дебитами.'
Породы карбонатно-терригенной формации (извест-
няково-глинистой, по Ф. И. Янову) нижнемелового врзраста распростра-
нены в синклинориях Горного Крыма и тесно связаны с отложениями
карбонатной формации верхней юры. Преобладающими породами фор-
мации являются глины, реже мергели, известняки и конгломераты. Глу-
боководные глины характерны для Главной гряды Крымских гор, а
мелководные карбонатные отложения развиты главным образом в пред-
горной части.
Глины, валанжин-готерива зеленые, часто черные, имеют однород-
ный гранулометрический состав, известковистые, плотные, неслоистые,
аптские — слоистые, местами мергелистые с сидеритовыми конкреция-
ми, иногда содержат прослои песчаников и обломочных известняков.
Аптские глины близ Симферополя, как правило, уплотненные, с малой
и средней степенью плотности, определяемой по величине пористости,
влажные н сильповлажные по степени водонасышепия, со средней ес-
тественной влажностью (табл. 15). Глины высокопластичные, твердой и
265
Таблица IS
Физико-механические свойства нижнемеловых глин, отобранных в районе
г. Симферополя
Показатели			Глины тсмяо-серыс (К,ар)
Естественная влажность, %	. .					2,1 31.7-47.3 37
Объемная масса, г/см3 ....					1,70	ч’15 п 37 1,5—2,08
Плотность, г/см3					0,-01 2,69 —— ’--i—- 37 2,6—2,76
Объемная масса скелета, г/см3				1,23 		 		 37 1,08-1,83
Пористость, %				2,5 54,2	1	 37 47,2-60,3
Коэффициент пористости ...					0,42 1,17 0,503—0,519 37
Пластичность	верхний предел				74 —— 37 40—89
	нижний предел			4 30 Т 37 18—38
	число . .				10 44 22-23 37
Давление набухания, Па 				~ 4-10*—3-10» “
Степень водоиасищсния 					А -	0.009 0,86 	37 0,79-0,94
Сцепление и угол внут- реннего трения при медленном о.цюпло- скостпом сдвиге в лаборатории	при естественной влажно- сти и плотности	С, Па	0,5110» 	6* 0,42-105—0,744-10®
		фО	9 6—14 6
	ио подготовленной и смо- ченной поверхности	С, Па	10*—3,5-10* 2
		Ф°	Г 1
* Среднее арифметическое
—!-------—-----------количество определений.
интервал колебаний
полутвердой консистенции. Состав глинистой фракции гидрослюдисто-
монтмориллонитовый, что объясняет большую величину набухания. Ве-
личина сцепления глии изменяется от 420-102 до 744-102 Па при сравни-
тельно низких величинах угла внутреннего трения (6—14°). При смачи-
вании величина сцепления падает до 104—3,5-104 Па, а углы внутрен-
него трения почти нс изменяются, оставаясь в пределах 6—9°.
266
Песчаники известковистые, полимиктовые, крепкие. Конгломераты
состоят из галек кварца, песчаников, алевролитов, известняков, часто
содержат линзы охристых глин и зеленых песчаников. Цемент песчани-
ков известковистый.
Подземные воды приурочены к песчаникам и известнякам Обвод-
ненность пород обусловлена наличием тектонических нарушений. Глини-
стая часть формации обводнена слабо и является водоупором. Подзем-
ные воды в предгорной части пресные, с минерализацией 0,4—0,5 г/л,
гидрокарбонатно-кальциевого состава, неагрессивные. На большей глу-
бине минерализация вод возрастает до 8,5 г/л и более, они становятся
агрессивными и приобретают сульфатный и хлоридный состав.
Верхний структурный этаж включает отложения верхнеальбско-
го—нижнемиоценового возраста.
Породы терригенно-карбонатной формации (сероцвет-
ной глинисто-известняковой, по Ф. И. Янову) верхнемелового (верхне-
альбского) — палеоцен-эоценового возраста мощностью несколько со-
тен метров протягиваются непрерывной полосой от Инкермана до Фео-
досии, изменяясь по мощности и составу, слагая северное крыло меган-
тиклинория Горного Крыма. В основании формации залегают глаукони-
товые песчаники и конгломераты, которые вверх по разрезу сменяются
толщей белых и голубовато-серых глинистых и мелоподобных мергелей
с прослоями плотных брекчиевидных глинистых или мшапковых извест-
няков. На отдельных участках содержатся конкреции и линзовидные
прослои кремней или крепких окремненных мергелей мощностью не-
сколько десятков метров. Разрез формации венчается мощными нумму-
литовыми известняками, в которых раковины фораминифер плотно сце-
ментированы известковым цементом.
Известняки мраморовидные, сильно перекристаллизованные, по
прочности близки к мраморовидным разностям известняков верхней
юры. Породы прочные, массивные, толстослоистые, объемная масса их
2,69 г/см3, временное сопротивление сжатию в воздушно-сухом состоя-
нии до 1777-105 Па, а в водонасыщенном снижается до 630-105 Па
(табл. 16). Прочность пород в массиве уменьшается за счег тектониче-
ской и экзогенной трещиноватости. Известняки устойчивы к выветрива-
нию. На водоразделах, сложенных ими, образуется небольшой слой
мощностью 0,5—1,5 м красно-бурых суглинков с щебнем известняка.
Известняки разные по возрасту (от верхнего альба до эоцена) близки
по величине плотности. У глинистых разностей известняков прочность
меньшая. Максимальные значения прочности и объемной массы харак-
терны для чистых известняков, минимальные — для глинистых, брекчие-
видных и органогенных.
Мергели — более слабые породы. Наличие их в разрезе данной
формации значительно снижает прочностные свойства массива. У мер-
гелей при выветривании увеличивается пористость, уменьшается объ-
емная масса, снижается несущая способность. У подножия склонов,
сложенных мергелями, возникают осыпи мелкой щебенки и дресвы с
желтовато-серым суглинистым заполнителем. На пологих склонах обра-
зуются серые суглинки и глины с дресвой и щебенкой. Величина вре-
менного сопротивления сжатию мергелей в воздушно-сухом состоянии
изменяется от 11 • 10s до 55-105 Па, объемная масса составляет 2,24 г/см3.
Резко снижаются прочностные показатели у мелоподобных мергелей,
песчанистых и криноидно-мшаиковых известняков, отложившихся в теп-
лом мелком море. Их плотность снижается до 1,88 г/см3, а временное
сопротивление сжатию в воздушно-сухом состоянии изменяется от
35-Ю5 до 300-105 Па, в водонасыщенном состоянии оно снижается до
267
Таблица 16
Физико-механические свойства пород терригенно-карбонатной формации верхнемелового—палеоцен-воцеиового возраста
Показатели		Мергели мелоподобиые (КД), г. Зуя	Известняки мшанковые (К,<1), долина р. Альмы	Известняки глинистые нуммулнтовые (₽2)* Бахчисарайский район
Объемная масса, г/см3		’И 1,45—1,63 18	0,06 1,88 ---TV— 60 1,81—2,0	0,082 2,06 	—— 560 ’	0,84-2,26
Плотность, г/см3		2,62-2,74 18	0.009 2,67 	1	20 ’	2,66—2,69	п ,	0.019 ’	2,64—2,76
Пористость, %		—	2,1 31Л 20	23,9 	—	 134 16,3-30,4
Водопоглощеиие, %		—	11,8	—	 60 6,6—16,4	1,33 8,6	1	 170 5,43—11,5
Временное сопротивле- ние сжатию, Па	при естественной влаж- ности в воздушно-сухом состоянии		£2- 10s	53-10»
		*	12,9-10»—41-10»	41-10»—155-10»	*	61-10»—256-10»
	в водонасыщенном сос- тоянии		24 10» 73-10»	60 33-10'—111-10»	39-10» ш -10»	—		 170 37-10»—191-10»
31 IO5—111* 10s Па. Пористость и величина водопоглошсния у них зна-
чительно выше, чем у мраморизованных, плотных перекристаллизован-
ных известняков, и составляет 25—39%, что позволяет считать мергели
высокопористыми отложениями. По коэффициенту размягчаемости
(0,54—0,89) они относятся к породам с пониженной водоустойчивостью.
Эоценовые глинистые мергели имеют еще большую влажность. Они
сильно увлажнены, по консистенции мягкопластичны или текучеплас-
тичны, по коэффициенту уплотнения характеризуются средней и повы-
шенной сжимаемостью. Нуммулитовые, как и мергелистые, известняки
обладают невысокой плотностью (1,61—2,71 г/см3), высокими пористо-
стью (16—37%) и водопоглощсписм (5,15—15,9%). Временное сопро-
тивление их сжатию в воздушно-сухом состоянии составляет 31 -105—
132-105 Па, а в водоиасыщеином снижается до 17- 10s—76-Ю6 Па.
Подземные воды в породах терригенно-карбоиатиой формации за-
ключены в верхней трещиноватой и закарстоваииой зоне и зоне вывет-
ривания, максимальная мощность которой 40—70 м. Наиболее водо-
обильны кавернозные известняки датского и инкермаиского ярусов. Под-
земные воды, заключенные в них, как правило, ультранрссные с мине-
рализацией до 0,5 г/л, обладают общекислотной агрессивностью по от-
ношению к бетону. Лишь в восточной части предгорий минерализация
достигает 3 г/л, состав подземных вод сульфатный и сульфатио-хлорид-
ный, кальциево-натриевый, и они здесь обладают сульфатной агрессив-
ностью по отношению к бетону. Расходы родников составляют 0,5—
2,0 л/с. Закарстованиость пород данной формации значительно меньше
закарстованпости верхнеюрских известняков вследствие повышенной
глинистости отложений.
Породы верхнетерригенной (глинистой, по Ф. И. Янову)
формации олигоцен-нижнемиоценового возраста (майкопская свита),
отложившиеся в восстановительной среде изолированного бассейна без
доступа кислорода, о чем свидетельствует их битуминозность и крайняя
бедность фауной, широко распространены в пределах восточного, пери-
клинального окончания мегантиклинория Горного Крыма, а также об-
нажаются в виде вытянутых полос в предгорьях по долинам рек Бель-
бека, Качи, Альмы, Карасу и Индола. Мощность майкопской свиты на
Керченском полуострове более 3000 м. В основании свиты залегают тем-
но-серые глины, среднюю часть слагают глины с тонкими пропластка-
ми тонкозернистого песка и прослоями сидерита, верхняя часть пред-
ставлена неизвестковистыми, местами алевролитовыми глинами, кото-
рые перекрываются известковистыми глинами.
Майкопские глины характеризуются большой неоднородностью. Не-
редко наблюдается одинаковое количество пылеватых и глинистых ча-
стиц. В состав частиц менее 0,001 мм входит монтмориллонит, вследст-
вие чего глины имеют высокую емкость поглощения (до 46,2 мг-экв %).
Естественная влажность иевыветрслых глин высокая — от 18—20% до
30—42%, степень их водонасыщеиности высокая — 0,79—0,96, плотность
по пористости малая -47—58% (табл. 17). Коэффициент консистен-
ции изменяется от 0,35 до 0,04. Наблюдается увеличение плотности и
уменьшение влажности с глубиной. Характерной особенностью глин яв-
ляется их склонность к набуханию, величина которого изменяется от 8
до 18%, а на отдельных участках достигает 70%. Глины слабо сжи-
маемы. Коэффициент сжатия а составляет 0,57-10“7—6,5-10~7 Па в
интервале нагрузок 0—105 Па и соответственно 0,8-10-8—2,5-10-8 Па в
интервале нагрузок 1-Ю6—1,5-106 Па. Величина сцепления и угол внут-
реннего трения для глин колеблются в широких пределах, что, видимо,
связано со степенью нарушенное™ глии в естественном залегании. Май-
269
Таблица 17
Характеристика физико-механических свойств глин верхнетерригешюн формации
майкопской свиты, взятых на мысе Тархан (Керченский полуостров)
Естественная влажность, %		35	30—42	27
Объемная масса, г/см3		,,77Тё5=ПГ 25
Г ранулометрический состав, %	>2 мм	0
	2,0—0,05 мм				13 4,9—5,4
	0,05—0,005 мм	47,2—59,5 13
	<0,005 мм				 13 34—46,7
Плотность, г/см3		2.19 	25 2,08—2,71
Объемная масса скелета, г/см’		1,31 	=	25 1,28—1,35
Пористость, %		51,2	, ~е о  25 47—58
Коэффициент пористости		1,03 	—	25 ’	0,95-1,18
Пластичность	верхний предел	62 —25 49—75
	нижний предел	32 29-38 25
	число	30 25- 39 25
Степень i-.одонасыщения		0,86 	—	 25 0,79-0,96
Сцепление и угол внутреннего трения при медлен- ном одноосном сдвиге в лабораторных условиях при естественной влажности и плотности		„ „	1,07-10» ’ Я 0,4 10» -1,3-10»
		15 ф0 	 ]5 7 22
Данные об изменениях физико-механических свойств глин майкопской свиты при
выветривании
6, г/см3	1,42—1,33
£	0,92—1,08
	15’56'—13’44'
С, Па	1,07-10* 0-73 1(У-
270
копские глины с поверхности быстро выветриваются на глубину до не-
скольких десятков сантиметров в год Образуемая иа них кора выветри-
вания мощностью от 0,15 до 7 м представляет собой тонкие лепесточ-
ки, мелкую осыпь, глинистую бесструктурную массу. При увлажнении
па ней развиваются процессы выщелачивания и окисления с образова-
нием ярозита и гипса.
Повсеместно верхнетерригенпая формация майкопской свиты яв-
ляется региональным водоупором. Отдельные песчаные прослои и лин-
зы алевролитов и песков содержат подземные воды, а на больших глу-
бинах нефть и газ. В пределах Керченского полуострова эти линзы и
прослои достигают мощности от 0,9 до 4 м. Водообнльность отложении
незначительна, дебиты скважин ничтожные — от 0,001 до 0,1 л/с. За-
ключенные в линзах подземные воды имеют повышенную минерализа-
цию — до 13 г/л, в них присутствуют йод и бром, состав их хлоридно-
натриевый, воды обладают сульфатной агрессивностью по отношению
к бетону.
В береговой полосе, сложенной породами майкопской свиты, в ре-
зультате процессов выветривания, абразионной и эрозионной деятель-
ности в настоящее время происходят активные оползневые подвижки в
виде оползней скольжения с захватом майкопских глин. Мощность
оползневых масс составляет 3 м и более.
Породы о ро те н и о го комплекса карбонатно-терри-
генной (сероцветной извсстняково-глинисто-песчаиой, но Ф. И. Яно-
ву) формации срсднемиоцен-плиоценового возраста имеют огра-
ниченное распространение и приурочены только к Внешней гряде.
Они представлены комплексом известняков и глии с прослоями песча-
ников.
Известняки оолитовые, нубекуляриевые, песчанистые и ракушечные,
желтые и желто-серые, имеют невысокую прочность на раздавливание--
от 50-10s до 192-105 Па, обладают пониженной водоустойчивостью,
часто кавернозные, их коэффициент размягчаемости равен 0,18—0,9.
Песчаники характеризуются большей прочностью (33-105--836X
Х105 Па), они более водостойкие.
Глины обычно известковистые и мергелистые, имеют пеструю ок-
раску, высокой ластичные (17—35%), твердой и тугопластичной кон-
систенции, малой н средней плотности (27—50%), характеризуются
слабой набухаемостью (2—И %), средней сжимаемостью по коэффици-
енту уплотнения и низкими величинами модуля общей деформации
(85* 105—188-105 Па). Параметры прочности глин при естественной
плотности и влажности но величине сцепления изменяются от 0,4* 105
до 1,6-105 Па, по углу внутреннего трения - от 9 до 21э. Снижение
прочности глин в условиях свободного набухания происходит в основ-
ном за счет уменьшения сцепления, что, видимо, связано с частичным
растворением карбонатного цемента. Породы данной формации завер-
шают морские отложения предгорной части Горного Крыма, так как
эта область больше уже не погружалась под уровень моря и здесь со
среднего плиоцена накапливались континентальные отложения.
Породы молассовой (краспоцвстпая континентальная, по
Ф. И. Янову, и таврская свита, по М. В. Муратову) формации плио-
цена слагают северные склоны Внешней гряды. Мощность отложений
от 1—2 до 40—50 м. Особенностями развития территории, определивши-
ми состав, характер и инженерно-геологические свойства отложений, об-
разовавшихся в континентальный период плиоцена, явились новейшие
тектонические движения, приведшие к сводовому поднятию Главной
гряды. В период обильных дождей и таяния снега происходили сильные
271
выносы обломочного материала. Водные потоки разносили в виде шлей-
фа и конусов выноса (древние селевые потоки) алеврито-глинистый
пролювий. Во время приостановок потоков на поверхности пролювия
формировались глинистые красноземы, которые представлены чередо-
ванием желто-бурых и красно-бурых глин с прослоями и линзами мел-
когалечниковых конгломератов и песчаников. Красноземы и желто-бу-
рые глины незначительно различаются но физическим свойствам
(табл. 18), однако существенно — по величинам временного сопротив-
ления одноосному сжатию. Превышение прочности красноземов над
прочностью желто-бурых глин объясняется наличием в первых более
прочных структурных связей, что определяется по показателю структур-
ной прочности (Бондарик, 1967) и коэффициенту агрегированиости
(Горькова, 1966). По показателю структурной прочности (менее 0,2)
почвенные красноземы относятся к породам с высокой и средней.проч-
ностыо структурных связей, а но показателям агрегирования оии обла-
дают коагуляционными признаками конденсационных структурных
связей.
Обводненность пород крайне неравномерная, водопроницаемость их
изменчива, так как они местами представлены глинами. Грунтовые во-
ды в них приурочены к линзам и прослоям песков, галечников и песча-
ников в толще жирных глин, количество и мощность этих прослоев, а
также глубина залегания грунтовых вод варьируют в широких пределах.
Суммарная мощность обводненных линз от 0,5 до 10 м, а в Белогорском
районе до 40—60 м. Качество и количество этих вод изучены слабо, так
как они не имеют практического значения. Глинистый состав отложений
обусловливает их низкую водообильность и часто значительную минера-
лизацию, которая колеблется от 0,4 в предгорьях до 33,5 т/л в участ-
ках, погруженных под четвертичными отложениями. Водопритоки не-
большие, дебиты скважин составляют 0,14 л/с при понижении 1,6 м.
Породы молассовой формации благоприятны для возведения соору-
жений любого типа. При детальных изысканиях потребуется более тща-
тельное изучение красно-бурых глин, в которых возможны неравномер-
ные осадки сооружений и оползневые деформации в откосах, что объяс-
няется генезисом красноземов, сформировавшихся в условиях сухого и
жаркого климата, в результате чего они бедны гумусом и сильно обога-
щены окислами железа, выполняющего роль цемента.
Посторогенный комплекс включает отложения верхплио-
ценового — четвертичного возраста. Для периода от верхнего плиоцена
до наших дней характерны новейшие тектонические движения в виде
сводового поднятия Главной гряды Крымских гор и изменения уровня
Черного моря, вызванные в свою очередь, изменениями уровня Мирово-
го океана.
Древнейший геолого-геиетический комплекс пролю-
виально-оползневых отложений массандровской свиты
верхнеплиоцеиового возраста имеет широкое распространение в преде-
лах южного склона Главной гряды Крымских гор, у подножия Чатыр-
дага, у с. Никиты па Массандровской горке, на горах Могаби, Кошка,
мысе Кикенсиз и в других местах. Комплекс представлен в основании
массивами смещенных известняков, между которыми с тыловой части
располагается толща из глыб и щебня, сцементированных известняко-
вым цементом или красно-бурым суглинком. Прочность смещенных мас-
сивов известняков значительно меньше прочности пород в коренном
залегании. Как показали исследования, в районе Мисхора (табл. 19)
сопротивление сжатию смещенных известняков в 2—3 раза меньше со-
противления этих пород в природном залегании, что следует связывать
272
’ Таблица 18
Физико-механические свойства гаврской свиты молассовой формации верхнего
плиоцена района Николаевии н Берегового
Показатели		Почвенный краснозем— плотные красно-бурые глины	Глины желто-бурые плотные
Естественная влажность, %		3,5 23,5 	1	 15 19,4-28,9	22 —— 18 19—24
Объемная масса, г/см3		2,08	—	 15 2,02—2,15	1,98 	—	18 1,72-2.1
Гранулометрический состав, %	>2 мм	—	—	 10 0,9—1,9	“ 0- 2,1 4
	2—0,05 мм	" 0.S—4.2 ‘°	2—9.8 4
	0,05—0,005 мм	~ 10,4—27,1 10	—	4 23—55
	<0,005 мм		—	 10 74,2—85,6		—	4 41,2—69
Плотность, г/см*		0,005 2.76—2,79 15	2’73 2,72-2.75 *8
Объемная масса скелета, г/см8		1,65	—	 15 ’	1,45-1,79	’•W 1,44—1,70 18
Пористость, %		0,5 41 33,0—48,2 15	40 35 3 37 1	18 —37,1
Коэффициент пористости		, _0>151	18 0.492-0.931	0,66	—	 18 0,545-0,889
Пластичность	верхний предел	5. 47 40-56 16	41 ~~Z 18 33—49
	пижний предел	® 22-До "	21 та8
	число	22 —— 15 18—26	20 В-25 8
Степень водонасыщенности		0,04 0,93 —		 15 0,87—1	0,89 „ ~	 И 0,6—0,10
Сцепление и угол внутреннего тре- ния при медленном одноосном сдвиге в лабораторных условиях при естественной влажности н плотности С, Па		5104	14	5-10*
		3,5-10*—6,5-10* *	3,5-10*—6,5-10* w
Временное сопротивление одноосно- му сжатию, Па		12-W	6,1-10*
		10,110s -17,510s aw	4,5-10s—8,5-10s 1U
273
Таблица 19
Физико-механические свойства отложений пролювиальио-оползиевого
геолого-генетического комплекса
Показатели		Глинистый заполнитель		Суглинки. Массандра
		Мнсхор	с. Никита	
Естественная влаж- ность, %		17	13 11—37	00 1 1 о	13 1.-.7 15
Объемная масса, г/см8				
		• 1	» V 1,97—2,22	'	1,95—2,14	г',1< 2,05-2,27
Гранулометрический состйн, %	।	>2 мм	—	и		—	~	15
		0,8-4,1	65-75 "	40,2—50,6
	2—0,5 мм	" 13		2 4—5	— 		 15 4,5—8,0
	0,05—0,005 мм			
		«1,1—77,1	12—25 “	15—18,6 Ь
	<0,005 мм		—	 13 19,8—30,2		—— 2 5—10		— 15 3,1—11,5
Объемная масса скелета, г/см8				1 QO	1 X
		J , i 1	_ .	10 1,64—2,0	1,<k 1,77—1,80 4	1,75-2,05
Пористость, %		” 26-46 13	39	4 29—34	б0	15 27—37
Пластичность	верхний предел	“ 27—43 И	34 —— 4 30—39	29 —~ 15 2о—-35
	нижний предел	~ 17-23 U	21 г—Г" 4 18—24	19 —-— 15 17—22
	числи	“ 10-20 И	13 		 4 10-15	10 - ~ „ 15 9—13
Степень водонасы- щения		—		
		’ 0,85—1,0	0,3—0,81 *	О,о4 А	о 0,8 0,95
274
с повышенной трещиноватостью смещенных известняков н большей сте-
пенью выветриваеМости.
Суглинки являются заполнителем массандровских отложений; они
желтые и красно-бурые, тяжелые, имеют низкую влажность, высокий
объемный вес, среднюю пластичность и высокую степень водонасыщен-
ности. Как правило, породы данного геолого-генетического комплекса
заполняют древние эрозионные ложбины и оползневые депрессии. По
ним стекают трещинно-карстовые воды, выходящие в виде родников в
нижней части склонов. В зависимости от соотношения и содержания
глыб, щебня и суглинков водопроницаемость отложений резко изменяет-
ся. Дебиты родников колеблются от 1 до 40 л/с, по обычно не превыша-
ют 1—3 л/с. Сравнительно хорошая водопроницаемость отложений, а
местами большая мощность глыбово-суглинистых отложений способе! •
вует скоплению в них значительного количества подземных вод. По
химическому составу воды гидрокарбонатно-кальциевые с минерализа-
цией до 0,5—0,7 г/л, агрессивностью не обладают. Породы комплекса
прочные, устойчивые на склоне и могут являться надежным основание:»!
для различных видов наземных сооружений.
Геолого-генетический комплекс аллювиальных
отложений распространен по долинам всех рек Горного Крыма и
сложен гравнйно-галечниковыми породами с суглинистым заполнителем
я прослоями песков, суглинков и глин. В устьевых частях в толще аллю-
вия присутствуют илистые отложения. Мощность аллювиальных пород
колеблется от 1 до 35 м. Характерно, что подошва аллювиальных отло-
жений в устьях рек южного склона располагается на глубине 30—35 м
ниже современного уровня моря, свидетельствуя об амплитуде пониже-
ния склона, омываемого морем. На южном склоне аллювий состоит пз
крупнообломочного слабоокатанного материала, заключающего линзы
песков и суглинков. Па северном склоне Крымских гор в верхних частях
долин аллювий представлен крупнообломочным материалом. Мощность
аллювия в верховьях рек 2—3 м, в устьевых частях — 30—50 м.
В составе гальки аллювия преобладают известняки и песчаники
(табл. 20).
Ил характеризуется высоким содержанием примесей песчаных н
глинистых частиц, малой плотностью, высокой естественной влажно-
стью, высокой пластичностью и водонасыщенпостыо, низкими парамет-
рами прочности, повышенной и сильной сжимаемостью. Аллювиальные
отложения в основании обводнены. Подземные воды, заключенные в них,
гидрокарбонатно-кальциевые, не агрессивные по отношению к бетону, с
минерализацией от 0,4 до 0,8 г/л, дебит скважин в аллювии р. Водопад-
ной у Ялты изменяется от 0,05 до 1,17 л/с при понижении соответствен-
но от 9,8 до 12,2 м. Наиболее обводнен русловой галечниковый аллю-
виальный комплекс. Дебиты скважин в аллювии северного склона и
предгорий значительно больше и составляют до 3,46 л/с при понижении
3,36 м (аллювий р. Качи в Бахчисарайском районе).
Геолого-генетический комплекс оползневых от-
ложений особенно широко распространен на южном склоне Главной
гряды Крымских гор (около 30% территории), перекрывая породы фли-
шевой и флишоидной формаций. Характерной особенностью оползневых
отложений является резкая смена пород как по глубине, так и по про
стиранию. Мощность отложений колеблется от нескольких метров до
сотен метров (Алупка и др.). Несмотря на многообразие оползневых от-
ложений, они грубо могут быть разделены на две группы. В первой пре-
обладают продукты разрушения пород карбонатной формации, а во вто-
рой — флишевой и флишоидной (Ерыш, Корженевский, Коробанова,
275
Таблица 2Q
Физико-механические свойства пород геолого-генетического комплекса
аллювиальных отложений
Показатели		Гравийно-суглинистыс. Восточный Крым, балка Капака	Илистые, г. Севастополь, р Черная
Естественная влажность, %		—	—	 14 16,1—18,9	52 —5- 2J7 32-97
Объемная масса, г/см3		—	0,09 W >.5-2.02 195
Гранулометрический состав, %	>2 мм	—	—	 14 12,4—68,6	—
	2—0,05 мм	—	—	 14 19,2—30,1	“ 10—28 5
	0,05—0,005 мм		—	 14 25,3—50,8		— 5 30-60
	<0,005 мм	— 	—	 14 19,1—37	“ 20—75 5
Плотность, г/см3		—	2,м »<>» |90 2,6—2,69
Пористость, %		—	59 58 -72 2"
Коэффициент пористости		—	1,44 - ——	 0,38-1,6
Пластичность	верхний предел	27-36 И	52	219 30—80
	нижний предел		=— 14 19-20	8 28 —- 229 1о—47
	число	8—16 Н	24	— 219 18-45
Степень водонасыщения		—				225 0,8-1,00
276
1970, 1973). Устойчивость их на склоне разная. Первые представлены
желто-серыми суглинисто-щебнистыми породами, вторые — суглинисто-
глинисто-щебнистыми темно-серыми породами. Последние имеют полу-
твердую и тугопластичную консистенцию, невысокую естественную
влажность — 8—12% (табл. 21), высокую объемную массу — 2,0—
"2,4 г/см3, среднюю и высокую степень водонасыщенности — 0,71—0,96,
•относительно высокие величины сцепления (0,45- 10s—1,5-105 Па) и
угла внутреннего трения (до 36°), невысокие величины одноосного раз-
давливания — 6«104—85-104 Па с пластическим и хрупко-пластическим
характером разрушения. Они стабилизированы органическими и орга-
но-минеральными коллоидами, легко вовлекаются в оползневые сме-
жен ия.
Суглинисто-щебнистые оползневые отложения, являющиеся продук-
том разрушения пород карбонатной формации, имеют коидепсациоппо-
цементациониый тип структурных связей. Для оползневых отложений
.характерно наличие в них ослабленных зон, где породы имеют низкую
прочность, о чем свидетельствуют показатели сдвига, полученные в ус-
ловиях свободного набухания и по подготовленной и смоченной поверх-
.ности. Величины сцепления при этом снижались до 103—3-103 Па, а
углы внутреннего треиия до 5—7°. Образцы из ослабленных зон в усло-
виях длительного одноосного сжатия (в течение 520 ч) (Аиосова, Коро-
^анова,. 1973) показали незатухающую ползучесть с постоянной вязко-
стью до 1014 пуаз.
Оползневые накопления характеризуются локальным развитием в
них подземных вод, которые не образуют единого горизонта даже в пре-
делах отдельных оползней. Иногда они обладают местным напором от
Ю,3 до 13,7 м. Дебиты родников колеблются от десятых долей до 10 л/с.
Наиболее водообильиы оползневые накопления на Алупкипском и Си-
меизском оползневых участках. Подземные воды, заключенные в ополз-
невых накоплениях, обычно пресные, реже солоноватые (до 1,8 г/л).
Геолого-генетический комплекс морских отложе-
ний слагает пляжи, которые в устьях рек иепосредственио переходят
•в аллювиальные галечники и суглинки надпойменной террасы. Он пред-
ставлен галечниками, ракушечниками, реже гравием и песком. Высота
современной аккумулятивной террасы 1—3 м. Мощность гравийно-га-
лечниковых отложений 2—3 м. Подземные воды, заключенные в них,
•соленые и горько-соленые, так как тесно связаны с омывающими их во-
дами морского бассейна.
Геолого-генетический комплекс эолово-делюви-
альных отложений слагает поверхность юго-западной равнины
Керченского полуострова. Он представлен лессовидными суглинками
желто-бурого или палевого цвета мощностью до 12—16,5 м. Структура
суглинков зсрнисто-агрегатиая с наличием вертикальных трубочек,
стенки которых имеют известковый налет, обладают столбчатой отдель-
ностью. Плотность суглинков средняя. Они среднепластичиые, слабо-
набухаемые, со средней и высокой степенью водонасыщенности
(табл. 22). Коэффициенты фильтрации их изменяются от десятых долей
метра до 1—2 м. До глубины 12 м они, как правило, засолены, содержат
дресву и щебень. Наблюдается снижение прочности образцов суглинков,
предварительно замоченных. Сжимаемость их зависит от состава, струк-
турных особенностей и влажности. У легких суглинков сжимаемость
средняя, а у средних почти в 3 раза ниже.
Глины и тяжелые суглинки мало сжимаемы. Среднее значение ко-
эффициента относительного уплотнения их в 1,5—2,5 раза ниже, чем
277
Таблица 21
Физ.'ко-мехапические свойства пород геолого-генетического комплекса оползневых
отложеиий южного склона Главной гряды Крымских гор (Qrn_[V)
Показатели		Суглинисто-щебнистые желто-серые	Сутлинисто-щсбвистые темно серые
Сцепление и угол внутреннего трения при мед- ленном одн ©плоскостном сдвиге в лабораторных условиях	при естественной влажности и плот- ности	С,	7,5-10*	8- Ю«
		Па 4,5-10«—15-10*	5,5-10*—16 10«
		<Р° о ‘L 202 8—36	16 	62 11—30
	после свободного на- бухания	С,	35-103	33-10»
		Ila	103—82-10»	u	3-103—54-10»
		„ 14 - <р°	15 Y 7-25	5—29
	но иоД1 отовлениой и смоченной по- верхности	С, 2,5-10*	10*
		Па 10«—3,7-10*	5-10*—34-10*
		6 2-1. 186	8 —	122 3—13
Одноосное раздавливание, Па		29-10*	35-10*
		6-10*-85-10* u*	5-10*—91-10* °"
Коэффициент уплотнения, см*/кг		0,202 0,0105—0,0376 U	—
Модуль деформации, Па (пло- щадь штампа 0,5 м*)		577-10»	
		3-10»—11,4-10»	19.10*—54-10» '
Естественная влажность, %		"2 Д221	6 14 „ а, 351 7—21
Объемная масса, г/см3		2,23 - ?-“Т“237 2,0—2,4	0,28 2’“ 1,88-2.35 261
Г ранулометрический состав, %	>2 мм	——— 50 8-36	~ 20—41 45
	2—0,05 мм	— ———50 11—47		—— 45 6—38
	0,05—0,005 мм	— —=^“50 10—21		——45 15-25
	<0,005 мм	-———50 14—32		——45 16—34
278
Продолжение табл. 2!
Показатели		Сугл инисго-тебписты е желто-серые	Сугл инисто-щсбнистме темпо-серые
Плотность, г/см3		0,09 2,77 а ’ п ап 238 2,68—2,82	0,06 2,7—2,35 237
Коэффициент пористости		0,39	—	223 ’	0,29-0,58	0,45 Й~о2*16 Г 209 0,29—0,65
Пористость, %		28	223 22—34	24 - 4	209 30—37
Пластичность	верхний предел	5 32 ————150	34	* ~ 230 29—39
	нижний предел	20 , 2 —• 150 18—26	4 23	“230 14—27
	число	Д2>150	12 —230 7—21
Набухание, %		’•3 2,0-й. > “	4,1 6,6 — ’ — 50 0,8—20
Влажность набухания, %		4,5 *8’8 1 3.0-34.0 4'	О 20 н-зз 50
Давление набухания, %		°'9' ^0,2-10*— ..«.W8	3-7',0‘ I04—8.7-.0. 10
-Степень водонасыщения		„	0,11 0,84		45 0,71—0,96	„	0,14 0«83	:	43 0,69-0,98
у средних суглинков. Модуль осадки изменяется от 0 до 236 мм/м при
нагрузке 106—4«105 Па, что свидетельствует о возможной деформации
лессовидных суглинков. Замачивание их при естественно-напряженном
состоянии не вызывает просадочных явлений, однако если при замачи-
вании нагрузка превышает природную (3*105 Па), происходит деформа-
ция пород. Естественная влажность суглинков изменяется от 8 до 37%.
Эолово-делювиальные суглинки содержат лишь верховодку с высоко-
минерализованными сульфатио-хлоридными подземными водами, обла-
дающими сульфатной агрессивностью. Расходы колодцев составляют
0,02—0,06 л/с при понижении 0,3—0,4 м.
Геолого-генетический комплекс делювиальных
отложений широко распространен на склонах долин и в предгорь-
ях Главной гряды Крымских гор. Состав отложений, как и сложение,
изменяется в зависимости от состава дочетвертичных отложений н кру-
тизны склонов. Мощность отложений колеблется в широких пределах
(от 0,5 до 40 м). По физико-механическим свойствам они существенно
279
Таблица 22*
Физико-механические свойства эолово-делювиальных лессовидных суглинков
у пос. Жуковка (юго-западная равнина Керченского полуострова)
Естественная влажность, %		2,31 		—	21 14,6—32.0
Объемная масса, г/см*		1,96—°»01	21 1.9 2.05
Г ранулометрический состав, %	>2 мм	0—2,9 13
	2—0,05 мм	—	—	13 17,1—33,2
	0,05—0,005 мм	40,2—60,6 13
	<0,005 мм	—	—	13 18,7—38,4
Плотность, г/см8		2,78	—	21 2,75-2,84
Объемная масса скелета, г/см®		—	—	13 1,47—1,74
Пористость, %		42Л ЗИ.7-Й.4 21
Пластичность	верхний предел	21 33—50 21
	нижний предел	23———21 16—33
	число	18 17—20 21
Набухание, %		1.S-3.4 18
Влажность набухания, %		— ——	13 31,9—34
Степень водонасьпцения		0,835 	~—-21 0,59—0,959
Сцепление и угол внут- реннего трения при мед- ленном одноплоскостном сдвиге в лабораторных условиях	при естественной влажности и плотности	С,	75-10® Па 55-10®—97 10® 1
		* 17—29
	по подготовленной и смоченной поверхности	С, 	25-10® Па 19-10*—35-10® ’
		фО-^-16 Y 14-25
Временное сопротивление одноосному сжатию, Па		52 10® 29-10®—74-103	1
280
различаются. Так, делювиальные отложения, сформировавшиеся в пре-
делах распространения пород флишевой, флишоидной и карбонатной
формаций, представлены- суглинками с большим количеством щебня,
характеризуются низкой естественной влажностью (табл. 23) (Шеко,
1958), высокой объемной массой (2,0—2,29 г/см3) со средней пластич-
ностью заполнителя, средней и высокой водонасыщенностыо, высокой
прочностью при срезе и сравнительно низкой деформируемостью. Под-
земные воды в делювии гидрокарбонатно-кальциевые с минерализацией
•0,2—0,4, реже до 2 г/л. Дебиты родников составляют обычно 0,2 л/с,
летом родники часто пересыхают.
Делювиальные отложения, образовавшиеся в местах выхода гли-
нистых пород терригенной и терригенпо-карбонатной формаций, пред-
ставленных суглинками с редким включением дресвы и щебня, характе-
ризуются более высокой по сравнению с первыми естественной влажно-
стью (8—41%), низкой объемной массой (1,8 - 2,03 г/см3), малой и сред-
ней плотностью (24—52%), повышенной сжимаемостью (0,37-10°—
0,78-10 6 Па) и низкими величинами модуля общей деформации.
•Суглинки слабо обводнены, дебиты колодцев составляют 0,01 л/с, род-
ников — не более 0,2 л/с. Воды повышенной минерализации, солоно-
ватые.
Геолого-генетический комплекс элювиальных об-
разований широко развит в регионе и представлен современной ко-
рой выветривания дочетвертичных пород. На стойких по отношению к
выветриванию породах карбонатной, интрузивной и спилито-кератофи-
ровой формаций развит крупноглыбовый элювий и дресвяно-щебнистые
накопления с суглинистым и супесчаным заполнителем. Мелкозем фор-
мируется на известняках, имеет мощность до 2—5 м. Содержание щеб-
ня, обломков и глыб увеличивается с глубиной до 80—90%. На верхне-
меловых и палеогеновых известняках (Пашипский, Клюкин, Толстйх,
1963) выделяются два основных типа коры выветривания: 1) щебень
и суглинок на слабонаклонных склонах; 2) обломочный материал малой
мощности, который приурочен к обрывам. Для элювия пород интрузив-
ной и спилито-кератофировой формаций характерно незначительное
(до 10%) содержание глинистых частиц, а у элювия пород карбонатной
формации на яйлинских плато оно может достигать 10—15%. Элювий
пород флишевой, флишоидной и терригенной формации содержит до
28—39% глинистых частиц (табл. 24). Состав крупнообломочной фрак-
ции определяется составом материнских пород. Мощность элювия, как
правило, не более 7 м. Суглинисто-щебнистый элювий на пологих скло-
нах пород флишевой формации таврической серии имеет мощность до
40 м и состав глинистой фракции типа гидрослюда — монтмориллонит
(Коробанова, 1971), что вызывает увеличение естественной влажности
до 16%, водонасыщепности до 0,7—1, набухаемости до 30%, а также
пластичности.
Суглинки элювиальные пе имеют прочных цементационных связей,
вследствие чего пределы прочности в условиях одноосного их сжатия
не превышают 2,5-105 Па, величина сцепления изменяется в пределах от
0,27-10s до 1,44-10° Па и угол внутреннего трения 9- 30°. В условиях
чистого сдвига (Коробанова, 1971) предельные напряжения водонасы-
щенного суглинистого элювия не превышают 12-10°—18-105 Па. Реоло-
гические исследования этих отложений в условиях вибрации (конус
Ребиндера) показали способность их переходить в неустойчивое текучее
состояние при снижении первоначальной прочности в 2—2,5 раза, но
благодаря процессам самопроизвольного уплотнения и синерезиса (при
неизменной влажности) прочность пород возрастала до первоначальной
281
Таблица 23
Физико-механические свойства пород делювиального
геолого-генетического комплекса
Показатели		Суглинки темно-бурые с включением дресвы, г. Симферополь	Суглинки со щебнем, г. Севастополь
Естественная влажность, %		7,1 34,9	1	18 ’ 20,8—41,4	21-8 31 40
Объемная масса, г/см3		0,18 1 84'i.и-, дм 18	.	'0,06 1,9——1	50 1,8—2,03
Г рану ломстричсский состав, %	>2 мм	— 2—30 10	5—15
	2—0,05 мм	—	~	18 8,8-34,9	— 17—20 7
	0,5—0,005 мм	23,4—59,2 18	— —=—7 13—21
	<0,005 мм .	—	=	18 10,8—30,1	21—63 7
Плотность, г /см3		л	0.01 2'7' 2,7—2,72 18	2,65	25 2,63—2,67
Пористость, %		4,1 46,9 ——- 18 37 52,6	31 24-42 “
• Коэффициент пористости		0,21 0,91   *	18 0,58 1,11	°-88 0,62—0,39 “
Пластичность	верхний предел	4 33 ——— 18 26- 39	4 35 30-41 2°
	нижний предел	19 14—14 18	20 17—22 25
	число	14 11—13 18	15 13-21 25
Степень водонасыщения		0,19 0,85	* , 18 0,5—1	—
Сцепление и угол внутреннего трения нри медленном одно- плоскостном сдвиге в лабора- торных условиях при естест- венной влажности и плотности		с, Па	0,7-10» 0,4-10»—1,1-10»
		Ф° -	25 	15 9-29
Модуль деформации, Па		150-10»	21010»	7
		93-10s—182-10»	64-10»—420-10»
Коэффициент уплотненности, Па		3-10-’	—
		0,18.10-*—0,37-10-7	0,37.10“»— 0,7810-»
282
Таблица 24
Физико-механические свойства геолого-гёяётичбското комплекса элювиальны* отложений
ьэ 00 W	Показатели		Выветрелые аргиллиты	Аргиллиты, выветрелые до состояния суглинков (eQK‘)K	Выветрелые аргиллиты W	Глины светло-желтые мергелистые (eQ (Гф), г. Симферополь	Глины зелеповато-ссрые известковистые (eQ (Kiap>) северный склон
	Естественная влажность, %		3,1 10’1 3-15 89	0,6 12 10-ю 40	1,5 8 таг- 43 о—14	6 49 35—01 "	л 14 32’5 >5-45 41
	Объемная масса, г/см3		0,05	2 25	°'05	17	0,03	1 71	°’"	15	1 85	°’22	41
			2,3 2,0—2,46 31	2,19—2,42 b	Л» • «О ’	2,09-2,39	”	1,6-1,81 Ь	1,35 1,5-2,19 4
	Гранулометрический состав, %	>2 мм	— ——— 10 41—44	 -та3		=—2 65—74	—	—
		2—0,05 мм	—	—	10 17,1—23	“ 96—13,7 3	4-5 2	—	—
		0,05—0,005 мм	_	ZL—.щ 29—55,6	26,5-41 3	" I2Z25 2	—	—
		<0,005 мм	— —=—10 17—39	“ 20—28 3	—	2 5—10	—	—
	Плотность, г/см3		—	—		2 7	°’°1	15	2 71	°’09	41
					*',w 2,66-2,73 "	"’7 2,68—2,73	’	2,6—2,77 4
	Пористость, %		3,5 , 27 22—40 15	3,5 26 21—35 15	23 ———39 17—31	57 50,4—63,5 Ь	52	-1-	41 31-59,1
	Коэффициент пористости		0,21	0,01	0,07	1 24	0119	15	 14 °’6 41
			V,oo	/о 0,15-0,55	v’ " 0,35-0,45	— - . — л 0,21—0,43	1,015-1,74 1	’ 4 0,46-1,64 41
	Пластичность	верхний предел	6 31	50 24—40	26	2	10 22—36	25 21-35 13	2 60	-15 57—63.1	66—— 41 32-81
		нижний предел	18-—2 -50 14—25	2. л " 13—20 ”	15 12-18 16	32	-15 2/—46	28 , -Ц- 41 16—39
		число	2,5 8,9 -1--50 о—15	10—таЮ 8—16	10	15 I 28		— 15 8-17	1	16-35		-та4-
to Оо						Продолжение табл. 24	
	Показатели		Выветрелые аргиллиты	Аргиллиты, выветрелые до состояния суглинков (eQ (Т,-/,)), ЮБК	Выветрелые аргиллиты	Глины светло желтые мергелистые (eQ (р|)), г. Симферополь	Глины зеленовато серые известковистые (eQ (Kjap)), северный склон
	Набухание, %		5’6 2,4—10,3 13	8,3	—	15 2,7—14,5	—	—	—
	Степень водонасыщсния		0 -	0.31			Л (\Т .	1 к	0,22
			'	0,22—0,97	0,У2 _ _ , 1U 0,7— 1	°’'8 0,55-0,9 13	’ 7 0,93—0,99	v,Ul л __	_ _	41 0,56—0,98
	Сцепление и угол внутреннего трения при медленном одноплоскостном сдвиге в лабораторных условиях	по подготовленной и смоченной по- верхности	С,	6,5-10*	6-10*	4,7.10*	5.Ы0*	67-10®
			11а 3,5-10*—12-10*	4-10*—10’	2,7.10*—14,4-10* ”	4-10*-7,1-10* *'	469-10»—971 • 10»
			22 Ф°	33 11—32	20 8—35		12 10-15 17	
		после свободного набухания	С, 12-10» Па 26.10’—5-10* 7	—	—		—
			о	12 <р°	17 т 6—17	—	—	—	—
		при естественной влажности и плотности	С, 0,15-10* Па 0,0-0,32-10» 65	A25’10* 4Q 10*—0,39-10»	0,27-10» 0,2-10»-0,3-10»3	—	—
			Ф° „ .. 65 о—14	-С-«о 4—13	сл 1 о о со	—	— 1 3
	Одноосное раздавливание, Па		4,8-10» 2.10»—10*	—			13 3,2-10»—18,4-10»	—	—
	Модуль деформации, Па						
			23-Ю*—10* ‘			7-10*—71,6-10»*	
Примечэнце. Площадь щтампа 0,5 м2
(Коробанова, 1971). Суглинистый и глинистый элювий при водонасы*
щении па склонах более 20° будет переходить в текучепластичиое и
текучее состояние и оползать.
Водопроницаемость суглинков и их водоотдача очень низкие. Под-
земные воды содержатся в прослоях легких суглинков и песка. Залега-
ют они на глубинах от 1,5 до 25 м, высокомииерализованные (от 0,8 до
72 г/л), по составу сульфатно-хлоридные, хлоридные, магииево-иатрие-
вые и кальцнево-натриевые, обладают сульфатной агрессивностью по
отношению к бетону.
РАЗДЕЛ HI
ОПЫТ СТРОИТЕЛЬСТВА И ИЗМЕНЕНИЕ
ПРИРОДНЫХ УСЛОВИИ
ПОД ВЛИЯНИЕМ ДЕЯТЕЛЬНОСТИ
ЧЕЛОВЕКА
ГЛАВА 5
АНАЛИЗ ОПЫТА СТРОИТЕЛЬСТВА
И ВОЗНИКНОВЕНИЕ ИНЖЕНЕРНО-
ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ
К настоящему времени наиболее благоприятные в строительном отно-
шении территории южнобережных склонов Горного Крыма (днища реч-
ных долин, пологие участки приморской части склона, участки, сложен-
ные массандровскими отложениями и грубообломочными накоплениями
древних конусов выноса) практически использованы.
Дальнейшее освоение здесь смежных территорий, расширение го-
родского, поселкового, промышленно-транспортного и других видов
строительства сдерживаются чрезвычайной сложностью природной об-
становки, требующей дорогостоящей инженерной подготовки. Выбор
инженерных средств, объемы и стоимость такой подготовки определя-
ются особенностями инженерно-геологических условий района, которые
обусловлены прежде всего присущей горным склонам сложностью
рельефа, геологического строения и гидрогеологических условий, специ-
фикой неотектонических движений и гидрогеологического режима моря,
исключительной пестротой литологического состава, состояния и свойств
пород, являющихся основанием, средой и материалом для сооружений, а
также широким развитием современных геологических процессов и яв-
лений.
Высокая эрозионная расчлененность рельефа овражно-балочной
сетью (1,2—5,8 км/км2) и значительная крутизна склонов (от 12—20 до
40°) приводят к неизбежным в гористой местности подсечкам склонов
вертикальной планировкой площадок под здания и сооружения, а при
дорожном строительстве - глубокими выемками и полувыемками.
Средняя величина подрезок при планировке в Алупке достигает 4 м, в
пос. Симеиз — 3 м, в Ялте — 3—4 м. При строительстве автомобильной
дороги от Алушты до Ялты, протянувшейся вкрест простирания морфо-
структурных элементов рельефа и линий стока, суммарная величина
подрезок склона составила около 56% (~19 км) общей длины участка.
На участке автодороги Алупка—Ласпи глубина отдельных выемок до-
стигает 35—50 м. Естественно, такое грубое вмешательство в природный
баланс нагрузок изменяет характер напряженного состояния пород и в
большинстве случаев приводит к потере устойчивости склона. В про-
цессе строительства и эксплуатации автодороги Алушта—Ласпи (90 км)
286
за период с 1959 по 1971 г. активизировалось и возникло вновь 90 ополз-
ней, вызванных подсечками склона выемками, пригрузками высокими
насыпями (40—56 м в районе Кастрополя, Куркулета) и нарушениями
стока поверхностных и подземных вод.
Специфику неотектонической обстановки района создают высокая
сейсмичность (7—8 баллов) и трансгрессивный цикл в истории развития
Черноморского бассейна. Разнонаправленные новейшие движения при-
брежной и горной частей складчатого сооружения Крымских гор изменя-
ют высотное поле рельефа и способствуют постоянному омолаживанию
овражно-балочной сети, поддерживая высокий темп эрозионных (0,8—
9,0 м/год) и оползневых процессов в средней части склона. С погруже-
нием дна Черноморской впадины, в которое вовлечена и прибрежная
часть шельфа, связана интенсивная абразия всего побережья — от Фео-
досии до мыса Айя. Из 230 км этого участка 146 км нуждаются в про-
ведении активных берегозащитных мероприятий для сохранения суще-
ствующих народнохозяйственных ценностей (парков, здравниц, город-
ских объектов) или обеспечения устойчивости участков, намечаемых под
застройку.
Интенсивной инженерно-хозяйственной деятельностью человека ох-
вачены преимущественно средняя и приморская части южнобережного
склона, сложенные породами флишевой формации таврической серии,
толщей четвертичных отложений различного генезиса и мощности. Вы-
сокая тектоническая раздробленность тонкоритмического терригенного*
флиша, избирательное выветривание по аргиллитовым прослоям с обра-
зованием разуплотненных сильноглинизироваппых продуктов разруше-
ния, способствующих формированию ослабленных зон в мощной коре
выветривания таврических пород, обусловливают малую устойчивость
их на склоне. Низкая физико-химическая и коллоидная активность по-
род ослабленных зон в сочетании с малой водоудерживающей способно-
стью придает им способность к резкой потере прочности при дополни-
тельном увлажнении всего па 2- -6%.
Покровные отложения как продукты разрушения флишевых пород
и карбонатной толщи верхней юры унаследовали от дочетвертичных по-
род низкую способность к связыванию воды, малую пластичность и как
следствие этого склонность к быстрому размоканию с резким снижени-
ем прочности при гидратации. Прочностные и деформационные свойства
их находятся в прямой зависимости от содержания в них обломочного
материала, от состава и состояния дисперсного заполнителя. В породах
с малым содержанием крепких включений (10—15%) и с высокой влаж-
ностью глинистого заполнителя (до 24%). отвечающей пластическому
состоянию, формируются ослабленные зоны — потенциальные или фак-
тические поверхности смещения грунтовой толщи пород. Вследствие от-
меченных особенностей физико-мехапнческих свойств дочетвертичных w
покровных порол южнобережные склоны, обладающие в природном со-
стоянии, за редким исключением, невысоким запасом устойчивости, чут-
ко откликаются на изменение интенсивности и направленности рельефо-
образующих факторов и гидрогеологических условий активизацией
оползневых процессов.
Исключительная неоднородность петрографического состава, со-
стояния и свойств покровных отложений, невыдержанность отдельных
грунтовых разновидностей по площади и глубине чрезвычайно затруд-
няют выбор достоверных расчетных их характеристик при оценке устой-
чивости конкретных склонов расчетными методами или на моделях.
Гидрогеологические условия южнобережного склона Горного Кры-
ма определяются своеобразием двухъярусного структурного строения
287
Главной гряды Крымских гор, условиями залегания и характером рас-
пределения покровных пород на склоне, неоднородностью литологиче-
ского состава и фациальной изменчивостью дочетвсртичпых и четвер-
тичных отложений, характером тектонической раздробленности верхпе-
юрских известняков и режимом связанных с пей трещинно-карстовых
вод, своеобразием климата и целым рядом местных факторов, действу-
ющих па отдельных участках склона и оказывающих существенное
влияние на формирование, транспортировку и разгрузку подземных вод.
Двигаясь вниз по склону, трещинно-карстовые и инфильтрационные во-
ды вступают в область распространения покровных Отложений, обла-
дающих различной водопроницаемостью в зависимости от процентного
содержания обломочного материала, рассредоточиваются и локализу-
ются по отдельным водопроводящим прослоям, которые образуют в
грунтовой толще сложную многоярусную систему обводненных зон, гид-
равлически взаимосвязанных между собой.
При решении вопроса осушения склонов такой рассредоточенный
характер движения подземного потока в условиях сложного рельефа и
•большого уклона регионального водоупора, отсутствие надежных водо-
упоров в обводненной толще покровных отложений, нередко достигаю-
щей мощности 20—30 м, и сложная гидравлическая взаимосвязь локаль-
ных обводненных зон создают трудпоразрешаемые проблемы при вы-
•боре наиболее эффективных конструкций дренажных сооружений и ра-
ционального их заложения. Практика применения крупных дренажей в
условиях ЮБК знает немало примеров неудачного решения задачи пе-
рехвата подземных вод и осушения склона вследствие ошибочного ис-
толкования гидрогеологических условий и вытекающего из этого несо-
ответствия проектных решений природным условиям.
Абсолютное большинство известных крупных водоотводящих соору-
жений закрытого типа (штольня и галерея Михайловского на Кучук-
Койском оползне, Иванисовская, Ифтерликская и Куматинская галереи
па Алупкинском оползне, галереи Гурзуфского, Селям-Магарачского,
Массандровского подвалов и др.) закладывалось в зоне активных ополз-
невых смещений, было быстро разрушено и утратило свое целевое на-
значение. Часть из них была заложена без учета существования ниже
глубины заложения дренажа смещенных блоков таврической серии с об-
водненными западинами и «мешками» в их тыловых частях, что при-
вело к «проскальзыванию» подземного потока ниже дна галереи (Ива-
нисовская, Ифтерликская галереи), другая часть располагалась в верх-
ней части оползневых накоплений и сооружения оказались подвешен-
ными по отношению к основному потоку подземных вод.
Многочисленные конструктивные недостатки дренажных сооруже-
ний, усугубленные отступлениями от проекта при строительстве, дают
богатый материал для разработки новых эффективных конструкций
дренажей и способов их строительства.
Формирование южнобережного склона происходит под воздействи-
ем выветривания, денудации и эрозии, селепроявлеиий и карста, грави-
тационных (осыпи, обвалы, оползни) и аккумулятивно-абразионных про-
цессов. В строительном отношении наиболее грозное явление представ-
ляют оползни и разрушение берегов волнонрибоем.
По данным Ялтинской оползневой станции (иа 1974 г.), как отме-
чалось выше, на территории от мыса Айя до Феодосии зафиксировано
576 оползней различной степени активности, общей площадью свыше
30 км2. Основными природными факторами оползиеобразования явля-
ются абразия, эрозия, комплексное воздействие на склон подземных и
поверхностных вод, землетрясения и ряд более мелких факторов. Одна-
288
ко в последние 10—15 лет инженерно-хозяйственная деятельность чело-
века на южнобережном склоне стала столь интенсивной, что преврати-
лась в активный оползнеобразующий фактор. Подсечки и пригрузки
склонов при курортном, городском и промышленно-транспортном строи-
тельстве, обводнение склона поливными водами и за счет утечек из во-
донссущих коммуникаций и искусственных водохранилищ, раскрытие
откосов и разуплотнение пород при дорожном строительстве, взрывы
и вибрации при работе механизмов — вот далеко не полный пере-
чень антропогенных воздействий на склон, снижающих его устойчи-
вость.
В настоящее время природных оползней вообще осталось мало. На
воздействие природных оползнеобразующих факторов накладываются
антропогенные воздействия, стимулирующие оползневые процессы. По-
этому в комплекс противооползневых мероприятий при закреплении
крупных полигенных оползней Южного берега Крыма приходится
включать мероприятия по ликвидации последствий неосмотрительной
деятельности человека. С 1962 по 1971 г. за счет подсечек и пригрузок
верхних частей склонов число антропогенных оползней возросло с 121
до 162. Оползни возникают при неудачном выборе площади под соору-
жения в пределах стабилизировавшихся оползней или оползпеопасных
участков склона в результате неправильной оценки степени устойчиво-
сти строительной площадки. Это может произойти вследствие неполных
данных о природной обстановке или ошибочных представлений о
строении и природе склона, а также при отсутствии инженерной под-
готовки склона под застройку с проведением профилактических проти-
вооползневых мероприятий.
Нередко к возникновению оползневых деформаций приводят откло-
нения от рабочих чертежей и нарушение строителями технологии про-
изводства планировочных и строительных работ нулевого цикла. Так, в
пос. Новый Спет Феодосийского района при строительстве жилого дома
был отрыт глубокий (8 м) с вертикальными стенками котлован вместо
послойной выемки грунта с последовательным выполаживапнем склона
террасированием. В результате произошло обрушение откоса котлова-
на объемом свыше б тыс. м3 грунта. Случаи обрушения откосов в мень-
ших объемах весьма многочисленны.
Выемка глубокого котлована под высотный корпус санатория «Ком-
мунары» в Мисхоре, находившегося длительное время открытым, вы-
звала оползневые подвижки вышележащего склона. Для стабилизации
территории около 0,2 га потребовалось сооружение мощной подпорной
стенки, воздвигнутой на 62 буронабивных сваях длиной до 30 м каж-
дая.
Строительство Алупкинского хлебозавода, осуществленное без
предварительной оценки устойчивости площадки с учетом веса соору-
жения, вызвало активизацию верхней части Хаста-Башского оползня,
что привело к разрушениям.
Отмеченные особенности инженерно-геологических условий Горно-
го Крыма выдвигают перед проектировщиками и строителями ряд обя-
зательных требований.
1.	Проведение всесторонней оценки устойчивости намечаемой под
застройку территории н прилегающих частей склона с учетом их природ-
ного состояния и прогноза изменений естественной обстановки под влия-
нием сооружений.
2.	Проведение противооползневых мероприятий до начала строитель-
ства.
289
3.	Применение особых конструктивных требований к зданиям и со-
оружениям, воздвигаемым на крутом горном рельефе в условиях высо-
кой сейсмичности и оползневой активности.
4.	Строгое выполнение проектных решений и технологии производ-
ства строительных работ.
В области противооползневого строительства с учетом этих требо-
ваний крымскими специалистами накоплен значительный опыт, даль-
нейшее распространение которого целесообразно и необходимо.
Устойчивость склонов объективно оценивается расчетными метода-
ми, а в последние годы — моделированием напряженного состояния по-
род исследуемой территории. При высоком уровне достоверности исход-
ных данных для расчетов точность определения коэффициента устойчи-
вости склона в целом или отдельных его элементов оказывается доста-
точной не только для принципиального выбора средств стабилизации
или повышения устойчивости их, но и для детальных конструктивных
разработок противооползневых сооружений. Внося в расчетные схемы»
модели сочетания компонентов противооползневого комплекса с раз-
личным размещением их в плане, возможно с помощью этих методов вы-
брать наиболее экономичный и эффективный для данных природных ус-
ловий набор противооползневых сооружений. Под противооползневым
комплексом мы понимаем наиболее рациональный, экономически целе-
сообразный и минимально .необходимый комплекс противооползневых
сооружений с максимально возможным сохранением сложившейся при-
родной обстановки, в том числе природной конфигурации склона и гид-
рогеологического режима.
Трудность установления истинного значения коэффициента устойчи-
вости оползневых и оползнеопасных склонов вытекает из неточности
значений расчетных характеристик горных пород зоны смещения и не-
полного соответствия расчетных схем реальным условиям. Эти неточ-
ности в какой-то степени компенсируются большим (10—30) количест-
вом расчетов по всем практически возможным вариантам оползневого
смещения и моделям оползневого тела. Варьируются также различные
механизмы оползневого смещения (скалывание, срезание блоков пород*
пластическое течение) и положение депрессионной поверхности потока
подземных вод с учетом максимально возможного подъема их в небла-
гоприятные периоды, а также прогноз развития основных оползнсобра-
зующих факторов — темп эрозии, абразионный смыв, вес зданий и со-
оружений, влияние строительно-планировочных работ.
Уже в процессе изысканий и предварительной оценки устойчивости
исследуемой территории производится серия приближенных расчетов-
простыми методами, предложенными Н. Н. Масловым, И. Бер ре ром.
К. Терцаги и другими для определения стратегии противооползневой
борьбы с тем, чтобы в дальнейшем вести целенаправленные инженерно-
геологические изыскания по оптимальному размещению выбранных
противооползневых сооружений.
Более сложные расчетные методы Г. М. Шахунянца, Ю. И. Соловь-
евой, если они базируются на достоверных данных о геологическом
строении, природе и механизме оползня, физико-механических свойствах
пород зоны смещения и гидрогеологическом режиме, являются основой
для разработки конкретных типов конструкций противооползневого комп-
лекса, обоснованного экономической целесообразностью. Таким образом*
борьба с оползнями оказывается эффективной при проведении комплек-
са мероприятий, состав которых может для простейших абразионных
оползней ограничиваться берегозащитными сооружениями, а для слож-
ных полигонных оползней состоять из громоздкой системы сооружений
290
берегозащитных, дренажных, по механическому удержанию земляных
масс и др.
Применение того или иного типа сооружений определяется не толь-
ко характером природных процессов, но и технико-экономическими со-
ображениями (табл. 25). Берегозащитное строительство в условиях юж-
ного и юго-восточного Крыма ведется, кроме того, с учетом специфики
курортного побережья. Наиболее целесообразен здесь активный метод,
при котором гашение энергии морских волн достигается пляжами,
удерживаемыми бунами полного профиля, а иногда бунами в сочетании
с вдольбереговыми подводными барьерами (подводными волноломами).
Более чем 15-летний опыт интенсивного строительства в Крыму показал
несомненную эффективность такого метода и его экономическую целесо-
образность, поскольку образование за счет морской акватории искусст-
венных пляжей явилось основой для организации комфортабельных пля-
жей лечебно-курортиого назначения.
Пассивные методы берегозащиты, несмотря на простоту их осуще-
ствления и меньшую, в сравнении с искусственными пляжами, стоимость,
применяются лишь в случаях, когда по условиям рельефа морского дна
образование искусственных пляжей невозможно, а также в тех, редких
для Крымского побережья случаях, когда побережье не может быть ис-
пользовано в курортных целях. Причем конструкции пассивных соору-
жений во многом отличаются от применявшихся ранее, в довоенный пе-
риод. Вместо тяжелых каменных или бетонных стен, полностью прини-
мавших иа себя энергию волн и галечную бомбардировку, чем и опре-
делялась их малая долговечность, возводятся различного рода наброс-
ные сооружения (бермы) из искусственных блоков, создающих условия
для мягкого гашения волновой энергии.
Независимо от характера защитной волногасящей части берегоук-
репительных сооружений все они, как правило, строятся в сочетании с
набережной, являющейся контрфорсом в нижней части оползневых
склонов. В достижении положительного баланса земляных масс на
оползневом склоне набережные и пляжи во многих случаях имеют ре-
шающее значение. Именно в этих случаях осуществление берегозащит-
ного комплекса оказывается достаточным для стабилизации оползневых
территорий. При этом строительство контрфорсных набережных сопро-
вождается работами по организованному сбору подземных и поверхност-
ных вод. Общий обьем контрфорса зависит от крутизны морского диа.
С увеличением крутизны донного рельефа уменьшаются пляжеудер-
живающие возможности бун, а следовательно, размеры пляжа и набе-
режных. Па участках с чрезмерно приглубым рельефом диа образова-
ние пляжей до педавиего времени считалось вообще невозможным. Од-
нако модельными исследовапиями и опытным строительством в 1972—
1973 гг. в районе Мисхора установлено, что рельеф морского дна может
быть искусственно изменен путем сооружения подводного банкета из
массивов и набросок и, таким образом, при соответствующем увеличе-
нии затрат технические ограничения в создании морского контрфорса
любых расчетных параметров отпадают. Но остаются затруднения, свя-
занные с непомерным увеличением стоимости строительства, что зача-
стую вынуждает отказываться от такого метода и искать иные пути,
менее эффективные в техническом отношении.
Следует заметить, что стоимость берегоукрепительного строитель-
ства в районах Горного Крыма вообще велика, так как находится в
прямой зависимости от стоимости добычи и доставки основных мате-
риалов — камня и щебня. Зато его эффективность как при решении за-
дач по защите берегов от размыва, так и в более широких масштабах
291
Таблица 25
Технико-экономические показатели сооружений противооползневого комплекса
в условиях Горного Крыма
Тип соору* жеяня	Эскизный чертеж	Область применения	Средняя стоимость 1 км побе- режья, млп. руб.
Срезка
береговых
уступов,
организа-
ция по-
верхност-
ного сто-
ка
Срезка
береговых
уступов,
организа-
ция по-
верхност-
ного сто-
ка, дре-
нажи
абразионные
участки с
вертикальны-
ми уступами
0.69
Плани-
ровка
склона,
организа-
ция по-
верхност-
ного сто-
ка, дре-
нажи
Глубокие
дренажи,
свайные
роствер-
ки, пере-
группи-
ровки
земляных
масс, ор-
ганизация
поверх-
ностного
стока
абразионные участки с вертикальны- ми уступами и наличием грунтовых вод в откосе	1,1
оползневые участки с наличием грунтовых вод на не- большой глубине	1,15
на сложных оползневых участках с наличием грунтовых вод на боль- шой глубине, иа сложных полигеиных антропоген- ных и эро- зионных оползнях	на 100 га 2,29
292
Продолжение табл. 25
Тип соору- жения	Эскизный чертеж	Область применения	Средняя стоимость 1 км побе- режья, млн. руб.
Искусст-
венный
межбун-
ный пляж
с контр-
форсной
набереж-
ной
Плоскость смещения
оползня Искусственный мяж(&Ог/м)
Набережная (ЮО-ЮОт/м)
абразионные
участки по-
бережья с
приглубым
подводным
рельефом
3,12
Волнога-
сдщая
берма нз
фигурных
блоков в
сочетании
с гибкой
набереж-
ной
Гибкая набережная
Волногасящая
из фигурных блоков
абразионные
участки с
приглубым
подводным
рельефом и
активными
оползневыми
подвижками
2,96
Ступенча-
тая берма
в сочета-
нии с на-
броской
из фигур-
ных бло-
ков
абразионные
участки на
мелководье
со спецрежи-
мом в эк-
сплуатации
1,51
Наброска
из фигур-
ных бло-
ков и
валуне®
на абради-
русмых мы-
сах и участ-
ках побе-
режья, не
требующих
создания
пляжей
1,16
Откосные
укрепле-
ния
Открытый
пляж
на участках побережья с песчано- галечными пляжами, требующими защиты от- косов и ус- тупов корен- ного берега	0,153
в бухтах между мы-	1,15
сами-иепро- пусками	
решения вопросов по стабилизации и застройке прибрежных территорий
неоспорима. Свидетельством тому может служить ликвидация таких, в
прошлом чрезвычайно активных оползней, как Массандровский, Жслты-
шевский, Чукурларский.
Опыт борьбы со сложными полигенными оползнями Горного Кры-
ма, требующими проведения мероприятий по осушению склонов, к со-
жалению, свидетельствует пока лишь о том, что дренирование подзем-
ных вод — задача чрезвычайной сложности, зачастую технически не-
выполнима, а эффект, достигаемый даже при ее успешном решении су-
ществующими на сегодняшний день расчетными методами, не может
быть предугадан. Отчасти поэтому, и отчасти потому, что возведение
дренажных сооружений па крутых, залесенных склонах в условиях без-
дорожья иногда оказывается не под силу строителям.
Запроектированные дренажные сооружения на ряде участков
(в районе Селям—Магарача) до сих пор не построены. Впрочем, быть
может, в выявлении именно этих, диктуемых жизненными условиями
обстоятельств и заключена крупица полезности накопленного опыта —
в реальности подхода к конкретному решению неотложных задач. Так,
в поисках наиболее рациональных методов борьбы с Центральным Алуп-
кинским оползнем выполненные по 24 схемам расчеты устойчивости
склонов показали, что даже при полном осушении склонов нормативный
с учетом сейсмичности запас устойчивости получен быть не может.
Берегоукрепительные сооружения, необходимые как противоабразион-
ное мероприятие, на оползень в целом оказывают незначительное
влияние.
В сложившейся обстановке было принято решение возвести гибкую
берегоукрепительную берму, малочувствительную к оползневым дефор-
мациям, а на склоне — дренажи под защитой буронабивных свай. Лик-
видируя таким образом, аварийное состояние на склоне, проектиров-
щики и строители оставляли за собой возможность проведения дальней-
ших мероприятий, результативность которых с учетом несовершенства
расчетных методов может быть определена с достаточной достоверно-
стью. Такой подход, хотя и не имеет всеобщей поддержки ученых-теоре-
тиков, представляется более рациональным, чем неоцененное в количе-
ственном выражении так называемого комплекса сооружений с нереаль-
ной попыткой полного глобального перехвата подземных потоков. И не
следует в таком подходе усматривать отрицательную эффективность
глубинного осушения тела оползневых склонов путем перехвата под-
земных вод. Однако, прибегая к этому мероприятию, необходимо трезво
оценивать гидрогеологическую обстановку, реальные технические воз-
можности строительства, значение прочих оползнеобразующих факторов,
чтобы нс впасть в ошибку, как это неоднократно случалось в прошлом,
когда вмешивались в исторически сложившийся режим подземных по-
токов н способствовали тем самым обводнению оползневых склонов.
Вместе с тем повсеместным и обязательным является регулирование
поверхностного стока путем строительства канав, лотков, каптажей и
дренажных прорезей.
Проблема перехвата и регулирования подземных н поверхностных
вод в рамках противооползневой борьбы до сих пор еще решается изо-
лированно от проблемы водоснабжения горных районов Крыма. Нара-
стающий ежегодный дефицит в пресной воде, потребляемой курортами,
сельским хозяйством и промышленностью, не компенсирует противо-
оползневые дренажные системы, однако их давно следовало связать с
системой водоснабжения. На будущее такая связь планируется, н эф-
фект от нее несомненен.
294
Все более широкое распространение в последние годы получает ме-
тод механического удержания крупных объектов земляных масс путем
сооружения железобетонных ростверков по буронабивным сваям боль-
шого диаметра (0,5—1,5 м). Получив признание в дорожном строитель-
стве при возведении высоких насыпей, буронабивные сваи, защемлен-
ные в коренных породах, оказались не менее эффективными в противо-
оползневом строительстве как самостоятельное и сопутствующее меро-
приятие, осуществление которого не встречает особых затруднений в
самых сложных для ведения работ в условиях горного рельефа. Цен-
ность этого мероприятия еще и в том, что ожидаемый от его применения
эффект поддается математическому анализу, а это для инженеров, стоя-
щих перед выбором наиболее рационального варианта, имеет немалое
значение.
Опыт инженерного закрепления территорий в условиях Горного
Крыма свидетельствует о том, что борьба с оползнями может вестись
достаточно эффективно и при дифференцированном инженерном подхо-
де в проведении противооползневых мероприятий. Наличие оползневых
и-оползнеопасных территорий не должно сдерживать их дальнейшее ос-
воение и застройку. Однако целесообразность такого строительства вся-
кий раз должна подвергаться тщательному технико-экономическому
анализу, а само его осуществление вестись с учетом видимой и потен-
циальной оползневой опасности. Под этим учетом оползневой опасности
подразумеваются особые меры, которые следует предусматривать при
назначении конструкций зданий и сооружений, а также при ведении
строительных работ. В назначении особых конструктивных мероприя-
тий, учитывающих оползневой характер оснований под здания и соору-
жения, в Крыму также выработался собственный подход, обусловлен-
ный, кроме того, сейсмичностью большинства районов строительства и
крутизной рельефа. В частности, при строительстве зданий практикуют-
ся каркасы повышенной жесткости, связанные с мощными плитами в
основании, фундаменты из буронабивных свай, опущенных в устойчивые
дочетвертичиые породы, каскадная архитектура, вписывающаяся в ес-
тественный рельеф местности и др.
В дорожном строительстве, как уже говорилось, широко применя-
ются защитные и удерживающие свайные ростверки, тяжелые, как бы
плавающие в дренирующей среде подпорные стенки, мостовые переходы
на опорах по коренным выходам пород, не чувствительные к деформа-
циям основания элементы водоотводящих систем. Инженерные комму-
никации прокладываются таким образом, чтобы в случае всякого рода
повреждений могли быть немедленно замечены и устранены. Этот дале-
ко не полный перечень мероприятий в сочетании с комплексом противо-
оползневых сооружений, как правило, обеспечивает надежную сохран-
ность зданий и сооружений в оползневых районах. А то обстоятельство,
что до сих пор имеют место случаи активизации оползней со всеми
вытекающими отсюда последствиями в районах нового строитель-
ства, объясняется несоблюдением строгих правил ведения земляных
работ или недооценкой оползневой опасности в процессе проектиро-
вания.
Дальнейшее изучение природы и динамики крымских оползней, раз-
работка и применение более совершенных методов количественного ана-
лиза устойчивости склонов и значений тех или иных оползиеобразую-
щйх факторов выдвинут, безусловно, более эффективные методы борьбы
с оползнями, а также конструктивные приемы в строительстве зданий
и сооружений. Народнохозяйственное значение этих исследований ве-
лико.
295
ЛИТЕРАТУРА
Альбов С. В, Дублянский В. И. Химический состав атмосферных осадков
и его влияние на развитие карста Ай-Петрииского горного массива. - - В кп.: Химиче-
ская география и гидрогеохимия, выи. 3(4): Пермь, 1964.
Аносова П. А., Коробанова И. Г. О некоторых закономерностях форми-
рования инженсрио-геоло! ичееких свойств глинистых пород оползневых склонов в плат-
форменных и горно-складчатых областях. — В сб.: Ипженерпо-геологические свойства
глинистых пород и процессы в них, вып 3. М„ Изд-во Моск, ун-та, 1973.
Бабак В. И. Очерк неотектоники Крыма. — «Ёюл. МОИП. Отд. геол.», 1959,
т. 34(4).
Борисов Л. А. Изученность Крыма в климатическом отношении — «Труды
УкрНИГРИ», вып. 3. Киев, 1955.
Бопдарик Г. К., Комаров И. С., Ферронский В. И. Полевые методы
инженерно-геологических исследований. М., Госгеолтехиздат, 1957
Вознесенский А. В. Землетрясение 1927 года в Крыму. — «Природа», 1927,
Ns 12.
Гидрогеология СССР, т. 8. Крым. М., «Недра», 1970.
ГулакянК А.КюптцельВ. В., Постоев Г. П. Методы прогноза физи-
ко-геологических процессов на Черноморском побережье СССР. М„ «Недра», 1975.
Дублянский В. И Конденсация влаги в трещинно-карстовых коллекторах
Горного Крыма, Карпат и Приднестровской Подолин. — ДАН УССР, сер. Б, 1970,
Ns I
Дублянский В. И. О характере и интенсивности химической денудации в
Горном Крыму. — В кп.: Гидрогеология и карстовсдение, № 4. Пермь, 1971.
Емельянова Е. П. О прогнозе оползневых процессов. — В кн.: Вопросы гид-
рогеологии и инженерной геологии, № 16. М., Госгеолтехиздат, 1959.
Ерыш И. Ф., Корженевскнй И. Б. Опыт определения обратными расче-
тами прочности оползневых пакоплепий ЮБК в плоскости их смешения. — «Труды
ВСЕГИНГЕО», 1971, вып. 29.
Землетрясения в СССР. М., Изд-во АН СССР, 1961.
Золотарев Г. С. Оползни, обвалы, эрозионные явления и инженерно-геоло-
гическое районирование Черноморского побережья Крыма. — В сб.: Вопросы форми-
рования и устойчивости высоких склонов. М, Изд-во Моск ун-та, 1970.
И в а и о в Б. Н. Новейшие тектонические движения и развитие карстовых явлений
на Украине. — В сб: Четвертичный период, вып. 13—15. Киев, 1961.
Карта геологических формаций территории СССР масштаба 1:2 500 000. Под рел.
Ф. И. Япова. Л., «Недра», 1974.
Клюкин А. А. Геолого-гсоморфологические типы селевых бассейнов и борьба
с селями в юго-восточпом Крыму. — В кн.: Геоморфология речных долин Украины.
Киев, 1965.
Корженевскнй И. Б., Ерыш И. Ф. Об устойчивости оползневых скло-
нов южного берега Крыма. — «Труды ПНИИИС», 1972, т. 16, № 1
Коробанова И. Г. Некоторые результаты инженерно-геологического изучения
пород оползневых склонов ЮБК. — В сб. Инженерные изыскания в строительстве,
сер. 2, вып. 4(22). М., «Недра», 1973.
Коробанова И. Г. и др О некоторых инженерно-геологических особенностях
«слабых» разновидностей пород таврической свиты Крыма в коре выветривания. —
В сб.: Вопросы инженерно-геологического изучения процессов и коры выветривания.
М., Изд-во Моск, ун-та, 1971.
Лычагин Г. А Геологическое строение и история развития Крымского полу-
острова — В сб.: Изучение и освоение минеральных богатств Крыма за годы Совет-
ской власти, вып 1. Симферополь, 1957.
Максимович Г. А. Основы карстоведення. Пермь, т. 1, 1963; т. 2, 1969.
Муратов М. В. Основные структурные элементы альпийской геосинклиналыюй
области юга СССР и некоторых сопредельных стран. — «Изв. АН СССР Сер. геол.»,
1946, № 1.
Муратов М. В. Тектоника и история развития альпийской геосинклинальиой
области юга европейской части СССР и сопредельных стран. — В кн.: Тектоника
СССР, т. 2. М., Изд-во АН СССР, 1949
Муратов М. В. О миоценовой и плиоценовой истории развития Крымского
полуострова. — «Бюл. МОИП. Отд. геол.», 1954, т. 29, вып. I.
Муратов М. В. и др. Геология СССР, т. 8. Крым, ч. 1. М., «Недра», 1969,
Олнферов А. Н. Борьба с эрозией и селевыми паводками в Крыму. Симфе-
рополь, 1963.
Пономарь В. С. О некоторых общих чертах геоморфологического строения
Горного Крыма. — «Геогр. сб. АН УССР», 1962, вып. 6.
296
Суловский В. И. Принцип региональной классификации селеопасиостн речных
бассейнов Крыма — В сб.: Вопросы морфометрия, № 2. Саратов, 1967.
Шеко А. И. Инженерно-геологическое районирование территории окрестностей
Г урзуфа для целей курортного строительства. — В кн.: Вопросы гидрогеологии и инже-
нерной геологии. М., Госгеолтехиздат, 1958.
Шеко А. И., Л е х а т и п о в А. М., Максимов М. М. Опенка интенсивности
проявления экзогенных процессов при инженерно-геологическом картировании. —
«Труды ВСЕГИНГЕО», 1971, вып. 43.
Ш е к о А. И. н др. Современные геологические процессы иа Черноморском побе-
режье СССР. М., «Недра», 1975.
Часть третья
КАРПАТЫ
Под ред. М. В. Чуринова
ВВЕДЕНИЕ
Восточные Карпаты входят в юго-западную часть УССР. В данной ра-
боте рассматривается только территория, относящаяся к альпийской зо-
не складчатости, т. с. Горные Карпаты и Закарпатье.
Народнохозяйственное значение Карпат и Закарпатья определено
в решениях XXV съезда КПСС, наметивших перспективы их освоения.
Предусмотрено развитие лесной и деревообрабатывающей промышлен-
ности; освоение новых месторождений: каменной соли, угольных, газо-
вых и нефтяных; строительство новых жилых комплексов.
В Закарпатье в Верхнетисенской впадине находятся Солотвинское
и Тсрсблянское месторождения каменной соли, приуроченные к отложе-
ниям верхнего тнтона. В качестве строительных материалов использу-
ются широко развитые в Восточных Карпатах граниты, андезиты, даци-
ты, липариты, песчанику сланцы. Здесь известны значительные запасы
углекислых минеральных вод, используемых для лечебных целей.
В инженерно-геологическом отношении Восточные Карпаты изуче-
ны слабо (исследования проводились в основном при строительстве гид-
ростанций, водохранилищ, каналов, промышленных и бытовых сооруже-
ний). В 1958—1960 гг. геологами треста Киевгеология Министерства гео-
логии УССР здесь была проведена среднемасштабная съемка. Средне- и
крупномасштабные геологические съемки осуществлялись только в зо-
нах, перспективных для разработки полезных ископаемых.
С 1970 г. в связи с частыми наводнениями и активизацией ополз-
ней, селей и других геологических явлений под руководством Мини-
стерства геологии УССР проводится комплексное инженерно-геологиче-
ское изучение карста, оползней, эрозии и других процессов. В последнее
время выполняется комплексная инженерно-геологическая съемка от-
дельных участков в целях проектирования и строительства ряда водо-
хранилищ в Закарпатье.
В 1971 г. Украинским научно-исследовательским геологоразведоч-
ным институтом им. Г. Франко и Институтом геологии и геохимии горю-
чих ископаемых АН УССР была выпущена сводная работа по геологиче-
скому строению и горючим ископаемым Украинских Карпат. В том же
301
году под руководством ВСЕГИНГЕО издается монография «Гидрогео-
логия СССР», т. 5, Украина.
В настоящей работе впервые дана инженерно-геологическая харак-
теристика свойств горных пород, анализ опыта строительства и возник-
новения современных геологических и инженерно-геологических процес-
сов; выявлены инженерно-геологические особенности территории Кар-
пат, которые должны учитываться при решении ряда вопросов, связан-
ных с ее дальнейшим промышленным и хозяйственным освоением.
РАЗДЕЛ I
ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИХ
УСЛОВИЙ ВОСТОЧНЫХ КАРПАТ
И ИСТОРИЯ их ФОРМИРОВАНИЯ
ГЛАВА 1
ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ ВОСТОЧНЫХ КАРПАТ
В ПАЛЕОЗОЙСКОЕ ВРЕМЯ И ЕЕ ВЛИЯНИЕ
НА СОВРЕМЕННЫЕ ИНЖЕНЕРНО-
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
История развития фундамента Восточных Карпат охватывает промежу-
ток времени от докембрия до палеозоя включительно. Докембрийская
история складчатой области Восточных Карпат мало изучена и связана
с выходами нижнепалеозойских пород в Мармарошской кристалличе-
ской зоне. В палеозойское время Мармарошский кристаллический мас-
сив и утесы того же названия представляли собой единое целое.
В палеозойской истории развития фундамента выделяются два цик-
ла: ранний — докаменноугольный и поздний — с начала каменноуголь-
ного периода. В раннем цикле формировалась толща осадочных и эффу-
зивных пород мощностью около 4 км (Буров, Круглов, 1971). Поздний
цикл характеризуется активным внедрением интрузии гранитоидов и
широким развитием метаморфизма с проявлением складкообразования.
В начале каменноугольного периода происходит резкая смена климати-
ческих условий. В это время в континентальных мелководных условиях
накапливались породы терригенной формации каменноугольного и перм-
ского возраста, мощность которых достигает нескольких сотен метров.
Осадочные породы под воздействием метаморфизма и магматизма пре-
вращаются в кристаллические сланцы, гнейсы и амфиболиты.
Заключительная стадия орогенного этапа развития в герцинское
время характеризуется внедрением мелких интрузий и уменьшением
степени метаморфизма. В это время развивается Мармарошский кри-
сталлический массив, который становится источником накопления мо-
лассовых отложений Закарпатской впадины.
С. С. Круглов (1971) в Мармарошском кристаллическом массиве
выделяет два структурных этажа. Нижний — досреднекаменноугольный
и верхний — среднекаменноугольный — пермский. Нижний структурный
этаж сложен комплексом древнейших сильнометаморфизованных слан-
цев, амфиболитов и других пород; верхний — более молодыми слабо-
метаморфизованными осадочными породами. Под влиянием процессов
метаморфизма магматические породы нижнего структурного этажа ут-
рачивают свой первичный состав, превращаясь в горные породы с раз-
личными физико-механическими свойствами.
303
Комплекс пород каменноугольного и пермского возраста верхнего
структурного этажа встречается в Чивчинском уступе и Мармарошском
массиве. Каменноугольные отложения представлены терригенно-карбо-
натными породами, состоящими из мелкогалечных конгломератов, пес-
чаников, глинисто-углистых сланцев, известняков с'прослоями туфов.
Пермские отложения несогласно, с размывом, залегают на каменно-
угольных отложениях и представлены толщей конгломератов, переходя-
щих в песчаники, алевролиты и аргиллиты зеленовато-серого и фиоле-
тово-красного цвета.
Подземные воды Мармарошского кристаллического массива, при-
уроченные к зовам тектонических нарушений, характеризуются преобла-
данием трещинных пресных гидрокарбонатных вод, а также трещинно-
жильных и углекислых минеральных вод.
Сложная геологическая история развития Восточных Карпат в па-
леозойское время, слабая изученность осложняют оценку истории фор-
мирования инженерно-геологических условий этого региона.
ГЛАВА 2
ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ ВОСТОЧНЫХ КАРПАТ
В МЕЗОЗОЙСКОЕ ВРЕМЯ (ТРИАСОВО-ЮРСКИЙ
ПЕРИОД) И ЕЕ ВЛИЯНИЕ НА СОВРЕМЕННЫЕ
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Для триасово-юрского периода характерен переход тектонического раз-
вития от квазиплатформенного (триасового) к лептогеосинклинальному
(юрскому) этапу (Свидиренко, Смирнов, 1971).
В триасовый период развития после интенсивной складчатости, маг-
матизма и метаморфизма наступило резкое ослабление тектонической
деятельности. В это время на фундаменте герцинских складчатых соору-
жений закладывались новые геосинклинали. С триасового времени на-
чинается крупная трансгрессия моря и лишь отдельные участки, сложен-
ные палеозойскими породами, остаются сушей.
Прогибание в начале этапа создало условия для накопления очень
маломощной толщи отложений — нижней терригенной формации ниж-
него триаса. В среднем триасе происходит углубление моря, сопровож-
даемое вулканической деятельностью, с дифференциацией условий осад-
конакопления. В конце среднего триаса наступает регрессия моря, и в
верхнем триасе на значительной территории устанавливается континен-
тальный режим и лишь в отдельных участках продолжалось накопление
доломитов и известняков.
В среднем лейасе в результате регрессии моря Папнонская суша
соединяется с Русской платформой. В это время происходит формирова-
ние крупных антиклинальных структур. Активная вулканическая дея-
тельность, происходившая в средиеюрское время, привела к опусканию
земной коры. С конца средней юры (келловей) начавшееся новое про-
гибание достигло наибольших размеров. Трансгрессия моря захватила
целиком все Карпаты.
304
В триасово-юрское время в результате ослабления тектонических
движений происходило образование маломощных пород карбонатных и
терригенно-карбонатных формаций. Нижнстерригенпую формацию, со-
ответствующую начальному циклу развития геосинклинали, слагает ма-
ломощный комплекс конгломератов и пестроцветных песчаников. Тер-
ригенно-карбонатная формация среднего и верхнего триаса до юры
включительно представлена доломитами, известняками, мергелями,
кремнистыми и песчано-глинистыми породами.
Триасовые отложения встречаются небольшими отдельными выхо-
дами в Мармарошском кристаллическом массиве в зонах Мармарош-
ских и Пенинских утесов. Нижний триас сложен в основном конгломе-
ратами, песчаниками, конгломерато-брекчиями с обломками кристалли-
ческих пород, обладающих высокими прочностными свойствами. По ко-
эффициентам размягчаемости они относятся к водоустойчивым и морозо-
стойким породам. Процессы выветривания незначительно снижают их
прочность. Верхпетриасовые отложения - песчаники, конгломераты,
пестрые аргиллиты, песчанистые известняки.
Юрские отложения распространены в Мармарошском кристалличе-
ском массиве в зонах Мармарошских и Пенинских утесов. Отложения
нижней юры представлены темноцветными карбонатно-терригенными
породами: известняковыми брекчиями, известковистыми песчаниками,
кверху сменяющимися глинистыми, углистыми и песчано-глинистыми
породами. Толщу средней юры слагают конгломераты, песчаники, алев-
ролиты, переходящие в темно-серые известковистые аргиллиты, песча-
нистые известняки, отличающиеся высокой степенью метаморфизации.
Толща верхней юры представлена известняками и мраморами с резко
подчиненными хлоритовыми сланцами и аргиллитами. В нижней части
толщи встречаются туфогенные конгломераты с прослоями и линзами
туфов.
Породы интрузивной и вулканогенной формаций мезозойского воз-
раста распространены по северному склону Мармарошского кристал-
лического массива и в зоне Пенинских утесов в бассейне рек Тересвы и
Теребли (Круглов, 1971). Породы интрузивной формации сложены габ-
бро-диоритами следующего состава: средний плагиоклаз (70%), диоп-
сид (10%), амфибол (5%) и рудные минералы (до 5%). Вторичные
минералы — хлорит, эпидот, кварц. Породы вулканогенной формации
представлены диабазами скрытозернистыми темпо-серыми, порфирита-
ми темно-зелеными и темно-серыми, туфобрекчиями с туфами рыхлыми
пестроцветными с включением известняков и мергелей.
Формирование рельефа в триасово-юрский период происходило в
основном только в пределах приподнятой полосы утесов, остальная тер-
ритория испытывала колебательные движения по отношению к уровню
моря.
Подземные воды триасово-юрских пород приурочены к ядрам мел-
ких антиклинальных структур и относятся к трещинно-пластовым и тре-
щинно-карстовым водам. Карстовые воды формировались в Раховском
.массиве и в зонах разломов.
История развития триасово-юрского периода характеризуется интен-
сивным размывом горных пород, а также наличием карстующнхся по-
род, что в совокупности определило современные инженерно-геологиче-
ские условия данной территории.
305
ГЛАВА 3
ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ ВОСТОЧНЫХ КАРПАТ
В МЕЗОЗОЙСКО-КАЙНОЗОЙСКОЕ ВРЕМЯ
И ЕЕ ВЛИЯНИЕ НА ИНЖЕНЕРНО-
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
В мезозойско-кайнозойское время выделяются два этапа тектоническо-
го развития: первый — собственно-геосинклинальный, или флишевый, и
второй — орогенный.
Флишевый этап развития характеризуется заложением геосинкли-
нали на границе юрского л мелового периодов в результате тектониче-
ской деятельности в зонах Закарпатского и Предкарпатского глубинных
разломов (Досин, Смирнов, Шакин, 1971). Процесс формирования фли-
шевой геосинклинали протекал изолированно. Периоды интенсивных
движений сменялись стабильностью и выравниванием условий.
В триасово-юрское время море покрывает почти всю терри-
торию Восточных Карпат. Максимальное развитие морского бассейна
наступило в титоне. Затем последовала эффузивная деятельность, кото-
рая проявилась в Черногорской, Утесовой и Мармарошской зонах. С ап-
та начинается медленное погружение Мармарошского массива и более
энергичное погружение Мармарошских утесов. Альбская фаза складча-
тости с поднятием территории и отступанием моря вызвала формирова-
ние Горных Карпат (Муратов, 1949). На юго-западе границей флише-
вой геосинклинали была Мармарошская кордильера, приуроченная к
Закарпатскому глубинному разлому, на северо-востоке — современный
Предкарпатский прогиб.
В меловое и палеогеновое время Мармарошская кордильера явля-
лась областью сноса обломочного материала, состоящего из терриген-
но-карбонатных пород триаса и мела и метаморфических пород палео-
зоя. В центральной части флишевой геосинклинали формировался фли-
шевый трог, в пределах которого накапливались глубоководные осадки.
В конце нижнего мела происходят крупные поднятия. Начиная с
верхнего мела флишевая геосинклиналь стала узкой вытянутой полосой,
материал в которую сносился с двух сторон. К началу верхнего мела во
флишевой геосинклинали изменяются условия осадкообразования, уве-
личивается количество глинистых осадков, уменьшается глубина флише-
вою бассейна и на отдельных участках появляются кордильеры. На ру-
беже мела и палеогена во флишевом троге изменений в осадконакопле-
нии нс происходит, палеогеновые осадки без следов перерыва сменяют
верхнемеловыс.
На границе палеогена н раннего эоцена бассейн углубляется, а в
среднем эоцене мелеет и в нем отлагаются песчаные толщи. В позднем
эоцене продолжается накопление мелководных осадков и к концу позд-
него эоцена на большей части бассейна отлагается горизонт глобигери-
новых мергелей. В зоне Пекинских и Мармарошских утесов на границе
мела и палеогена был кратковременный перерыв в осадконакоплении.
В течение палеогенового времени во Внутренних Карпатах существовал
морской бассейн. Олигоценовое время является последним этапом раз-
вития флишевой геосинклинали, когда дифференцируются условия осад-
конакопления: в северо-восточной части откладывается мощная толща
менилитовых отложений, т. е. некарбонатных кремнисто-глинистых по-
род, обогащенных органическим веществом; в центральной части бас-
306
сейна накапливались в основном песчаные и песчано-глинистые крое-
ленские отложения; в юго-западной части — известковистые глины с
тонкими прослоями песков.
В конце олигоцена отлагаются преимущественно известковистые
глины с прослоями песков (верхнекроспепские и поляницкие отложе-
ния). К этому времени закапчивается формирование флишевой геосин-
клинали и начинается орогенный этап развития. Между палеогеном и
неогеном завершается карпатская складчатость, геосинклиналь замы-
кается и формируются Горные Карпаты.
В начале неогена проявляется воздымание Карпат и образуются
Предкарпатский и Закарпатский прогибы. С нижпемиоцепового време-
ни происходит погружение Закарпатской впадины и заполнение ее соле-
-носпыми и молассовыми отложениями. Горные Карпаты становятся об-
ластью размыва и поставщиком грубообломочного материала. Молодые
поднятия и денудация Горных Карпат нашли отражение в наличии де-
нудационных уровней и речных террас.
В нижнем миоцене море в виде узкого пролива проникало из Гор-
ных Карпат в Закарпатье, где формировались мелководные отложения
буркаловской свиты (Буров, Петрашксвич, 1971). Затем в Закарпатье
наступает континентальный режим с отложением конгломератов (тере-
.шульская свита).
В начале тортона в Закарпатье в результате интенсивной вулкани-
ческой деятельности с параллельным образованием продольных и попе-
речных разломов и опусканий крупных блоков откладываются мощные
толщи вулканогенно-осадочных морских образований. Закарпатье ста-
новится областью погружения и осадконакопления до конца плиоцена.
Переход от тортонского к сарматскому времени характеризуется сменой
морского режима солоповатоводным. В это время терригенные осадки
<!меняются мощной толщей каменной соли (тсребляпская свита).
В начале паннона интенсивные опускания охватили Паинонскую
впадину. С этого времени в Закарпатье устанавливаются, озерно-болот-
ные условия и отлагаются нестроцветные глины и конгломераты.
<3 верхнего плиоцена происходит опускание западной части прогиба с
образованием разломов и мощной вулканической деятельностью. Верх-
неплноценовое время отличается от более раннего накоплением пресно-
водных песчано-глипистых угленосных отложений.
Домезозойский магматизм проявлялся в Мармарошском и Чивчин-
ском массивах. Породы представлены здесь амфиболитами, гранитами
л ортогнейсами, относящимися по возрасту к докембрию и палеозою,
точнее к эпохе байкальской (раховской) складчатости.
Мезозойский магматизм развит почти во всех структурно-фациаль-
ных зонах, а также в Мармарошской зоне и Закарпатском внутреннем
прогибе (Круглов, 1971). Все магматические породы объединены в од-
ну офиолитовую формацию. Это интрузивные основные породы, пред-
<тавленные диабазами, габбро-диабазами, габбро-диоритами, туфо-диа-
базами, реже ультраосновные породы — серпентиниты.
Магматизм палеогенового времени проявился в Закарпатском внут-
реннем прогибе в зоне Мармарошских утесов, в Скибовой и Силезской
зонах. Породы представлены выветрелыми мелкообломочными туфами
и туффитами кислого состава, выходящими на поверхность в бассейне
р. Рика и на водоразделе между реками Теребля и Малая Угольная.
В неогене магматизм широко развит в пределах Закарпатского внут-
реннего прогиба. Он связан с тектонической активностью орогенного
этана развития. Б. В. Мерлич и С. М. Спитковская (1971) выделяют
4 фазы вулканизма.
307
Первая фаза вулканизма характеризуется складчатостью, которая
произошла на границе палеогена и неогена, в результате чего последо-
вало поднятие флишевой геосинклинали и развитие Закарпатского про-
гиба. Этот процесс сопровождался дифференцированными движениями
блоков вдоль крупных расколов, окаймляющих прогиб. Вторая фаза
вулканизма отделена от первой слабыми складчатыми движениями,
развивающимися в верхнем тортоне—нижнем сармате. Третья фаза
вулканизма приурочена к верхнему паннону — левантину и сопровож-
далась образованием Выгорлат-Гутинской гряды, а также возникнове-
нием новых разломов. Один из таких разломов северо-западного на-
правления разделяет Закарпатскую впадину на две части: Чопскую и
Солотвннскую. Четвертая фаза вулканизма левантинского возраста от-
делена от предыдущей молодой верхнеплиоценовой стадией тектониче-
ских движений излиянием основной магмы.
Вулканические породы неогенового возраста представлены плагио-
липарнтовыми туфами с подчиненными прослоями мергелей и аргилли-
тов, залегающих на мезозойских и палеогеновых отложениях Закарпат-
ского фундамента. Общая мощность этих образований 200—400, места-
ми до 700 м.
Вулканические породы нижнего сармата представлены комплексом
основных пород: лавами аидезито-базальтов и андезитов. Этот комплекс
пород образует цепь погребенных вулканов на юге Чопской впадины с
небольшими выходами на дневную поверхность. Породы эти отлагались
в морских условиях, на что указывает примесь заполнителя, состоящего
из карбоната и халцедона. Вулканические отложения кислого состава
паннонского возраста формировались в условиях наземного режима и
представлены комплексом андезито-дацитов и дацитов.
Интрузивные образования в виде даек и штоков, приуроченные к
зонам глубинных разломов Закарпатья, состоят из комплексов пород
нижнего сармата (габбро-диабазы и днорит-порфириты) и паинона
(кварцевые диорит-порфиры, гранодиориты, порфириты и дациты).
Вулканические породы верхнего паннона представлены туфогепны-
ми толщами с подчиненными лавовыми отложениями, формировавши-
мися в пресноводных условиях, перемежающихся с морскими. Это преи-
мущественно потоки и покровы основных пород, состоящие из анлезн-
то-базальтов, пироксен-роговообманковых дацитов, липаритов, харак-
терные для Выгорлат-Гутинской гряды. Неогеновый цикл вулканизма
заканчивается излиянием основных пород (бужорскон свиты), пред-
ставленных апдезито-базальтами и их туфами, распространенными в
пределах Выгорлат-Гутинской гряды.
Геологическое строение Восточных Карпат характеризуется зако-
номерной сменой маломощной терригенно-карбонатной формации триа-
сово-юрского возраста мощными формациями флиша мел-палеогеиа и
молассовой — неогена.
В начале триасово-юрского времени на территории Восточных Кар-
пат началось интенсивное прогибание земной коры. На дислоцирован-
ных палеозойских породах стали откладываться терригенно-карбопат-
ные отложения. В нижнем мелу в области прогибания возникает узкая
зона поднятия, известная под названием Внутренней антиклинальной
зоны с Мармарошским массивом. В это время в узких прогибах откла-
дываются мощные флишевые отложения. Флишевый прогиб в конце па-
леогена—неогене под влиянием изменения тектонических условий пре-
вращается в территорию, где осадконакопление прекращается. Закар-
патская впадина в это время становится областью опускания, в которой
308
формирование мощных толш соленостях и молассовых отложений со-
провождается широким развитием вулканических излияний.
Для геосипклипалыюго этапа развития Восточных Карпат харак-
терно накопление мощной толщи пород флишевой формации, протекав-
шее в узких и глубоких прогибах мелового и палеогенового возраста.
Отложениям флишевой формации свойственны резкая фациальная сме-
на как по просгиранию, так и вкрсст простирания пород, а также раз-
нообразие структурно-фациальных зон, наличие глубинных разломов с
резкими дифференцированными движениями. Породы сильно дислоци-
рованы, обладают слоистостью и правильной ритмичностью. К сожале-
нию, до сих пор нет единой стратиграфической схемы деления флишевых
пород данного региона.
Выходы меловых отложений приурочены к зонам поднятия. Они
слагают ядра или крылья антиклинальных складок, с небольшими пло-
щадями распространения на дневной поверхности. В Закарпатском
внутреннем прогибе и Мармарошской зоне меловые и палеогеновые от-
ложения вскрыты только глубокими скважинами.
По А. А. Богданову (1954), в пределах Карпатской геосинклинали
выделяются три крупные тектонические зоны, отличающиеся друг от
друга геологическим строением: Внешняя антиклинальная зона, Цент-
ральная синклинальная зона и Внутренняя антиклинальная зона с яд-
ром, представленным Мармарошским кристаллическим массивом.
Дальнейшее изучение тектоники Восточных Карпат позволило вы-
делить внутри каждой из упомянутых зон фациально-структурные зоны
второго порядка: Скибовую во Внешней зоне, Силезскую, или Кроснеи-
скую, в Центральной зоне и во Внутренней зоне - Дукляпскую, Ма-
гурскую, Черногорскую, Поркулецкую, Раховскую, Пекинскую, Марма-
рошских утесов и Мармарошский кристаллический массив (рис. 1).
Рассмотрим геологическое строение фациально-структурных зон
Горных Карпат, сложенных флишевыми отложениями.
Скибовая зона характеризуется широким развитием складок —
скиб, последовательно надвинутых одна на другую с северо-запада на
юго-восток. Наибольшее распространение получили здесь комплексы
пород нижнего мела, состоящие из кремнистых и битуминозных аргил-
литов, переслаивающихся с алевролитами .и песчаниками. Комплекс
верхнего мела представлен глинисто-песчаным флишем с преобладани-
ем фации песчаного флиша. Мощность пород более 1200 м.
Палеоцен и эоцеп сложены массивными грубослоистыми зеленова-
то-серыми песчаниками, местами мелкозернистыми с преобладанием
пестроцветного песчано-глипистого флиша, мощностью более 650 м.
В северо-восточной части Горных Карпат флишевые отложения пред-
ставлены менилитовой фацией, состоящей из черных аргиллитов с про-
слоями песчаников и алевролитов. Аргиллиты при выветривании стано-
вятся тонколистоватыми с включением кристаллов гипса и выцветами
ярозита. В центральной части залегают песчаники толстослоистые, мас-
сивные. Мощность отложспий более 2000 м.
В Силезской зоне наибольшее распространение получила кроснсн-
ская толша, состоящая из песчаных и песчапо-глинистых пород, мощно-
стью свыше 1000 м. Это песчаники, алевролиты с прослоями голубовато-
серых известняков.
Дуклянская зона расположена к юго-западу от Силезской. В пиж-
пей части меловые отложения представлены аргиллитами почти черного
цвета, в верхней части — псстроцветными аргиллитами с прослоями
алевролитов. Мощность отложений более 1500 м. Палеоцен сложен тол-
стослоистыми разнозерпистыми песчаниками кварц-полимиктового со-
309
става, переходящими в груборитмичный зеленовато-серый флиш эоце-
на. Общая мощность их более 1000 м. Менилитовая свита олигоцена
представлена чередованием черных кремнистых плитчатых мергелей и
песчаников мощностью более 300 м. Кросиенская свита сложена рит-
мичным переслаиванием серых известковистых аргиллитов, слюдистых
алевролитов, песчаников и серых мергелей. Мощность более 400 м.
Рис. I. Схема тектонического районирования Восточных Карпат (составлена с ис-
пользованием схемы тектонического районирования Украинских Карпат УкрНИГРИ,
1969).
Регион I. Карнатский горно-складчатый: 1 — Скибовая зона; 2— Кросиенская, или
Силезская, зона; 3 — Черногорская зона; 4—Дуклянская зона; 5 — Магу рекам зона,
6 — Поркулецкая зона; 7 — Раховская зона; 8 — Мармарошский кристаллический
массив; 9— зона Мармарошсклх утесов; 10— зона Ленинских утесов.
Регион П. Закарпатский внутригорный прогиб: 11— вулканическая Выгорлат-Гутин-
ская гряда; 12— моноклинальная, или краевая, зона; 13 — Верхнетисепская’ (Солот-
винская) впадина; 14 — Паннонская межгорная впадина, или Венгерский средин-
ный массив; 15 — Чоп-Мукачевская впадина
Магурская зона палеоцен-эоцена характеризуется фациальной из-
менчивостью вкрест простирания. Палеоцен представлен флишем тонко-
ритмичным сероцветным с прослоями песчаников и темпо-серых аргил-
литов. Эоцен сложен песчаниками массивными слоистыми, переходящи-
ми в пестроцветныс аргиллиты, мощностью до 350 м.
Черногорская зона расположена на юго-востоке. Опа представлена
толщей аргиллитов черных неизвестковистых окремепелых верхнемело-
вого возраста мощностью более 800 м и песчано-глинистым палеогено-
вым флишем, переходящим в массивные толстослоистые разпозернистые
песчаники, мощностью более 400 м. Олиюцсиовые отложения отсутст-
вуют.
310
Поркулецкая зона с юга примыкает к Черногорской зоне Она ха-
рактеризуется мощной монотонной толщей нижнемеловых аргиллитов,
алевролитов и песчаников серой окраски. Верхний мел состоит из гру-
бослоистых песчаников, переходящих в глинисто-мергелистые отложе-
ния с прослоями известняков, мощностью до 600 м. Палеоген отсутст-
вует.
Раховская зона сложена нижнемеловыми отложениями, состоящи-
ми из аргиллитов с подчиненными им алевролитами и песчаниками, а
также песчаного комплекса толстослоистых песчаников, гравелитов и
конгломератов, в нижней части глинисто-карбонатными породами.
В зоне Пенинских утесов (Утесовая зона) нижний мел представлен
известняками с прослоями аргиллитов и мергелей. Верхний мел сложен
мергелями с прослоями песчаников пуховской свиты. Эоценовые отло-
жения залегают на размытой поверхности дислоцированных меловых от-
ложений. Это грубослоистые песчаники, переходящие в нижней части
в глинисто-мергелистые отложения с прослоями известняков. Мощность
их более 200 м.
Породы нижнего мела в зоне Мармарошских утесов представлены
известняками, алевролитами и конгломератами. Верхний мел сложен
той же пуховской свитой, что и Пекинские утесы, и соймульской свитой
песчаников и алевролитов. Мощность более 1000 м. Наибольшим рас-
пространением в подзоне Мармарошских утесов пользуются эоценовые
массивные песчаники серые слюдистые, переходящие в песчано-глинис-
тые отложения, состоящие из мергелей с линзами и прослоями песчани-
ков и алевролитов. Мощность отложений более 2000 м.
Мармарошский массив кроме кристаллических пород представлен
алевролитами, известняками и песчаниками нижнего мела, а также
алевролитами соймульской свиты верхнего мела. Палеоцен отсутствует.
Эоцен сложен в основном гравелитами, а олигоцен — черными аргилли-
тами и мергелями с прослоями песчаников и алевролитов. Мощность от-
ложений более 300 м.
Геологическая история Закарпатского внутреннего региона проте-
кала по сравнению с Горными Карпатами по-иному. В орогенный этан
развития в неогеновое время здесь отмечается опускание территории по
разломам с образованием мощных молассовых отложений миоцена и
плиоцена, сопровождаемых интрузиями и излиянием лав (Буров, Пет-
рашкевич, 1971).
Характерной особенностью геологического строения Закарпатского
внутреннего прогиба является значительное развитие вулканогенных
пород верхнего плиоцена с выходами па поверхность Выгорлат-Гутин-
ской гряды. Миоценовые и паннонские вулканические отложения разви-
ты вдоль западной и южной окраин Солотвинской и Чоп-Мукачсвской
впадин. В последней встречаются также и левантинские отложения.
Породы неогена с угловым несогласием залегают на отложениях па-
леозоя, мезозоя и палеогена, вскрытых на большой глубине скважи-
нами в районе Ужгорода и Бсрегово. Отложения неогена представлены
следующими ярусами и свитами. Бурдигальскому ярусу отвечает бурла-
ковская свита. Гельветский ярус состоит из терешульской и новосслец-
кой свит, в тортонский ярус входит тереблянская, солотвинская, терес-
веиская и басхевская свиты. Сарматский ярус представлен доробратов-
ской, луковской, алхмашской свитами, а в плиоцен входят изовская, ко-
шелевская, гутинская и илъиицкая свиты (рис. 2).
Верхний плейстоцен сложен аллювиальными отложениями первой,
второй и третьей надпойменных террас, широко распространенных в до-
311
Cue- 1 темах	1	4	г	Колонка	мац- кость	Краткая литологическая характер и стика	Формация	Геолого-teHenwec- ские комплексы
четка- 1 точная 1	пяебсто-1 1	воплей- I стоцен |	У опекая		1 л	Глины пестрые с прослоями песчани- ков и галечников	молассаая	песчана глинисты, континенталь- ный
				WWW V V V V V W W V V	Л	базальты, андезитобазалыпы	Вулканоген- ная	йазалыпоВый
ч <*> <а Л <ъ со <ь С	Плиоцен	ЛеИантин						
			Вч /gg	eT=\v v •flSfv v v MlA V V •.•.•.’.•.J' V v 7 v_v	%	глины с прослоями алевролитов^.• песчпникпв и	^^^дёмезаты, песчонит а^^~~р&езатвозальты, углей ^^^базалыпы, воциты, лияори и их типы	моласса -X Рая X ./вулкане Xгенная	песчано- глинистый, угленосный
		1	каиелЛ ская		80-350	Слипы, глинистые песчаники слетами углей. В линией части гр/ромрнистые песчаники, туры с прклеялш елин Конгломераты	tf О j 0 3 3 0 V 0 И!	у/ \ /*онэона1/пэ\<	песчано- глинис- тый, прсснаРойхс- юняатмолышй
								
	* «о 5Г <5> £		Язов- схая		30-98	Глины серые песчанистые с прослоями алеР- ролито!. песчашко/, muipol и туругиапР, изОестммЯ и лигнита		
				A. .A-				
		С армат	О		J	Глины серые с прклонми алейюлитоЛ лес- чатмР^^зРеапннкег, мерила, туры и		глинистый
				fc  wwmmi				
			Луков- аная		ч>	Глины серые, песчанистые, слю&ктые, карронатные е прослоями алеРролыпоР, /т/роР и туффита!		глинистый морской
				л? : Ji 4l:				
				X Mt Л ‘A1				
			дор евро mot ская	. — — —	i	Глины серые, слейоелюдистыс, с про- слоями сРетло- серых олеРротнтЛ, песчаниноб, местами туфы липарита- 8ые и коншмераты		глинистый
								
								
								
		Т орт он	КРИЗ -ргхзпд		«—	в	Глины серые, пепельно-серые тонкослоис- тые, с прослоями серых алеРролитоР,пес чаникоР и консломеротоР				—,—
				1?о.Г 1				
					•	• a				
			1 1	lj<lll ie:;:i I	до 900?	Глины серые, слоистые кирРонатньге, сладослнюистые с ярослоями разнюерас- тых слоистых ижстмРистых песчани- лоР и илеРралитаР ВульхоРеиная и ньягоРскоя toicPunai- нотяеморит и песчаники в пимней чкти - нанкоРская мРсРита - риолит - &щи- теРые тчты		песчано- гли- нистый, сгленкньш
				I				
								
			ююнпршою)		0QS-0Q1	Тотца череЗунпцихся серых а темна- серых слюристых, карРонатных глин с пре слтнч алеРрепитеР и разнозернистых аесчаникеР		песчано- глинистый
				•-h_—LrH-r1*				
				Я ж s=. = ж				
				—» — — *				
			Теревлянская	< <11'11 t<< ait Ли* Лиш Лиш	0SL-091	Каменная соль Аргиллиты темня-серые с прослоями песчаншпР, алеРрелитоР, реме туфвР и туфритаР. В камней час хш с Рхлмченоями гипса и ан- гидрита		селе косный
				•-.иск ни •||Г: ► ни :щ:> n i |ii.^iin				
		Гельвет ?	твоселицная	ПСИ IHj4, WjH н<!» и'	OOL-OL	Аргиллиты, туфы, туффиты и мер гели Квнеломераты с туфоРым цементт		аргиллита- туфовый
				= 1 — .—				
				X ’X ‘Л'Х ° о				
			й		0-100	Конеле мера т		конгломератовый
				.0 . .э . . о. • о » •© • •« .				
								
		W'	ком woxdfiq		*	Песчаники серые, разнозернистые, кар Зонатные, слюбктые с алевролитами и песчанистыми глинами		яесчоный
								
				r^J >ULUg*				
Риг 2. Стратиграфический разрез неогена Закарпатского внутреннего прогиба
линах рек Стрый, Опор, Свича. Это валунно-галечный и песчано-галеч-
ный материал мощностью до 70 м.
Голоценовые аллювиальные отложения слагают поймы рек и дости-
гают мощности 5—7 м. Они представлены песками, мелким галечником
и валунами различного состава, местами перекрытых слоем суглинка.
К нерасчлененным четвертичным отложениям различного генезиса
и литологического состава относятся элювиальные, пролювиальные и де-
лювиальные отложения. Они слагают склоны хребтов и возвышенностей,
покрывая почти сплошным чехлом дочетвертичные породы. В основном
состав этих отложений, мощность которых изменяется от 0,5—1 до 10—
25 м у подножия склонов, связан с литологическим составом подсти-
лающих пород.
Неотектоиика Восточных Карпат характеризуется сочетанием ко-
лебательных и интенсивных тектонических движений в палеогене и нео-
гене. Новейшие тектонические движения определили формирование ин-
женерно-геологических условий Восточных Карпат, где представлены
мощные континентальные глинисто-песчаные толщи, переслаивающиеся
с конгломератами.
И. Д. Гофштейн (1964) для флишевой зоны выделяет три фазы
складчатости: в начале миоцена, в верхнем тортоне и неогене (плио-
цене) .
В начале миоцена произошла основная складчатость, что привело
к образованию Горных Карпат. Периоды интенсивной денудации сме-
нялись периодами ее ослабления. В прогибах шло формирование и на-
копление тонкого глинистого материала. В это же время развивалась
продольная, речная сеть, связанная со структурными зонами Горных
Карпат. Поднятия происходили неравномерно. Наиболее приподнятым
был район Полонинских гор.
Верхнетортонская фаза характеризовалась выравниванием рельефа
с накоплением у подножия гор конгломератов.
Плиоценовая фаза складчатости отличалась крупными поднятиями,
носившими дифференцированный характер соответственно структурно-
тектоническим зонам. Поднятия сопровождались разломами и излияни-
ем эффузивов.. В плиоцене в Центральной зоне происходит глубокое
эрозионное расчленение Карпат с образованием продольных речных до-
лин. Одновременно по Внешней антиклинальной зоне Карпат формиру-
ются складки, надвинутые одна на другую по разрывам более чем на
10—15 км в сторону Предкарпатского прогиба.
В верхнем плиоцене в результате поднятий происходило формирова-
ние террас, а также перераспределение речной сети. Поперечные под-
нятия и разломы повлияли на перестройку продольной сети и способ-
ствовали росту поперечных долин. Климат в нижнем плиоцене был хо-
лоднее, чем в верхнем, что способствовало формированию поперечных
рек, связанных с максимальным оледенением.
В это время в Закарпатье происходило опускание с выравниванием
рельефа и накоплением мощной (до 3000 м) толщи молассы. Для Чоп-
ской впадины характерно опускание на 100—150 м, продолжающееся
вплоть до голоцена и сопровождаемое отложениями глин и галечников
чопской свиты. В Солотвинской впадине устанавливается континенталь-
ный режим. Здесь откладывается глинисто-туфогснная толща с прослоя-
ми лигнита, песчаников и гальки ильницкой свиты. С периодом активно-
го размыва совпадает отложение конгломератов терешульской и ньягов-
ской свит тортонского и нижнесарматского ярусов. В периоды тектони-
ческого покоя и ослабления эрозионных процессов происходило фор-
мирование поверхностей выравнивания. Во впадинах отлагались соле-
313
носные глины нижнего миоцена и лагунные песчано-глинистые отложе-
ния тереблянской свиты нижнего паннона.
И. Д. Гофштейн (1970) и Т. Ю. Пиотровская (1969) для Восточных
Карпат выделяют следующие денудационные поверхности выравнива-
ния: Бсскидская поверхность верхнетортонского возраста с пологими
вершинами хребтов высотой 800—1000 м (отн. выс. 250—400 м) и Под-
бескидская поверхность верхнеплиоценового возраста с абс. выс. 700—
750 м (оти. выс. 170—200 м).
На юго-западном склоне Карпат имеются три поверхности выравни-
вания: Кичсрская денудационная поверхность нижнепаниоиского возрас-
та в междуречье Тересвы и Теребли на уровне 500—750 м; Полонип-
ская поверхность верхнетортонского возраста на отметках 900 1000 м
над уровнем моря (отн. выс. 500—600 м) и древнеденудационная по-
верхность Урды нижнемиоценового возраста, расположенная на неболь-
ших участках водоразделов на высоте 750—900 м.
В Закарпатье выделяются три древних поверхности выравнивания:
Дикловская — эоплейстоцена с абс. выс. 400—485 м, расположенная в
междуречье Рики и Теребли у г. Мукачево; Шардинская — мезоилей-
стоцепового возраста с абс. выс. 260 м (отн. выс. 120 м) в междуречье
Тисы и Боржавы и Боронявская — эоплейстоценового возраста с отн.
етм. 200 м в междуречье Рики и Теребли.
Рельеф Восточных Карпат формировался в три этапа: миоцено-
вый, плиоценовый и четвертичный.
В начале миоценового времени в результате поднятия море покида-
ет Горные Карпаты, наступает континентальный режим. В середине
миоцена после поднятия происходит выравнивание рельефа Горных
Карпат с превышением отдельных его частей на 150—300 м. В это вре-
мя в Закарпатском внутреннем прогибе шло накопление мощной толщи
песчано-глинистых молассовых отложений, часть которых сносилась со
стороны Горных Карпат. Вынос материала с горной части Карпат про-
исходил по продольной речной сети. В это время в горных Карпатах су-
ществовал субтропический климат с большим количеством осадков и
интенсивными эрозионными процессами. Все это способствовало быст-
рому расчленению рельефа п накоплению мощных толщ моласс в За-
карпатском и Предкарпатском прогибах.
Конец миоцена и начало плиоцена — время создания современного
рельефа и развития продольной гидрографической сети, которая отве-
чала простираниям структурно-фациальных зои. В это время впервые
появляются поперечные речные долины. Плиоценовая поверхность пред-
ставляла собой расчлененный холмистый рельеф с наивысшими точка-
ми на юго-востоке Карпат и в Горганах. С конца паннона наступает
континентальный режим. Солотвинская впадина испытывает в это вре-
мя значительное поднятие.
В среднем плиоцене Чоп-Мукачевская впадина продолжает опус-
каться. На границе сочленения Закарпатского внутреннего прогиба и
Внутренней зоны Карпат активизируются вулканические процессы. На
территории Выгорлат-Гутинского хребта в результате деятельности мно-
гочисленных вулканов происходило накопление большого количества
вулканического материала.
На рубеже плиоцена и четвертичного периода произошло крупное
сводовое поднятие, которое привело к расчленению и перераспределению
существовавшей речной системы.
История формирования рельефа Восточных Карпат в четвертичное
время характеризуется общим поднятием. Г. И. Раскатов (1957) выде-
314
ляет четыре фазы развития рельефа: нижнсчствертичную, среднечетвер-
тичную, верхнечетвертичную и современную.
В нижнечетвертичное время происходит некоторое похолодание кли-
мата по сравнению с верхнеплиоценовым. Поднятие Восточных Карпат
в нижнечетвертичное время на 50—100 м привело к усилению глубинной
эрозии. Речные долины унаследовали прежнее расположение гидрогра-
фической сети с продольным и поперечным сечением долин по отноше-
нию к горным грядам.
В срсднечствертичное время наибольшее поднятие (50 60 м) про-
исходило в Центральной зоне. В Закарпатской впадине шло прогибание,
и только в юго-западной части Выгорлат-Гутинской гряды проявились
слабые движения положительного знака.
В верхнечетвертичное время развитие рельефа характеризовалось
углублением долин до 60 м. В это время отмечается оледенение, захва-
тившее Полонинские горы, Горганы, хребты Внешних Карпат и Мар-
марошский кристаллический массив. Снеговая линия доходила места-
ми до высоты 1500—1700 м. Долинные ледники спускались до абс. выс.
1000—1100 м. В Карпатах отмечаются следы двух оледенений, соответ-
ствующих рисскому и вюрмскому оледенениям.
В современный этап образовались первая надпойменная терраса,
высокая и низкая поймы. Большое влияние на формирование склоновых
отложений оказал климат, приведший к возникновению солифлюкцион-
ных делювиальных шлейфов, приуроченных к четвертой и пятой терра-
сам. Для Восточных Карпат характерно отсутствие единой денудацион-
ной поверхности.
Гидрогеологические условия Горных Карпат в конце миоцена фор-
мировались под влиянием денудации и размыва с вытеснением из пород
морских вод. Трещиноватость флишевых пород способствовала образо-
ванию инфильтрационных слабоминерализованных вод. Областью пи-
тания подземных вод являлась Центральная синклинальная зона мощ-
ностью до 500 м. По Н. И. Радько, А. Ф. Романюк, Т. С. Николаенко
(1971), условия формирования химического состава подземных вод рез-
ко меняются в пределах структурно-тектонических зон, ниже зоны ин-
тенсивного водообмена.
В Скибовой зоне с глубиной минерализация возрастает: на глубине
300 м она составляет 140—170 г/л, а на глубине более 500 м — 250—
270 г/л. По химическому составу воды хлорилпо-натриевые с высоким
содержанием брома и йода. Минерализация вод в Кроспенской зоне на
глубине 900—1000 м не превышает 10 г/л. Во Внутренних Карпатах
ниже зоны интенсивно» о водообмена до глубины 500 м залегает мощная
зона вод с минерализацией 5—22 г/л.
Главная роль в формировании химического состава подземных вод
в зонах интенсивного и замедленного водообмена принадлежит процес-
сам растворения и выщелачивания инфильтрационными водами солево-
го комплекса, а в зоне весьма затрудненного водообмена основное зна-
чение имеют седиментационные воды. В Закарпатском артезианском бас-
сейне зона интенсивного водообмена приурочена к молассовым отложе-
ниям неогена орогенного этапа развития.
Подземные воды четвертичных отложений пресные с минерализаци-
ей менее 1 г/л. По химическому составу воды гидрокарбонатно-кальцие-
вые, кальциево-магниевые и магнисво-натриевые. Формирование хими-
ческого состава вод происходит исключительно за счет растворения я
выщелачивания солей из водосодержащей толщи пород. Процессу ак-
тивизации растворения эффузивных пород способствует наличие в воде
углекислоты.
315
Подземные воды верхнего плиоцена пресные гидрокарбонатно-каль-
циевые, натриевые с минерализацией 0,5—0,6 г/л.
Подземные воды паннона с минерализацией до 1 г/л делятся по
составу на гидрокарбонатно-хлоридно-кальциево-натриевые и натриево-
кальциевые. Слабоминерализованные гидрокарбонатные воды смешан-
ного катионного состава развиты в миоценовых отложениях Солотвин-
ского бассейна. В Закарпатье мощность пресных вод равна в среднем
300 м, а на отдельных участках до 600 м, несколько уменьшаясь в со-
лянокупольных структурах.
Подземные воды сармата имеют различную минерализацию, хло-
ридно-натриевый и натриево-кальцисвый состав. В водах, кроме того,
обнаружен бром (20 мг/л) и йод (до 10 мг/л), а также газ — метан
(85—95%), наряду с которым в газовой фазе воды присутствует угле-
кислота в количестве от 0,1 до 2% и азот от 4 до 26%.
Подземные воды в отложениях тортона в Солотвинском артезиан-
ском бассейне по химическому составу являются хлоридно-натриевыми,
минерализация их увеличивается (до 370 г/л) по мере приближения к
соляным куполам. Хлор-бромный коэффициент изменяется от 1100 до
3000, что указывает на формирование этих вод в результате выщелачи-
вания соляных куполов. Количество растворенных газов составляет
50—53 мг/л.
Подземные воды палеогена залегают на глубинах до 1800 м (Ба-
бинец, Радько, 1971). Они изучены слабо.
В пределах геосинклинальной области Восточных Карпат распрост-
ранены метановые и азотио-мета новые, хлоридные, натриевые и натрие-
во-кальциевые воды с минерализацией от 15 до 35 г/л. Они залегают в
зонах замедленного водообмена в карбонатных и песчаных породах.
В них содержится бром и йод, с глубиной минерализация возрастает.
Углекислые минеральные воды типа «нарзан» встречаются в районе Уж-
города и в долинах Раховского района. Эти воды преимущественно прес-
ные или солоноватые с содержанием минеральных солей от 1 до 3 г/л.
Химический состав их гидрокарбонатный, кальциево-магниевый и каль-
циево-натриевый. Содержание углекислого газа в них колеблется от 0,8
до 2,9 г/л, приурочены они к песчаникам олигоцена.
Источники типа «боржоми» в Мукачевском и Свалявском районах
Закарпатья приурочены к трещиноватым песчаникам палеогена, обвод-
ненным на глубине 35—80 м. Минерализация гидрокарбонатно-натрие-
вых вод колеблется от 4,3 до 11 г/л.
Источники углекислых вод типа «ессентуки» встречаются в Хуст-
ском районе на участках внедрения магматических пород. Минерализа-
ция вод от 5,9 до 10,5 г/л, по химическому составу воды гидрокарбонат-
но-натриевые.
Воды типа «арзни» имеются в Закарпатье в долине р. Уж. Эти во-
ды хлоридно-натриевого состава, с минерализацией от 4,6 до 14,4 г/л,
приурочены они к аргиллитам и песчаникам верхнего палеоцена.
Термальные воды встречены в Закарпатье в отложениях неогена,
палеогена, мела, триаса и палеозоя. Наиболее перспективны воды нео-
гена, дебит скважин которых колеблется от 16 до 20 л/с (Месяц, Пан-
кратьева, 1971). В Чоп-Мукачевской впадине слаботермальные воды с
температурой 25° залегают на глубине 25 м, а на глубине 430 м их
температура повышается до 45° в районе Иршавы. Химический состав и
минерализация их различны — преобладают хлоридно-гидрокарбонат-
ные воды с минерализацией от 3 до 14 г/л.
Напорные термальные воды встречены в сармате на глубине 446 м
с температурой воды 39° при самоизливе с дебитом около 15 л/с в рай-
316
one с. Вильнивки. В районе г. Ужгорода в скважине ла глубине 1900—
1956 м температура воды достигала 120°, а на глубине 2285—2320 м в
отложениях миоцена встречены хлоридно-натриевые рассолы с минера-
лизацией до 150 г/л, в пластово-поровых водах температура достигала
127°.
Мсзокайнозойское время характеризуется преобладающим форми-
рованием флишевых пород, отличающихся значительной трещиновато-
стью и слабыми прочностными свойствами. С этими породами связано
активное проявление оползневых и селевых процессов. Интенсивные ко-
лебательные движения этого времени способствовали созданию своеоб-
разных форм рельефа, характеризующихся глубокими поперечными н
продольными долинами.
ГЛАВА 4
ФОРМИРОВАНИЕ ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИХ
УСЛОВИИ В ГОЛОЦЕНЕ И ИХ РЕГИОНАЛЬНЫЕ
ЗАКОНОМЕРНОСТИ
Современный этап развития территории Восточных Карпат в голоцено-
вое время характеризуется продолжением восходящих неотектонических
движений, достигающих 10 мм в год, и формированием различных гео-
лого-генетических комплексов четвертичных горных пород.
Неотектонические признаки отмечаются в рельефе в виде обрывис-
тых берегов рек, выходов в русле дочетвертичных пород и наличии эро-
зионных или цокольных террас. Для этого времени характерно формиро-
вание днищ современных долин с образованием первой террасы, высо-
кой и низкой пойм. В начале голоцена в Закарпатье происходило опус-
кание, что способствовало развитию высокой поймы, а в конце голоце-
на началось поднятие, которое вызвало врезание речных долин. Реч-
ные долины при углублении достигали отметок основания верхнечетвер-
тичных отложений, а местами и коренных пород (Демидюк, 1971). В го-
лоценовое время развитие речной сети остается прежним и лишь не-
большие изменения происходят в направлении течения рек, например
р. Веча перехватывается р. Славкой. В Чопской впадине в позднем го-
лоцене происходило опускание, сменившееся поднятием, сопровождаю-
щимся врезанием речных долин.
Неотсктоническая активность описываемой территории характеризо-
валась проявлением частых землетрясений, достигавших 8—9 баллов.
Эпицентры их были приурочены к глубинному разлому, связанному с
формированием внутреннего разлома, отделяющего Горные Карпаты от
Закарпатья, а также встречаются по разломам во Внутренних Карпа-
тах. В Горпых Карпатах зафиксированы единичные случаи землетрясе-
ний. Землетрясения меньшей силы (5—6 баллов), связанные с разлома-
ми, происходили в это время на юге современных Карпат и по другим
направлениям: Чоп—Берегово, Ужгород—/Цукачево, Берегово Мукаче-
во. Очаги землетрясений на поверхности приурочены к разломам зем-
ной коры. Слабой балльностью землетрясений отличается Выгорлат-
Гутинская гряда. К областям с наиболее интенсивными неотектонически-
ми движениями можно отнести Внутреннюю зону Карпат с отдельными
участками относительно замедленных поднятий (Гофштейн, 1964).
317
В Центральной зоне Карпат наиболее интенсивными поднятиями
характеризуются Водораздельные Горганы и Путиловское низкогорье,
а также Воловецкая верховика. Более слабо поднятия проявляются па
территории Верхнеднепровских Бескид.
Голоценовые отложения Горных Карпат отличаются незначительной-
мощностью, в Закарпатье мощности пород больше. К этим отложениям
относится аллювий первых надпойменных террас, пойм и русел рек,
оползневые, обвальные и осыпные накопления.
Аллювиальный геолого-генетический комплекс
поймы и первой надпойменной террасы представлен отложениями песча-
но-суглииистого состава с включением гравия и гальки. Мощность отло-
жений поймы 1--2 м, а первой надпойменной террасы — 2—3 м. Русло-
вой аллювий горного типа сложен гравийно-галечниковым материалом
песчаникового и алевролитового состава. Общая мощность этих отложе-
ний 6—10 м. Аллювий равнинного типа представлен песчано-глинистым’
комплексом пойменной фации, состоящей из глинистых песков, супесей,
суглинков и глин, мощностью до 10 м. Русловой аллювии равнинной фа-
ции сложен песчаным комплексом мелко- и среднезернистых песков с
гравием и галькой.
Современные оползневые накопления распростране-
ны в Солотвинской котловине в верховьях рек Уж, Латорица и Рике, а
также в депрессиях, разделяющих Скибовую и Полонинскую, а также
Вулканическую и Полонинскую зоны. Оползневые накопления характе-
ризуются грубообломочным материалом элювиально-делювиального и
делювиального генезиса. Мощность их не превышает 10—20 м.
Обвальные отложения представлены крупнообломочным
материалом и распространены преимущественно в горной части Карпат
у подножия Выгорлат-Гутинской гряды. Здесь выделяются глыбы об-
вального генезиса размером до нескольких десятков кубических метров
в поперечнике.
Осыпные отложения сложены щебнем, глыбами и дресвой
разнообразных пород флишевого комплекса и распространены у подно-
жия Выгорлат-Гутинской гряды, Горган и Бескид.
Селевые отложения представлены валунно-глыбовым ма-
териалом, состоящим из песчаников, глинистых сланцев, мелового и па-
леогенового флиша, а также метаморфических пород Они приурочены в
основном к бассейну р. Черемоша и Скиповой, Черногорской, Верховин-
ской, Покутско-Буковинской тектоническим зонам. Селевые отложения
грязе-каменного типа образуются из песчано-глинистых пород палеоге-
нового флиша в бассейне рек Тересвы, Рики, Боржавы. Селевые отло-
жения водно-каменного типа представлены главным образом валунно-
галечниковым аллювием и приурочены к бассейнам рек Стрый, Опора,
Свича и Быстрица.
Гидрогеологические условия
Водоносный горизонт современных аллювиальных отложений при-
урочен к геолого-генетическим комплексам русла, поймы и первой над-
пойменной террасы. В основном это песчано-гравийно-галсчпиковые от-
ложения, а также валунно-глыбовые в горной части. Глубина залега-
ния водоносного горизонта колеблется от 0,5 до 10 м. Воды обладают
выщелачивающей агрессивностью. Водообильность пород невысокая, де-
биты скважин изменяются от 0,6 л/с при понижении 1 м до 3,3 л/с при
понижении 4 м. Колодцы имеют совсем незначительные дебиты (0,006—
0,03 л/с при понижениях 0,05—1 м). Расходы родников составляют со-
318
тые и десятые доли лигра в секунду. Воды пресные, величина минера-
лизации 0,3—0,5 г/л. Преобладают воды гидрокарбопатпо-кальциевого
и кальциево-магпиевого составов, редко встречаются гидрокарбопатно-
сульфатно-кальциево-натриевые.
Современные геологические процессы и явления1
Развитие геологических процессов значительно усложняет весьма раз-
нообразные. инженерно-геологические условия Горных Карпат и Закар-
патья и часто наносит огромный ущерб народному хозяйству. При ин-
женерно-геологической оценке регионов необходимо учитывать возмож-
ность проявления процессов эрозии, оползней, обвалов, осыпей, селей,
снежных лавин и карста (рис. 3).
Рис. 3. Карта современных геологических процессов:
;__обвалы; 2—осыпи; 3 — оползни; 4— лавины; 5 — эрозия боковая; 6—эрозия
•опражная; 7—сели; 8 — заболачивание; 9 —карст карбонатный: 10—карст солевой;
11 — граница землетрясений силой свыше 6 баллов; /2—эпицентры землетрясений
силой свыше б баллов
Эрозионные процессы. Наибольшее развитие эрозионные процессы
получили на территории Горных Карпат, в Выгорлат-Гутинской гряде
я Верхнетисенской впадине (Пасулько, Наумов, 1963).
Развитию эрозионных процессов способствует преобладание поло-
жительных эпейрогенических движений в Горных Карпатах, в результа-
те которых глубина вреза речных долин достигает более. 400—500 м, уг-
лы наклона склонов от 5 до 30° и густота эрозионного расчленения их
до 5 км/км2 и более. Крутые склоны долин глубоковрезанных рек Кар-
пат расчленены многочисленными бороздами, рытвинами, а также овра-
1 Современные геологические процессы и явления описапы В. Н. Дубляиским,
Ф. А. Новосельским, Д. Н. Радецким, Ф. И Яворским.
319
гами, ложбинами. Начальные формы эрозии — борозды, рытвины чатце
всего встречаются на незадернованных склонах. Глубина их достигает
0,5—0,7 м, ширина 5 м, длина 200—300 м.
В верхней части речных долин развиты ложбины, представляющие
собой линейно-вытянутые понижения шириной несколько метров или
десятков метров с весьма пологими склонами, в верхней части без ясно
выраженного перегиба, в нижней — склон незаметно сливается с дни-
щем. Глубина ложбин до нескольких метров. Они задренированы н яв-
ляются руслами временных водотоков.
Значительные уклоны местности способствуют широкому развитию
оврагов в легкоразмываемых делювиальных суглинках. Густота эрози-
онного расчленения на северном склоне Выгорлат-Гутинского хребта и
долины Тисы достигает 4,6—7 км на 1 км2; в районе с. Вильховка —
3,5—5 км/км2, а на склонах хребта Гат — 2,3—3,5 км/к.м2. Наибольшим
развитием здесь пользуются овраги различных форм: донные — от не-
скольких сотен метров до 1,5—2 км; береговые и приводораздельные
(склоновые), длина которых достигает 70—200 м, глубина 10—15 м, ши-
рина 8—25 м; придорожные овраги и промоины глубиной до 4 м и ши-
риной до 5 м, наиболее интенсивно развитые в пределах распростране-
ния рыхлой коры выветривания вулканических пород.
Среднегодовой линейный прирост для береговых и приводораздель-
ных оврагов составляет 2,3 -3,7 м, а их притоков — 1,2—2,2 м. Эро-
зионные процессы получили широкое развитие и в пределах Верхпети-
сспской впадины. Здесь густота горизонтального расчленения, превы-
шающая 2 км/км2, охватывает 67% территории, а глубина его, состав-
ляющая 80—280 м, достигает 64,2% территории.
Плоскостной смыв господствует на выположенных привер-
шинных склонах, которым свойственны незначительные углы наклопа
(до 10°), выпуклая форма и сравнительно большая мощность толши по-
кровных отложений с преобладанием суглинистого материала.
Сели. Для территории Горных Карпат характерна значительная
годовая сумма осадков, составляющая в зависимости от высоты 800—
1500 мм, поэтому как в горной зоне, так и в предгорьях часто проходят
селевые паводки с насыщенностью твердой составляющей до 300—400 кг
на 1 м3 воды. В разных районах Карпат селевые потоки за последние
45—50 лет наблюдались не менее чем один раз в 15 лет. Катастрофиче-
ские сели проходили в 1927 г. (бассейн р. Черемош), 1947—1948 гг.
(бассейн р. Тисы), 1959 г. (бассейн р. Прут), 1969 г. (бассейны Днест-
ра, Прута). Количество селей и их интенсивность постоянно возраста-
ют. Всего в Карпатах выявлено 219 селевых водосборов.
Чаще всего сели возникают при продолжительных дождях, сопро-
вождаемых короткими ливнями интенсивностью 0,8—1,2 мм/мин и более.
Суточные максимумы и максимальная интенсивность ливней, обуслов-
ливающих образование селей, могут изменяться в широких пределах —
от 50 до 300 мм и более и от 0,3 до 5 мм/мин н более. Такой широкий
диапазон селеобразующих осадков в Карпатах свидетельствует о мно-
гообразии сочетаний природных факторов, влияющих на их образо-
вание.
В условиях резко расчлененного горного рельефа, значительных
врезов речных долин, развития площадей, лишенных растительности, ос-
новным геологическим фактором, обусловливающим возможность фор-
мирования селевых потоков, является петрографический состав горных
пород и их состояние. Выделяются две группы пород: 1) породы, устой-
чивые к выветриванию и размыву (песчаники, известняки, эффузивные
и интрузивные породы); 2) породы, которые относительно легко подда-
320
ются выветриванию н размыву (аргиллиты, алевролиты, глины и неко-
торые разности туфов и конгломератов). Многочисленные тектонические
разрывные нарушения в скальных и полускальных породах, осложнен-
ных складчатостью высоких порядков, обычно сопровождаются зонами
повышенной трещиноватости, что способствует усилению процессов вы-
ветривания горных пород и накоплению нх продуктов у подножий кру-
тых склонов и в руслах рек. Годовой снос рыхлого и обломочного мате-
риала с площади селевых водосборов, полученный методами аналогии,
замеров конусов выноса и определением объемов наносов в прудах и во-
дохранилищах, составляет 600—2300 м3/км2.
Основными типами селевых очагов в Карпатах являются водно-ак-
кумулятивные (скопления пролювия и аллювия в тальвегах), денудаци-
онные (участки интенсивного выветривания и эрозии), а также гравита-
ционные (оползни, осыпи, рбвалы, снежные лавины). В Карпатах пре-
обладают (90% случаев) рели объемом до 10000—20000 м3 и редко
(10%) проходят сели с объемами выноса 20000—100000 м3.
При анализе морфологических характеристик конусов выноса иа
территории Восточных Карпат А. Н. Олиферов (1969) выделил две их
группы.
Конусы выноса ручьев и малых водотоков, возникающие в молодых
долинах и оврагах с интенсивной дойной эрозией и активным развити-
ем гравитационных селевых очагов преимущественно мелкообломочно-
го состава. Они имеют небольшое протяжение, значительную мощность,
и характерную веерообразную форму в плане.
Копусы выноса отложений горных рек представлены речным аллю-
вием с включением крупных глыб. На коротких притоках часто селевые
выносы доходят до реки и уносятся ею. На многих карпатских реках
выпадение наносов из селевого потока происходит в местдх расширения
долины и русла, где снижаются скорости и ослабевает несущая сила
потока (реки Биеков и Бережница — притоки рок Черемош и Черный
Черемош).
Между длиной конуса и протяженностью селевого водотока выявле-
на сравнительно тесная зависимость (г=0,77). Аналогичная связь ус-
тановлена между длиной конуса выноса и площадью водосбора (г=
=0,88). Поверхность селевых конусов неровная, изборожденная про-
моинами. Нередко образуются каменные валы. В поперечном разрезе
ряда конусов выноса выделяются 2- 3 разновозрастных слоя, что ука-
зывает на неоднократную регенерацию селя.
Продольные уклоны копусов выноса изменяются па разных водото-
ках от 0,29 до 0,009. Причем крутые уклоны присущи конусам выноса
малых ручьев, а пологие — селевым рекам. Средняя мощность копусов
выноса около 1,5 м, а максимальная — 8,8 м. Селевый материал откла-
дывается не только па конусе выноса, но и в других формах аккумуля-
тивного рельефа в средней и нижней частях селевых водотоков. Селевые
отложения в конусах выноса карпатских селей плохо отсортированы.
Коэффициент их сортировки, как правило, большой и изменяется от 4—5
до нескольких десятков.
На территории Восточных Карпат по интенсивности селевых павод-
ков, показателям числа очагов селепроявления и общей селсактивпости
выделено три селеопасных районах (Поляков, 1959; Айзенберг, 1972;
Айзенберг и др., 1971).
Юго-восточный район охватывает Покутско-Буковнпские
Карпаты и северо-восточные склоны Черногорского хребта и Чивин.
Здесь селевые потоки проходят наиболее часто (один раз в 1—5 лет)
321
я весьма интенсивны; по составу преобладают водно-каменные, реже
грязе-каменные сели.
Юго-западный район приурочен к южным и юго-западным
-склонам Верховинского, Полонинского, Свидовецкого и Черногорского
хребтов. Он включает бассейны правобережных притоков Тисы. Нали-
чие глинисто-мергелистых порол и обильных осадков обусловливает в
этом районе интенсивные грязевые сели и частые грязе-каменные и вод-
яно-каменные сели меныпей интенсивности.
К северо-западному району отнесены северо-западные и
-северные склоны Бескид, Горган и Верховинского хребтов, которые ох-
ватывают верховья бассейна р. Днестр и его правобережные притоки.
Селевые потоки здесь весьма многочисленны и интенсивные в связи с
преобладанием флишевых пород, значительным ливневым стоком и
большой крутизной склонов. Здесь преобладают водно-каменные сели.
Оползни. В Горных Карпатах и Закарпатье выделяют по характе-
ру деформаций и механизму смещения оползневых пород, строению
оползневого массива, типу и форме поверхности оползневого смещения
следующие генетические типы оползней.
Блоковые оползни соскальзывания и выдавлива-
ния характеризуются большими размерами, которые исчисляются сот-
нями метров, редко километрами. Оползневые уступы достигают десят-
ков метров высоты. Поэтому в долинах горных рек на участках распро-
странения древних и современных оползней наблюдается характерный
•оползневой рельеф, нередко с 3—4 четко выраженными террасовидными
ступенями.
Оползни выдавливания и соскальзывания фиксируются в бассейне
р. Черемош. В 1927 г. к оз. Шибсны (верховья Черного Черемоша)
-спустился громадный оползень. Площадь его достигала 5 км2. В с. Крас-
ноилово в 1934 г. отмечена активизация стабилизировавшегося оползня
на склоне хр. Буковьен в долине р. Речка — правого притока Черного
Черемоша Длина оползня превышала 500 м при максимальной ширине
240 м. В окрестностях этого села существуют и другие активные ополз-
невые очаги. В среднем течении руч. Мозирный (бассейн Белого Чере-
моша) в 1968 г. А. Н. Олиферовым (1969) была обследована крупная
подвижка оползневого массива, перекрывающего долину на протяжении
100—120 м.
Ф. А. Новосельский изучал оползень сложного типа, который сфор-
мировался на правом склоне р. Черный Черемош в с. Верхние Ясеня.
Оползневой склон находится во фронтальной части Лунгульской чешуи
Окибовой зоны Карпат и сложен падающими в глубь склона под углом
50—60’ интенсивно трещиноватыми и выветрелыми на значительную
глубину флишевыми и флишоидными породами верхнего мела — палео-
гена. Нижняя часть склона представляет оползневую ступень высотой
30—40 м, образовавшуюся в голоценовое время и подмываемую рекой.
Она сложена сместившимися пакетами и блоками песчано-глинистых
верхнемеловых образований стрыйской серин мощностью 40—45 м. Верх-
няя часть залесенного крутого склона, расчлененного с востока и запада
оврагами, во время катастрофического ливневого паводка в июне 1969 г.
подверглась блоковым смещениям песчано-глинистого флиша и частич-
но массивно- н толстослоистых песчаников с глубиной захвата 20—30 м.
В результате образовался бугор выпирания с выходами подземных вод,
а остальная поверхность покрылась многочисленными трещинами растя-
жения и сжатия. Длина оползня по склону 0,8—1 км, площадь —
-0,35 км2. Объем пород, смещенных в 1969 г., достигал 12—15 млн. м3.
Данный оползень нанес большой ущерб. В тыловой части нижней древ-
322
неоползневой террасы были погребены два дома с пристройками, на ее
поверхности деформированы четыре здания.
В пределах упомянутой структурно-тектонической единицы в июле
1973 г. па правом древнеоползневом склоне долины р. Путила — право-
го притока Черемоша — вс. Усть-Путила произошла активизация уча-
стка площадью 4,6 ia. Объем смещенных масс составил 460 тыс. м3.
Смещение отдельных частей оползня происходило неравномерно, его.
скорость достигала 0,6—0,7 м/сут.
Вблизи р. Росток, в долине р. Черемош, имеются крупные актив-
ные блоковые оползни циркообразной формы размером 900X700 м па
левом склоне, 500X500 и 300x300 м на правом склоне. Мощность сме-
щенных масс 30 м. Блоковые оползни отмечаются также в долинах мно-
гих правых притоков Тисы, Прута, Стрыя, Быстриц Надворнянской и
Солотвинской и др.
В северо-восточной части Верхиетисенской впадины крутые блоко-
вые оползни связаны с молассами среднего миоцена, представленным»
глинисто-песчаными и конгломерато-песчано-глипистыми образования-
ми. Они характеризуются сравнительно пологим залеганием, соляным
диапиризмом и разрывным проявлением тектоники.
Два оползневых массива развиты иа правом берегу р. Тересва.
Оползень в окрестностях с. Бел аварца имеет циркообразную стенку от-
рыва шириной по хорде 700 м, высотой до 60 м. Длина его превышает
1 км. Второй оползень на склоне горы Полонинка имеет ровную отвес-
ную стенку отрыва шириной 370 м и высотой 40—50 м. Длина его так--
же больше 1 км. Расстояние между обоими оползнями 350 м.
И. Д. Гофштейн (1964) считает, что огромная масштабность явле-
ний и совпадение оползней с эницентральной зоной частых землетрясе-
ний позволяют предположить вероятность связи происхождения этих
оползней с землетрясениями.
Следующим генетическим типом являются оползни-потоки,
развивающиеся на относительно пологих склонах. Они характерны для
второй стадии формирования склона и возникают в ранее смещенных
породах или в силыювыветрелых дочетвертичных отложениях.
В формировании крупных вытянутых потоков большое значение
имеют эрозионные процессы, подготавливающие ложбины, по которым
идет снос и накопление смытого щебнисто-глинистого материала. Суще-
ственную роль при этом играют процессы оплывания, смыва, обрушения
и осыпания с обнаженных откосов — бортов эрозионно-оползневых лож-
бин. Основной характерной чертой описываемого типа оползней являет-
ся изменение консистенции и уменьшение сопротивления сдвигу вследст-
вие увлажнения дождевыми, снеговыми и подземными водами почти
всей толщи щебнисто-глинистых масс и их последующее движение в ви-
де пластичного вязкого течения. Стабилизация этих оползней наступа-
ет при средней крутизне склона 6—10°.
Оползни-потоки зафиксированы также в бассейнах рек Черемош,
Прут (Ворохтинская и Делятинская котловины), Черная Тиса (Ясин-
ская котловина), Свича (Выгодская котловина), Опор (Тухольская кот-
ловина). Здесь проявлению оползней способствует широкое развитие
глинистого флиша олигоценового возраста и сложподислоцироваиных
верхнемеловых пород стрыйской серии.
Детальные исследования Ф. А. Новосельским крупного оползня-по-
тока, сформировавшегося в верхнем плейстоцене — голоцене на левом
склоне долины р. Черемош в с. Хороцово, выявили, что длина его по
склону 1,6—2 км, площадь 0,56 км2, объем 8,5 млн. м’. Мощность ополз-
невых глыбово-щебнисто-глинистых образований достигает 15—20 м.
323.
Количество крупнообломочного материала увеличивается с глубиной.
Нижияя часть оползня активизируется при подмыве основания рекой во
время паводка.
Оползни покровных образований в глинистых породах, происходящие
в виде оплывин, наиболее часты на территории Горных Карпат, Верхпе-
тисенской впадины и Выгорлат-Гутннского хребта.
Оплыви ны приурочены к верховьям оврагов с постоянными во-
дотоками, выходами подземных вод па склонах, языками современных
оползней, нижними частями крутых подмываемых склонов.
Среди четвертичных отложений разного генезиса, подвергающихся
оплыванию, наиболее развиты круннообломочныс породы, которые со-
держат 10% и более частиц диаметром свыше 2 мм. Наличие крупно-
обломочных включений, которые имеют незначительную, но постоянную
влажность, не изменяющуюся при дополнительном увлажнении, дает
возможность мелкозему переходить из одного состояния в другое при
небольших поступлениях воды — тем меньших, чем большее количест-
во грубых частиц содержится в породе.
Оползни-оплывипы отличаются на Карпатах значительной глубиной
захвата (до 5—8 м) и имеют характерную форму (стенку отрыва, ополз-
невое корыто и оползневой язык). Площадь их обычно 10—100 м2, иног-
да достигает 1500 м2. Объем десятки — сотни, реже несколько тысяч ку-
бических метров. Они формируются па относительно крутых (более 20—
25°) склонах речных долин в покровной маломощной делювиальной тол-
ще. Во время выпадения обильных осадков в местах выклинивания под-
земных вод суглинистые породы переходят в текучепластичное состоя-
ние и оплывают по склону, иногда с большой скоростью. Сплыви харак-
теризуются небольшими размерами (от 1—2 до 5 м по хорде), незна-
чительной глубиной захвата (от 0,4—1 до 1,5 м) и малой протяженно-
стью. Они формируют на склоне волнистый микрорельеф.
Обвалы распространены в наиболее поднятых и расчлененных
эрозией структурно-тектонических зонах складчатой области Карпат:
Черногорской, Магурской, Раховской, Скибовон, Поркулецкой, Дукляп-
ской и Мармарошском кристаллическом массиве. Они приурочены к вы-
соким крутым (от 40 50 до 90°) склонам долин рек Прут, Тиса, Чере-
мош, Стрый, Быстрица Надворнянская и Солотвинская, Свича, Рика,
Опор, Веча, сложенных массивными и толстослоистыми песчаниками,
известняками мел — палеогена и кристаллическими породами палеозоя.
Эти сложнодислоцированные породы разбиты густой сетью трещин раз-
личного генезиса и превращены в глыбы (до 1—1,5 м) и крупный ще-
бень, между которыми иногда зажаты аргиллиты. Возникновение обва-
лов вызывается, как правило, значительными осадками в виде дождя и
снега, а также сильными ветрами.
Объемы смещенных масс достигают порядка единиц — десятков ку-
бических метров. Крупные обвалы (более 1000—1200 м3) встречаются
редко. Такие обвалы известны в Горганах (вблизи горы Стреминос), где
возникли два небольших заваленных озера; на Черном Черемоше, выше
впадины р. Речка, где обвал перекрыл долину реки в верхнеплейстоце-
новое время.
В долинах Черемоша, верховий Прута, Ломницы, Боржавы в преде-
лах Скибовой и Черногорской зон на местных узких водоразделах, ко-
торые покрывались миндельским (?) и рисским i-орными ледниками,
развиты каменные россыпи типа курумов. Эти своеобразные перигляци-
альные формы созданы интенсивным морозным выветриванием массив-
ных и толетослоистых пород палеогена, смещавшихся под влиянием гра-
витации в среднем и верхнем плейстоцене. Крутизна склонов, сложеп-
324
мых крупнообломочным материалом, не превышает 30—40°. Объем
отдельных глыб достигает 7—10 м3; мелкий щебень, как правило, отсут-
ствует.
Осыпи формируются на склонах горных хребтов, ледниковых цир-
ков и речных долин в тех местах, где обнажаются пласты мелкоритмич-
ного верхпемелового, эоценового и олигоцепового флиша. Наиболее ин-
тенсивно они образуются в пределах развития кроспенской серии н ме-
лилитовой свиты олигоцена, в разрезе которых доминируют аргиллиты
и алевролиты, обладающие низкой противодепудациопной стойкостью.
Так, по данным А. А. Клюкина (1967), скорость выветривания меняли-
товых слапцсв составляет около 0,075 м3 с 1 м2 в год. Формирование
осыпей во флишевых породах других свит происходит более медленно,
наблюдать непосредственно процесс осыпания можно лишь па очень
больших обрывах, где склон приобретает характер обвально-осыпного.
Угол наклона поверхности осыпей (36—38°) близок к среднему уг-
лу естественного откоса пород, слагающих ее. Поэтому коэффициент
подвижности осыпей Карпат изменяется от 0,8 до 1, и все они относятся
к классу достаточно подвижных.
В периоды снеготаяния и затяжных дождей при переувлажнении
мелкозема осыпей на отдельных участках склонов отмечается их смеще-
ние непосредственно в русла ручьев и рек.
Наиболее часто осыпи встречаются иа крутых склонах Торга и, лево-
бережье Быстрицы Надворнянской около г. Надворная, в долине Че-
ремоша и Осливы, в верховьях долин ручьев Свидовец, Косовка, Флаи-
тус (бассейн Тисы), Копчин (бассейн Прута), а также ледниковых цир-
ков гор Догяска, Близница, Стиг.
Лавины. В общей сложности на территории Восточных Карпат
выявлено около 400 лавипных очагов, причем наиболее лавииоопаспымй
являются массив Черногора, хребты Полонинский, Свидовец и Горганы
(Айзенберг и др., 1971; Новиков, 1970). В пределах хр. Горганы выявле-
но 132 лавиииых очага.
Объемы лавин, сошедших в разное время с Черпогоры и Полонии-
ского хребта, изменялись от 10 до 300 тыс. м3. В верховьях р. Быстрина
Надворняпская и в районе городов Браткорска-Дюже и Добошанка объ-
ем конусов выноса достигал 150 тыс. м3. Объем снежного обвала в рай-
оне горы Говерла (на перемычке с горой Петрос) в 1958 г. составил
около 1,5 млн. м3. Весной 1968 г. с каррового участка между горами
Пожижевская и Брецкул на район предполагавшегося строительства
спортивного комплекса «Говерла» сошла лавина объемом примерно
300 тыс. м3.
Период схода в основном приходится па февраль — март, так как
к этому времени в горах накапливается значительное количество снега.
Главную роль в образовании играют метеорологические факторы, а так-
же ориентация склонов. На южных склонах днем при нагревании снег
подтаивает, затем ночью при охлаждении образуется ледяная корка и
наст. Выпавший на такую поверхность снег под влиянием силы тяже-
сти легко соскальзывает вниз; На таких склонах лавины чаще всего схо-
дят после обильных снегопадов.
Из других факторов, способствующих формированию и сходу лавин,
важную роль играет рельеф, его высота и крутизна, степень расчленен-
ности, глубина вреза. Наиболее лавиноопасные хребты имеют надвнго-
вую структуру, выражающуюся в асимметрии склонов (северо-восточные
склоны крутые, юго-западиые — пологие).
325
Важным фактором, способствующим сходу лавин, является харак-
тер подстилающей поверхности. Мелкообломочные осыпи па склонах
и гладкие каменные поверхности облегчают образование лавин.
Значительное влияние на лавинообразовапие оказывают геоботани-
ческие факторы (наличие безлесных альпийских и субальпийских лу-
гов— полонии с травянистой н мелкокустарпиковой растительностью).
Интенсификации снежных лавин способствует увеличение оголяемых
лесоразрабатываемых площадей.
Наиболее распространены на Карпатах лотковые лавины и лавины
осова (снежные оползни со всей поверхности склона), реже встречаются
прыгающие и падающие лавины. Наибольшее количество обломочного
материала сносится влажными и мокрыми лавинами. Основная часть
твердого материала доставляется лотковыми лавинами, которые сходят
по руслам потоков.
Ф. И. Яворский на основе изучения и анализа причин, вызывающих
развитие всех этих процессов, устанавливает как главнейшую из них
рельеф местности. Автор предлагает схему морфометрического райони-
рования территории Карпат (табл. 1; рис. 4), где в сочетании с геоло-
гическим строением, гидрогеологическими и климатическими условиями'
он дает прогнозную оценку возможного развития современных геологи-
ческих процессов.
Спежпые лавины развиваются на склонах крутизпой 25—55°, как
правило, на территориях с глубоким вертикальным расчленением. Это>
характерно для районов Черногоры, Свидовца, Приводораздельных Гор-
ган, Полонинского хребта (районы 8—11, табл. 1). Иногда возможно'
возникновение снежных лавин и при углах наклона склонов 20—25°
(район 7), но для этого необходимо глубокое вертикальное расчленение
территории. При отсутствии последнего даже при углах 30—40° иногда
может произойти незначительное оползание (обвал) снежного покрова.
Это наблюдается в северо-западной части Сколевых Бескид и западной
части Полонинского хребта. Очень редко вследствие затрудненности,
скопления снега могут образовываться лавины и на склонах крутизной?
более 55°. Районы развития снежных лавин часто совпадают с местами-
прохождения селевых потоков.
Селн приурочены к районам с глубоким вертикальным расчленением
рельефа, большими углами наклона склонов, значительным количеством
атмосферных осадков в виде дождя и наличием горных пород, легко
поддающихся выветриванию. Особенно интенсивно в Карпатах подда-
ются выветриванию флишевые отложения палеогена и мела, дающие
скопления вывстрслого материала. При углах наклона склонов менее
20° селевые потоки почти не возникают; это характерно для районов ак-
кумуляции и предгорий (районы 1—5, табл. 1). В основном селевые
потоки можно ожидать в районах, где преобладают углы наклона скло-
нов 30—40° и больше, вертикальное расчленение 800—1200 м и горизон-
тальное расчленение 0,8—1,6 км/км2, а годовое количество атмосферных
осадков превышает 1400 мм в год (районы 10—11).
Оползни, активизация которых предопределена наличием глинистых
пород, подземных вод и большими углами наклонов склона, развивают-
ся преимущественно на территории распространения песчаников и ар-
гиллитов мелового и палеогенового флиша.
Обвалы и осыпи, приуроченные к крутым глубокорасчлспенным
склонам, проявляются как следствие процессов выветривания. Забола-
чивание присуще территориям с малыми углами наклона и наличием
водоупорных пород. Эрозионные процессы проявляются в виде линейно-
326
го, плоскостного и бокового размыва, из которых для инженерных целей
большую опасность представляет боковая эрозия.
Карст. Поверхностные и подземные карстолроявления в пределах
Восточных Карпат распространены весьма неравномерно. Карстующие-
ся породы не имеют сплошного распространения, обнажаясь па поверх-
ности или залегая под маломощной толщей рыхлых покровных отложе-
ний на изолированных, обычно небольших по площади участках (Ива-
нов, 1965; Коржсневский, 1972). В пределах Горных Карпат карстую-
щие породы распространены в Чсрпогорско-Магурской и Пекинской зо-
нах, обнажаясь только в ядрах антиклинальных складок.
Выходы триасово-юрских карбонатных отложений, представленные
известняками и доломитами, встречаются в Раховском массиве в бассей-
не р. Уголька и в Чивчинскнх горах. В карьерах Свалявского и При-
боржавского участков обнажены небольшие карстовые полости, при-
уроченные главным образом к тектонической трещиноватости верхне-
морских известняков. В пределах Перечинского участка установлено на-
личие поглощения современного стока в поноры и интенсивное движение
трещинно-карстовых вод ниже уровня местного базиса эрозии.
Интенсивная горизонтальная (0,8- 1,2 км/км2) н вертикальная (до
400 м) расчлененность рельефа при небольшой площади карбонатных
блоков (до 0,10 км2) препятствует значительному инфильтрационному
питанию с местных водосборов. Поэтому единственной поверхностной
карстовой формой являются немногочисленные желоба и карры на круп-
ных склонах известняковых утесов (Иванов, 1967). Формирование кар-
стовых полостей Утесового района происходило иод влиянием поглоще-
ния транзитного речного стока и скудного питания инфильтрационными
и конденсационными водами. Карстовые полости Утесового района рас-
полагаются несколькими группами в утесах левого и правого склопов
долины р. Малая Уголька и правого склона долины р. Большая Уголь-
ка на отн. выс. 65—408 м (Дублянский, 1971). Пещеры-поноры, распо-
лагающиеся на северных склонах утесов, имеют небольшие размеры:
длина 10 35 м, площадь 12—120 м2, объем 24—270 м3. Все пещеры за-
ложены по тектоническим трещинам. Размеры вскрытых пещер колеб-
лются в широких пределах (длина 12—220 м, площадь 25—405 м2, объ-
ем 65—2135 м3).
Наиболее сложна морфология вскрытой пещеры Дружба. Вход в
нее имеет вид небольшой воронки в отложениях соимульской свиты, пе-
рекрывающих склон утеса. Со дна воронки начинается отвесный колодец
глубиной 20 м в массивных юрских известняках, выводящий в довольно
большой зал с глыбовым завалом на дне. Под ним начинаются несколь-
ко щелеподобных ходов, использующих тектонические трещины прости-
рания 90—120°; 270 300; 310—20; 50—70°. Некоторые ходы заполнены
плохо отсортированным щебнисто-глинистым материалом, в котором
встречаются глыбы серо-зеленых серицит-хлоритовых палеозойских
сланцев. Стены зала и юго-восточной галереи украшены многочислен-
ными сталактитами и отдельными каскадными натеками. Из северной и
юго-восточной галереи вытекают два ручья, сливающиеся под глыбовым
завалом и уходящие в западную галерею. Опытами с окрашиванием
поверхностных водотоков флюоресцеином установлено, что в пределах
пещеры Дружба существуют изолированные трещинно-карстовые водо-
токи. Они располагаются в 5—10 м друг от друга по вертикали, пере-
крещиваются или имеют противоположное течение. Об изолированности
•свидетельствуют температурные, гидрохимические и биоспелеологичес-
кие данные. На южных, юго-восточных и юго-западных склонах утесов
располагаются 5 псщер-всточников. Их размеры также колеблются в
327
довольно широких пределах (длина 22—101 м, площадь 52 - 380 м2, объ-
ем 100—1250 м3). Наиболее интересны пещера Молочный камень и
сложная система Белых степ, состоящая из трех пещер.
Пещера Белокаменная имеет широкие округлые ходы, заложенные
главным образом по трещиноватости напластования. Пещеры Прекрас-
ная и Жемчужная заложены наклонно к падению пластов и имеют более.
Рис. 4. Схема морфометрического районирования территории Восточных Карпат (соста-
вил Ф. И. Яворский):
1 — снежные лавины; 2 — сели; 3—оползни; 4 — обвалы, осыпи; 5 — боковая эрозия;
6—границы районов; 7 — изогиеты атмосферных осадков
сложную морфологию. Натечные коры, располагающиеся на разных
участках, фиксируют количество этапов ос заполнения глиной и карбо-
натным материалом (Татаринов, Бачинский, 1968).
В трещинно-карстовых коллекторах Северной утесовой зоны проис-
ходит конденсация влаги. Однако конденсационная влага, являясь ак-
тивным агентом вторичной моделировки карстовых полостей, не играет
существенной роли в формировании подземных вод (модуль конденса-
ционного стока 0,023—0,024 л/с*км2).
Подземные карстовые водотоки Северной утесовой зоны имеют
сравнительно небольшую скорость (13,5—24,4 м/ч). Их химический со-
став преимущественно гидрокарбонатный кальциево-натриевый с мине-
рализацией 250—300 мг/л. При движении через толщу известняков под-
земные потоки увеличивают минерализацию до 360—390 мг/л, что соот-
ветствует горизонтальному градиенту выщелачивания 30 мг/л на 100м.
328
Таблица 1
Современные геологические процессы в зависимости от морфометрических показателей (составил Ф. И. Яворский)
Kt Об- лас- ти	Области	№ райо- на	Районы	Морфометрические показатели				Ожидаемая интеяснфикаиия современных геологических процессов
				угол накло на	вертикаль- ное расчле- нение, м	горизон- тальное расчлене- ние, км/км8	атмосфер- ные осадки. мм	
1	Равнинные поверх- ности Закарпатья с эрозионно-акку- мулятивным рель- ефом	1	современные речные долины	0-2	0—20	0,40—1,6	500—700	интенсивная боковая эрозия, оползни, оплывины, оврагообразования, заболачивания
		2	древнетеррасовые плоские равнины	2—8	20-40	0,4—1,4	700 -800	оползни, интенсивная боковая эрозия, оплывины, оврагообразова ния
		3	древнетеррасовые и предгор- ные равнины	4—12	20-40 100-200	0,8—1,2	700—800	оползни, интенсивная боковая эрозия, оплывины, оврагообразования, незначительный плоскост- ной смыв
II	Слабонаклонные по- верхности низко- горья и межгор- ные террасовые котловины с эро- зионно-ак кумуля- тивным рельефом	4	низкогорья и межгорные до- лины	8—16	100—200	0,8-1,4	800—1000	боковая и незначительная глубинная эрозия, оползни, овраги, оплывины, плоскостной смыв
		5	предгорья	8—20	100—200	0,8 -1,4	800—1000	оврагообразования, незначительная глубинная эро- зия, оползни, плоскостной смыв
		6	межгорные котловины и вул- канические низкогорья	16—20	200—400	1,2-1,4	1000-1200	глубинная эрозия, оползни, боковая и плоскост- ная эрозия
III	Средненаклонные поверхности низ- когорья с эрози- онно-дснудавдон - ным рельефом	7	низкогорье незначительного вертикального расчленения	20—30	100-400	0,8—1,2	1000—1200	интенсивная глубинная эрозия, возможны осыпи, обвалы, лавины
		8	низкогорье повышенно! о вер- тикального расчленения	20—30	200-400	0,8—1,2	1000-1200	интенсивная глубинная и плоскоегная эрозия, возможны снежные лавины, осыпи, обвалы
IV	Крутопаклонныс по- верхности средне- горья с эрозион- но-денудацион- ным рельефом	9	среднегорье относительно глубокого вертикального расчленения	20—30	400—800	1,0—1,6	1000—1200	интенсивная глубинная и плоскостная эрозия, снежные лавины, сели, возможны осыпи, обвалы
		10	срсднегсрье глубокою вер- тикального расчленения	20-30	800—1200	0,8е 1 > 0	1200-1400	интенсивная глубинная и плоскостная эрозия, ин- тенсивное выветривание, осыпи, обвалы, снеж- ные лавины, сели
		И	альпийские расчленения	80—40	800—1200	0,8—1,6	1400—1600	интенсивная глубинная и плоскостная эрозия, вы- ветривание, снежные лавины, сели, осыпи, обвалы
В этом же направлении происходит повышение их температуры — ог
6,2—7,0 до 8,8—9,2° (гидротермический градиент 0,4*7100 м). Показа-
тель активности карстового процесса, по Н. В. Родионову (1972)', для
Угольского участка составляет 0,007% за 1000 лет, а величина карсто-
вой денудации — 21,8 мкм в год.
В Закарпатской впадине Верхнетисенская котловины выполнена-
мощной (1500—2000 м) толщей осадочных отложений миоцена с соле-
носными отложениями тереблииской свиты (верхний тортов) в низах
разреза. Для этой котловины типично развитие пологих антиклинальных
складок северо-западного простирания, осложненных разломами и на-
рушенных п ядрах мощными штоками каменной соли.
Соляной карст изучен только в пределах Солотвинской и Терсблин-
ской структур. Солотвинскос месторождение располагается в широкой
долине Тисы на первой и второй надпойменных террасах и представлено
соляным диапиром брахиантиклинальной складки. Площадь выходяще-
го на поверхность соляного штока достигает 1,2 км2. Шток асимметри-
чен: более пологое северо-восточное крыло (55°) и крутые остальные
крылья (до 85°). Крутое погружение сохраняется до глубины 700—800 м
с последующим переходом в пластовое залегание (Тащи, 1970). Шток
состоит из крутопадающих монолитных слоев белой и серовато-белой со-
ли, обогащенной глинистыми частицами. Среднее содержание нераст-
воримого остатка в соли 2—4%. Над соляным штоком залегает глинис-
тый кепрок мощностью до 20—30 м.
На Солотвинском месторождении имеется большое количество по-
верхностных и подземных карстовых форм. На участках выхода соли
непосредственно на поверхность земли развит открытый соляной карст.
К макроформам относятся карстовые останцы: соляные пирамиды, со-
ляные столы и соляные грибы. У подножия соляных остапцов образуют-
ся блюдце- и чашеобразные коррозийные воронки, часто сливающиеся в
узкие карстовые овраги длиной несколько десятков метров и глубиной
5—6 м. Иногда в этих же условиях над эксплуатационными камерам»
соляных рудников мелкого заложения возникают продольные воронки
конической формы глубиной 10—12 м в диаметром 20—30 м. На поверх-
ности соляных пород и перечисленных выше макроформ отмечены все-
возможные микроформы (Кореневский, 1961).
«Соляной мох» образуется в результате избирательного выщелачи-
вания соли атмосферными водами; соляные зубья и соляные карры —
при наличии оттока атмосферных осадков. Подобные микроформы име-
ют размеры от десятков миллиметров до 0,5—1,0 м и наиболее интен-
сивно образуются на наклонных поверхностях соли, значительно реже
встречаясь на горизонтальных н вертикальных участках.
В основании соляных остапцов, на выветрелых участках, утратив-
ших водоупорность, нередко образуются поноры. Размеры их в попереч-
ном сечении обычно не превышают 10—20 см, ориентировка преимуще-
ственно вертикальная. Поглощающие попоры часто возникают и над не-
глубоко залегающими горными выработками. Изредка в таких условиях
они преобразуются в карстовые колодцы глубиной 5—6 м. На участках,
где каменная соль перекрыта рыхлыми водопроницаемыми отложения-
ми, развит покрытый соляной карст. К поверхностным карстопроявле-
ниям относятся карстовые котловины, воронки и озера (Короткевич,
1964).
Карстовые котловины — это замкнутые или полузамкнутые пони-
жения, располагающиеся в нерастворимых породах, но возникшие при
подземном выщелачивании соли и последующем оседании перекрываю-
щих пород. Обычно они приурочены к соляным штокам. Котловина
330
«Черное болото» в восточной части Солотвилского купола имеет пло-
щадь 20 га при глубине 7—9 м. Борта ее сложены аллювиальными от-
ложениями, дно плоское, заболоченное. Уклон боковой поверхности со-
ляного штока здесь составляет 8—10°, а глубина залегания в средней
части котловины — 40 м.
Карстовые озера приурочены к солянокупольным структурам, за-
тронутым деятельностью человека. Карстовые озера в районе Теребли,
Данилова, Александровки, Нересницы возникли при обрушении старых
горных выработок. Диаметр их от 30—40 до 200 м (Солотвинское озе-
ро) , глубина до 8,2 м.
Провальные воронки образуются вследствие обрушения сводов под-
земных карстовых полостей или, значительно чаше, сводов горных вы-
работок. Диаметр их обычно нс превышает 12—15 м, глубина 8—10 м.
Карстово-суффозионныс воронки возникают в покрывающих соль рых-
лых водопроницаемых отложениях при наличии достаточного количест-
ва атмосферных осадков или других источников, обводнения покровной
толщи и при существовании зоны вертикальной циркуляции в соляном
теле. Такие воронки имеют блюдце- или циркообразлую форму при диа-
метре 30—40 м, циркообразпую форму при диаметре 10—14 м и глуби-
не до 3 м. Соляные пещеры вскрыты отдельными штольнями. Их воз-
никновение связано с активизацией движения рассолов в выветрелой зо-
не. Они имеют различную форму и размеры, однако обычно их высота
не превышает 1—10 м, ширина 3—5 м.
Сейсмические процессы. Одним из основных геологических процес-
сов Закарпатья, влияющих на строительство, является сейсмичность,
достигающая 7—8 баллов в районе Берсгово — Мукачево—Ужгород. Все
землетрясения мощностью 6 баллов и больше захватывают территорию
•от Солотвино до Ужгорода. С учетом сейсмичности данного района за-
стройка ведется зданиями пониженной этажности (не выше 4—5 эта-
жей).
ГЛАВА 5
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ
РАЙОНИРОВАНИЕ ВОСТОЧНЫХ КАРПАТ
Инженерно-геологическое районирование основано на общепризнанных
принципах выделения регионов по геоструктурному и областей по гео-
морфологическому признакам (Попов, 1963).
Восточные Карпаты входят в альпийскую геосинклипальную зону,
которая в широтном направлении протягивается за пределы Советскою
•Союза. Основные региональные инженерно-геологические закономерно-
сти Восточных Карпат заключаются в резком делении этой структуры
по геологическим особенностям и климатическим факторам. С учетом
этих особенностей Восточные Карпаты делятся на два инженерно-гео-
логических региона: Карпатский горно-складчатый и Закарпатский внут-
ригорный прогиб (рис. 5).
Регион А. Карпатский горно-складчатый регион характеризуется
прохладным и влажным климатом. Количество осадков от 800 до
1200 мм, с высотой увеличивается до 1600 мм. Среднегодовая темпера-
тура воздуха от 1 до 4°. Продолжительность зимы от 100 до 120 дней.
331
Снег на вершинах держится долго, вплоть до лета, местами достигая
2—3 м. С вершин гор берут начало такие крупные реки, как Днестр с
притоками, Быстрица, Стрый, Ломница, Прут, Тиса, Уж, Латорица, Те-
ресва. Регион характеризуется горными хребтами с отметками выше-
1000 м, расположенными согласно складчатости общего простирания от
северо-запада к юго-востоку. В юго-восточной части альпийский рельеф
Рис. 5. Схема инженерно-геологического районирования Восточных Карпат.
Регион А — Карпатский горно-складчатый.
I — область низкогорного и средяегорпого рельефа, а — низкогорпый рельеф: 1 - Всрх-
недпестровские Бескиды, 2 — Буковинские горы; 6— Стрыйско-Санская верховика; 7 —
Половецкая верховина; 8— Ворохта-Путиловское и дрсвнетеррасовос пизкогорьс; 9 —
Ясинская котловина; б — среднегорный рельеф: 3 — Сколевые Бескиды; 4 — Скибовые
('органы; 5 — Покутско-Буковинские горы; 10— Верховинский водораздельный хребет;
11 — Приводораздельные Горганы; 12 — Полонинскнс горы; 13 — Утссовые гряды: 14 —
Гринявская и Лоссовая гряды; в — среднегорпый альпийский рельеф: 15— Свидовца
и Черной горы, л — альпийский рельеф: 16— Мармарошский кристаллический массив;
17 — Чивчины.
Регион Б—Закарпатский впутригорный прогиб
1д — область низкогорного и холмистого вулканического рельефа Выгорлат-Гутипского
хребта (18); Не—область аллювиальной Чоп-Мукачепской равнины (20) с Ирвашской
котловиной (21); 1Пж — область ннзкогорного и террасового рельефа Верхнетисенской
котловины (19)
отличается глубоким расчленением долин с высокими отрывистыми
склонами. Растительность па вершинах выше 1600 м — субальпийские
луга и кустарники.
Карпатский горно-складчатый регион имеет сложное геологическое
строение и состоит из структурно-фациальных зон, протягивающихся с
северо-востока на юго-запад: Скибовую, Силезскую, Дуклянскую, Ма-
332
гурскую, Черногорскую, Поркулецкую, Раховскую, Мармарошский кри-
сталлический массив, .Мармарошских и Ленинских утесов (см. гл. III).
В геоморфологическом отношении Карпатский горно-складчатый
регион представляет собой область, характеризующуюся чередованием
низко- и среднегорного рельефа с глубоким расчленением поперечными
и продольными речными долинами (Цысь, 1963).
На севере области проходит полоса Бескидо-Буковинских гор с вы-
сотами 600—900 м, для которых характерно наличие густорасчлепенных
выровненных поверхностей. Гребни сложены более устойчивыми поро-
дами мелового и палеогенового флиша--песчаниками, а понижения —
в основном менилитовыми глинистыми породами. Формирование релье-
фа Бескид относится к концу олигоцена—началу нижнего миоцена.
К юго-востоку от Бескид расположены Покутско-Буковинскис Кар-
паты со среднегорным рельефом высотой от 900 до 1100 м. Горы имеют
крутые склоны, разделенные межгорными депрессиями и расчлененные
поперечными долинами. К юго-западу от Бескид простираются Горга-
ны— линейно-вытянутые хребты с высотами от 1000 до 1800 м, раз-
деленные узкими межгорными депрессиями. Глубина вреза долин дости-
гает 700—900 м. Наиболее высокие отметки Торган находятся в меж-
дуречье Ломницы и Быстрины. Склоны гор крутые, покрытые осыпями
и россыпями.
Ниже проходят Водораздельно-Верховинские горы, представляю-
щие собой слаборасчлененную полосу шириной до 30 км, сужающуюся
к юго-востоку до нескольких километров с отметками отдельных вер-
шин до 1200—1600 м. Для нее характерен рельеф с пологими мягкими
формами и отметками 600 -700 м. Сюда относятся Стрыйско-Санское
низкогорье, Воловецкая верховика, а также Ворохта-Путиловскоедрев-
петеррасовое низкогорье. В центральной зоне среднегорья проходит
Верховипский водораздельный хребет н горы приводораздельных
Горган.
К югу от Водораздельио-Верховипскнх гор протягивается Полонин-
ский хребет с группой гор: Черной, Свидовца, Гринявской и Лоссовой,
разделенных среднегорным рельефом. Наиболее высокими вершинами
Восточных Карпат являются Черная гора (2050 м) и Говерла (2026 м).
По склонам гор распространены каменные осыпи и россыпи и местами
наблюдаются ледниковые цирки и кары, связанные с оледенением плей-
стоценового времени.
На юго-востоке области расположены Мармарошский кристалли-
ческий массив, Чивчины и Утесовые гряды. Мармарошский кристалли-
ческий массив с отметками поверхности до 1000 м имеет отвесные кру-
тые склоны с острыми скалистыми вершинами и выработанными в них
ледниковыми цирками. Массив Чивчины представляет собой группу не-
высоких хребтов с массивными вершинами и глубоко расчленяющими
их ущельями. Утесовые гряды сложены известняками юрского возраста
и конгломератами мелового возраста, образующими узкие гребни с глу-
бокими ущельями между ними.
Инженерно-геологические условия данной области определяются
значительной расчлененностью горного рельефа и распространением
флишевых пород мелового и палеогенового возраста, в которых развиты
обвалы, осыпи, оползни, сели и эрозия. Строительство располагается
главным образом по долинам рек. Интенсивная расчлененность террито-
рии обусловливает необходимость строительства тоннелей, мостов, уст-
ройства глубоких выемок и насыпей.
Регион Б. Закарпатский внутригорный прогиб делится на равнин-
ную и предгорную части.
333
В равнинную часть входят Чоп-Мукачевская и Верхиетисепская впа-
дины, которые характеризуются мягким климатом со среднегодовой
температурой воздуха 7—9°; с осадками в количестве 600—700 мм и
неустойчивой зимой продолжительностью около 20—75 дней. Наиболее
теплый месяц — июль. Выше проходит предгорная полоса Выгорлат-Гу-
тинской гряды со среднегодовыми осадками от 500 до 700 мм и средне-
годовой температурой воздуха 4—8°. Здесь преобладают серые лесные
почвы. Растительность меняется с высотой: па отметках 300—600 м про.-
израстает дуб, граб, бук, клоп, липа, выше 600 м — бук, ель, пихта.
Формирование Закарпатского внутреннего прогиба началось на гра-
нице палеогена и неогена с образования пород молассовых, соленосных
и вулканогенных формаций.
Регион характеризуется вулканической деятельностью, наиболее
активно проявившейся в верхнем панпопе и левантипе, в результате чего
образовалась Выгорлат-Гутинская гряда. Формирование инженерно-гео-
логических условий Выгорлат-Гутинской гряды сопровождалось разви-
тием резко расчлененного рельефа в покрове лавовых пород неогена,
разбитых продольными и поперечными разломами, по которым внедря-
лась магма. Выгорлат-Гутинская гряда сложена андезитами, апдезито-
базальтами, туфами и лавами верхнеплиоценового возраста.
Чоп-Мукачевская впадина представляет собой равнину, сложенную
толщей четвертичных аллювиальных отложений, молассами плиоцено-
вого и миоценового возраста мощностью до 100 м и вулканогенными
отложениямй. Здесь развита глыбовая тектоника, выраженная в релье-
фе в виде холмогорья.
Верхнетисенская впадина занимает восточную часть Закарпатского
внутреннего прогиба, па севере она граничит с зонами Мармарошских
и Пенинских утесов, а на западе — с Выгорлат-Гутинской грядой. Для
Верхнетисепской впадины характерно развитие антиклинальных и син-
клинальных брахискладок, а также наличие соляной тектоники, приуро-
ченной к ядрам складок и штокам. Эта впадина представляет собой
низкогорье с выходом дочетвертичных пород.
В южной части регион захватывает небольшую окраину Венгерско-
го срединного массива (Наппонская впадина). Паннопская впадина
сложена мощной (до 1000 м) толщей пород осадочного чехла панпон-
•ского и плиоценового возраста. Погружение впадины началось в сарма-
те и увеличилось в паннопе. После завершения мезозойской складчато-
сти Папнонская впадина вместе с массивами Западных Карпат пре-
вращается в устойчивую жесткую массу, т. е. в обширный срединный
массив. После карпатской фазы складчатости на границе палеогена и
•неогена происходит поднятие геосинклинали с глубоким прогибанием
территории, приуроченной к Паннонскому срединному массиву.
Инженерно-геологический регион — Закарпатский внутренний про-
гиб — в геоморфологическом отношении представляет собой три обла-
сти: вулканические горы Выгорлат-Гутинской гряды, Чоп-Мукачевская
аллювиальная равнина и Верхнетисенская котловина.
Область Выгорлат-Гутинской гряды представлена цепью вулкани-
ческих копусов и хребтов с отметками до 1000 м. Гряда расчленена
поперечными долинами рек Уж, Латорица, Боржава, Тнса. Речные до-
лины хорошо террасированы. С юго-запада хребет окаймлен полосой
предгорий, в которых развиты селевые и оползневые процессы.
Область Чоп-Мукачсвской аллювиальной равнины с входящей в нее
Иршавской котловиной имеет абсолютные отметки поверхности до 100—
120 м. Она сложена мощной толщей песчано-глинистых пород молассо-
вой формации. Низменность характеризуется слабым наклоном поверх-
<334
ности гор к долине Тисы. Она занята первой надпойменной террасойг
р. Тисы высотой 5—6 м над уровнем воды. В области развиты оползне-
вые процессы.
Область Верхнстисснской котловины представляет собой слабо-
всхолмленную равнину с низкогорпым террасовым рельефом (абс. выс.
400—600 м). Она сложена озерно-аллювиальными отложениями четвер-
тичного возраста и соленосными породами неогена. Для области ха-
рактерно развитие соляного карста и оползневых процессов.
Инженерно-гсологнческие условия региона Закарпатского внутрен-
него прогиба определяются равнинным слаборасчлененным рельефом с
развитием мощных песчано-глинистых озерно-аллювиальных и молассо-
вых отложений неоген-чствертичного возраста. В области развиты ополз-
невые и селевые процессы, связанные с глинистыми отложениями нео-
гена, приуроченные к долинам рек Тиса, Латорица, Тересва и др.
РАЗДЕЛ II
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ
ОПИСАНИЕ ВОСТОЧНЫХ КАРПАТ
Б Карпатском горно-складчатом регионе по тектоническим и геологиче-
ским особенностям можно выделить два структурных этажа: палеозой-
ский и мезоканнозойский, а во втором регионе — Закарпатском внутрен-
нем прогибе — кайнозойский.
Палеозойский структурный этаж представлен породами метамор-
фической и интрузивной формаций. Мсзокайнозойский структурный этаж
сложен породами маломощной нижнетерригенной, терригенно-карбонат-
пой и мощной флишевой формаций (рис. 6). Кайнозойский структур-
ный этаж представлен мощной молассовой, солепоспой и вулканоген-
ной формациями пеоген-четвертичного возраста и геолого-генетическими
комплексами четвертичных отложений.
ГЛАВА 6
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ
ХАРАКТЕРИСТИКА ВОСТОЧНЫХ КАРПАТ
Палеозойский структурный этаж включает породы метаморфической и
интрузивной формаций.
Породы метаморфической формации встречаются в Мар-
марошском кристаллическом массиве и в массиве Чивчииы. Они пред-
ставлены двумя геолого-генетическими комплексами палеозойского воз-
раста: гнейсово-сланцевым и сланцево-филлитовым. Болес древние по-
роды (докембрийские) в настоящее время большинством авторов не
выделяются.
Гнейсово-сланцевый комплекс состоит преимущественно из плагио-
клазовых гнейсов, слюдистых и амфиболитовых сланцев.
Сланцево-филлитовый комплекс слагается филлитами, чередующи-
мися с хлоритовыми, серицит-хлоритовыми и серицитовыми сланцами,
а также почти черными мрамормзованными известняками и кварцитами.
336
Метаморфические породы обладают высокими показателями вре-
менного сопротивления сжатию (от 1000-105 до 1500-105 Па) и лишь
сланцевые породы обладают прочностью не более 450-10s—600-105 Па.
Они легко поддаются выветриванию и образуют щебенчатую зону мощ-
ностью более 3 м, которая снижает устойчивость склонов и бортов ис-
кусственных выработок, вызывая проявление современных геологических
процессов.
Подземные воды в метаморфических породах приурочены*к верхней
выветрелой зоне мощностью до 30—40 м. По составу они преимущест-
венно гидрокарбонатно-кальциевые и гидрокарбонатпо-кальцисво-маг-
ииевые с минерализацией до 1 г/л.
Породы интрузивной формации палеозойского возраста
образовались в эпоху байкальской (раховской) складчатости и приуро-
чены к Мармарошской кристаллической зоне, где ими сложены секущие
дайки и штокообразиые тела.
Комплекс пород основного состава представлен амфиболитами, со-
стоящими из зеленой роговой обманки, кислых плагиоклазов, циркона,
апатита и вторичных минералов — серицита, хлорита, кальцита и дру-
гих, а также продуктов разложения плагиоклазов.
Комплекс кислых пород включает катаклазированные граниты
светло-серого цвета с зеленоватым оттенком, однородные, крупнозернис-
тые, слабослюдистые, состоящие из полевых шпатов, кварца и слюд.
Эти породы не растворяются в воде и практически водонепроницаемы.
Катаклазированные граниты более податливы к процессу метамор-
физма.
Породы комплексов относятся к скальным высокопрочным, степень
прочности их зависит от степени трещиноватости.
Мезокайнозойский структурный этаж. Офиолитовая (интрузивная)
формация, образовавшаяся на ранней стадии развития геосинклинали,
выделяется как совокупность эффузивных и интрузивных пород вслед-
ствие невозможности разделения их в результате изменений, происшед-
ших под влиянием метаморфизма.
Породы офиолитовой формации мезокайнозойского возрас-
та представлены комплексами основных и ультраосновных пород, рас-
пространенных в Мармарошском и Чивчинском массивах, а также в вос-
точной части Черногорской зоны, с небольшими выходами па дневную
поверхность.
Комплекс основных пород представлен диабазами, габбро-диорита-
ми, туфодиабазами нижнемелового, палеогенового и неогенового воз-
раста.
Комплекс ультраосновных пород сложен серпентинитами верхнеме-
лового возраста, темно-зелеиыми, плотными, массивными, брекчиевид-
ными.
Осадочные отложения мезокайнозойского структурного этажа гор-
но-складчатых Карпат представлены флишевой формацией и лишь на
юге, во внутренней зоне, породами кремнисто-террнгсниой и терриген-
но-карбонатной формаций. Все эти породы перекрыты почти сплошным
чехлом четвертичных отложений незначительной мощности (от 0,3 до
3, реже 10—15 м).
Комплекс пород и и ж иетерригеи и ой формации
триасового возраста встречается небольшими участками в Мармарош-
ской кристаллической зоне, в юго-восточной части Чивчин и Мармарош-
ского массива.
Породы нпжиетерригенпой формации представлены кремнистыми
конгломератами, красноцветными яшмами, окремнелыми сланцами, тем-
337
Рис. 6. Карта формаций и геолого-генетических комплексов Восточных Карпат (со-
ставлена с использованием карты осадочных и вулканогенных формаций территории
СССР под ред Ф. И Янова).
Молассовая формация: 1— комплекс песчано-глиннстый континентального генезиса
плноцеи-иижнечетвертичного яруса (N2+Q1); 2— комплекс песчано-глинистый угленос-
ных отложений левантинского яруса (N2I); 3 — комплекс несчано-глииистый пресно-
водно-континентального генезиса паннонского яруса (N|_2pn); 4— комплекс глини-
стый морского генезиса сарматского яруса (Nis).
Соленосная формация: 5 — комплекс песчапо-глинистый соленосный тортонского яруса
(Nit).
вулканогенная формация: 6 — комплекс андезито-базальтовый (аЫг): 7 — комплекс да-
цит-липаритовый (1N|S; Nit); 8—комплекс базальтовый (0N2+Qi).
Флишевая формация: 9—комплекс глинисто-песчапого сероцветного флиша (кроснен-
ская свита) олигоцепового возраста (₽»)—песчаники, алевролиты с прослоями извест-
ковистых аргиллитов; 10—комплекс глинистый меннлитовый олигоценового возраста
(Р3) — аргиллиты черные некарбонатные с прослоями песчаников и кремней; 11 — ком-
плекс песчаного и песчано-глинистого пестроцветного флиша эоценового возраста
(Рг)—песчаники массивные с прослоями аргиллитов и алевролитов; 12 — комплекс
«дикого» песчаного и песчано-глниистого пестроцветного флиша нижнего и верхнего
палеогена (Pt-?)—песчаники, гравелиты, аргиллиты, алевролиты; 13— комплекс гли-
нистого флиша верхнего мела (Кг) — аргиллиты черные и серые, песчаники, алевро-
литы, мергели; 14 — комплекс «дикого» и песчаного флиша верхнего мела (Кг)—тол-
стослоистые и массивные песчаники с преобладанием прослоев конгломератов и гра-
велитов; 15 — комплекс песчаного и песчано-глипистого флиша нижнего и верхнего
мела с прослоями аргиллитов, гравелитов и конгломератов (Kt-г); 16—комплекс
кремнистый нижнего мела (Ki) —черные аргиллиты с прослоями алевролитов и песча-
ников окремнелых неизвестковистых.
Терригено-карбонатная формация: 17 — комплекс кремнисто-карбонатный трнаса и юры
(Т—J; J)—конгломераты, яшмы, песчаники, доломиты, известняки, мергели, диабазы.
Нижнетерригенная формация: 18 — комплекс кремнисто-терригшшый триаса (Т) —
кремнистые конгломераты, яшмы, песчаники, реже доломиты и известняки
<ю-серыми доломитами, реже известняками. Мощность пород комплекса
колеблется от 20 до 400 м. Породы с резким несогласием залегают на
палеозойских отложениях. Прочность доломитов изменяется от 470 до
-805-105 Па, а сланцев -- от 507 до 1296- 10s Па. Коэффициент размяг-
чаемости от 0,77 до 0,85. Выветрелые разности зеленоватых сланцев
относятся к породам с пониженной устойчивостью (табл. 2).
Подземные воды приурочены к ядрам мелких антиклинальных
структур и не выдержаны по простиранию.
Терриге п но-карбо и атная формация триас-юрского
возраста распространена в Мармарошской и Пенинской зонах, слагая
ядра мелких антиклинальных структур.
Кремнисто-карбонатный комплекс терригенно-карбонатной форма-
ции представлен известняками, переслаивающимися с доломитами и
аргиллитами, реже мергелями и песчаниками. Комплекс пород харак-
теризуется фациальной изменчивостью (табл. 3): па западе это кар-
•бопатные отложения, а на востоке — глинистые фации. В зоне Пекин-
ских утесов этот комплекс переходит в рифовые известняки. Породы
комплекса отличаются высокой степенью метаморфизма. Аргиллиты тон-
кослоистые зеленовато-серые и черные, реже красно-бурые, чередующие-
ся с известняками. Известняки криноидные, мраморовидные, светло-се-
рые и розовато-серые, толстослоистые и массивные, относятся к породам
средней прочности.
Временное сопротивление сжатию известняков в воздушпо-сухом со-
стоянии равно 475-105 Па при среднеарифметическом значении 517Х
ХЮ5 Па. Известняки титопского возраста характеризуются высокой
трещиноватостью, что снижает их прочность до 111 • 105 при среднеариф-
метическом значении 353-10s 11а (табл. 4).
Для данного комплекса карбонатных пород характерна закарсто-
ванность, приуроченность к тектоническим нарушениям.
Подземные воды содержатся в трещинах, карстовых пусто-
тах и в зонах разломов. Дебиты родников составляют 0,01—0,1 л/с,
иногда увеличиваясь до 0,3—1,2 л/с. Воды преимущественно гидрокар-
бонатно-кальциевые и гидрокарбопатно-кальциево-магниевые.
Породы флишевой формации характеризуются фациальной
изменчивостью пород. На основе карты осадочных и вулканогенных фор-
маций территории СССР (под ред. Ф. И. Янова, 1972) мы выделяем сле-
дующие геолого-генетические комплексы пород: кремнистый — нижнего
мела; песчаный и песчапо-глиннстый флиш — нижнего и верхнего ме-
ла; глинистый флиш — верхнего мела; «дикий» песчаный — верхнего
мела; «дикий» песчаный и песчано-глинистый пестроцветный — палео-
цена и эоцена; песчаный и песчано-глинистый псстроцветный — эоцена;
глинистый «черный» флиш (мелилитовая свита) — олигоцена и серо-
Офиолитовая (интрузивная) формация мезокайнозойского возраста: 19 — комплекс
основных пород—диабазы, диабазовые порфириты, габбро-диабазы, габбро-диориты
нижнемелового, палеогенового и неогенового возраста (yN; рРг, 0Ki); 20— комплекс
ультраосновных пород — серпентиниты позднемелового возраста (аКг).
Интрузивные формация палеозойского возраста: 21 — комплекс основного состава —
амфиболиты, роговая обманка и кислые плагиоклазы (vPZ); 22 — комплекс кислого
состава — катаклазированные граниты (yPZ).
Метаморфическая формация: 23 — комплекс гнейсово-сланцевый протерозой-палеозой-
ского возраста (PZ); 24— кристаллические сланцы, филлиты, кварциты домезозойского
возраста (PR+PZ)
339
Физико-механические характеристики выветрелых доломитов и сланцев
(Раховскнн район)
Таблица 2
Породы	Объемная масса, г/см*	Пористость, %	Водопоглощение, %	Временное сопротивление сжатию, Па		
				в воздушно-сухом состояинн	в водонасыщеином состояния	после замораживания
Доломиты	2,74—2,77	1,08—1,43	0,23—0,51	661-10»—1046-10»	670-10»—835-10»	620-10»—845-10»
Ti-jkzi	2,75		0,39	790-10»	741-10»	690-10»
Доломиты	2,64—2.74	2,16	0,24-0,61	470-10»—805-10»	487-10»—733-10»	488 - 0»—591-10»
	2,71		0,41	685-10»	527-10»	53 10»
Сланцы	2,70—2,76	2,17	0,21-0,42	637 -10»-1150 -10»	731-10»—1031 10»	630-10»—807 10»
	2,73		0,22	770-10»	746-10»	680-10»
Сланцы	2,67—2,73	2,17—2,52	0,22- 0,42	507-10»—1296-10»	416-10»—882-10»	466-10»—574-10»
оГ.), 1'i.gkz	2,71		0,32	685-10»	566-10»	494-10»
Таблица 3
Физико-механические свойства пород триаса (Раковский район)
Показатели		Известняка черные мраморовидные	Доломиты	Сланцы зеленоватые
Объемная масса, г/сч1			0,02		
		£ * • V		1 IZi 2,67—2,77	2,64—2,77	Л _<j90 2,67—2,76
Плотность, г/см3			0,01	— 	109	
		аЬ. О/ "	1 О ’	2,76-2,81	2,79—2,81	2,77—2,79 * “
Пористость, %				“	91	—	“	91
		’	1,08—2,53 3	1,08—2,16 *"	2,17—2,52 *
Водопоглощеиие, %			л	°-07		
		П ДО ......... .	-. 4 J ’	0,18-0.61	0,23—0,61	Л	ЗА) 0,21—0,42
Временное сопротивление сжатию, Па	в воздушно-сухом состоянии .	161-10»		
		894-10s—1338-10»	470- 10s—1046-10» '	507 10s—1296-10»
	в водонасищспном состоянии .	156-10»		
		343 10 723- 10s—1252-10» 4v	039 ’° 487-10s—835-10s	*“ 416 10s—1031 10» uvv
	после замораживания (25 циклов)	«0 ПР	137,105	41		
		693- 10s—1074-10’	°31 10 488-10й—845-10» 40	466-10»—807-10»	~
S’
to	Таблица 4
Физико-механические свойства юрских отложений (Перечинский и Свалявскнй районы)
Показатели		Известняки розовые мраморовидные	Известняки мозаичные мраморовидные	Известняка светло серые мргморо- водные трещиноватые
Объемная масса, г/см3 			2,59 2,58—2,60 4	2,64 2,63—2,65 5	—
Плотность, г/смя			2,09 2,68—2,70 4	3,0-—' 5	—
Пористость, %			3,8—2“ 4	0,19 ——	5 0,02-0,34	
Водопоглощение, %			0,33 ———	5 0,28—0,36	—	—
Временное сопротивление сжатию, Па	в воздушно-сухом состоянии .	517. ю»	—	5 475-10»-539-10»	516-10»	=	5 475-10s—538-10»	353-10»	—	12 111-10»—750-10»
	в водонасыщенном состоянии .	477-10»	—	5 430 10»—527-10»	506-10»	22	5 430.10»—560-105	—
	после замораживания (25 циклов)	—	449-10»	—	 5 316 10»—548-10»	—
цветный глинисто-песчаный флиш (кросненская свита) — верхов олиго-
цепа.
Комплекс кремнистый нижнего мела встречается в Поркулсцкой.
Черногорской, Дуклянской, Скибовой и Мармарошской зонах.
Комплекс представлен переслаиванием черных кремнистых аргил-
литов и алевролитов, темно-серых окремнелых неизвестковистых песча-
ников и черных кремней. Мощность 500 м. В зоне Пепинских утесов этот
комплекс (свалявская свита) сложен известняками белыми и светло-се-
рыми тонкослоистыми с включением кремней и тонкими прослоями ар-
гиллитов и мергелей черного, реже зеленого цвета. Кремнистые аргил-
литы почти не растворимы в воде, легко выветриваются, распадаясь на
тонкоплитчатые и тонколистоватыс частицы, и переходят в глинистые
элювиальные породы. Водообилыюсть пород очень слабая.
Комплекс песчаного и песчано-глинистого флиша нижнего и верх-
него мела встречается в Иоркулецкой, Черногорской и Дуклянской зо-
нах.
Комплекс представлен грубослоистыми и массивными серыми пес-
чаниками с прослоями алевролитов и аргиллитов и ритмичных песчано-
глинистых пакетов с прослоями конгломератов и гравелитов. Мощность
более 800 м. В нижней части комплекса залегают мергели массивные
серо-зеленые и красные с прослоями песчаников и аргиллитов мощно-
стью более 500 м.
По инженерно-геологическим свойствам полускальные песчаники
чередуются со скальными породами: конгломератами и гравелитами и
менее прочными слабопластичными аргиллитами. На склонах, 'сложен-
ных песчаниками, образуются осыпи и обвалы, а трещины, развитые в
аргиллитах, способствуют возникновению оползней.
Подземные воды приурочены к комплексу трещиноватых песчани-
ков, конгломератов, известняков, мергелей и залегают па глубине от
200 до 500 м. По химическому составу воды преимущественно гидрокар-
бонатно-натриевые, хлоридно-гидрокарбонатно-натриевые, реже хлорид-
но-натриевые. Минерализация вод изменяется от 0,005 до 30 г/л, реже до
50 г/л.
Комплекс глинистого флиша верхнего мела (сеноман — турон) рас-
пространен в Поркулецкой, Черногорской, Дуклянской, Силезской 
Скибовой зонах.
Комплекс состоит из чередования зелсновато-серых и темно-серых
известковистых аргиллитов, мергелей, алевролитов, реже песчаников и
кремней, развитых в основании. Общая мощность от 30 до 200 м и
более. В верхней части комплекса флиш принимает зеленовато-ссрую и
местами красную окраску и становится мелкоритмичным.
В ипжеперпо-геологическом отношении аргиллиты относятся к по-
лускальным породам и характеризуются следующими физико-механи-
ческими свойствами: плотность 2,68—2,78 г/см3, объемная масса 2,22—
2,61 г/см3, водопоглощение 0,65—0,84%. Аргиллиты имеют самую низ-
кую прочность (84—198-10® Па) и высокую естественную влажность.
Они, как правило, слабокарбонатные или некарбонатные, обладают спо-
собностью размокать в воде, чему способствует гидрослюдисто-монтмо-
риллонитовый состав глинистой фракции.
Аргиллиты и алевролиты, испытанные в лаборатории МАДИ на
ползучесть в условиях одноосного раздавливания при нагрузках, состав-
ляющих от 20 до 80% от стандартных величии прочности, показали спо-
собность к ползучести при «пороге ползучести» для аргиллитов
30-105 Па, а для алевролитов — 45-105 Па.
343
Алевролиты с карбонатным цементом и присутствием среди глинис-
той фракции минералов типа гидрослюды и монтмориллонита характе-
ризуются сопротивлением при прочности, изменяющейся от 378-105 до
700-105 Па.
Водообильность пород слабая, породы комплекса в основном явля-
ются водоупором. Дебиты скважин составляют преимущественно деся-
тые и сотые доли метра в секунду при понижениях на 2—25 м. По хи-
мическому составу воды комплекса гидрокарбонатно-натриевыс, но
встречаются и хлоридно-натрисвыс.
Комплекс «дикого» песчаного флиша верхнего мела встречается в
Поркулсцкой, Черногорской, Дуклянской, Силезской и Скибовой зонах.
Комплекс представлен толстослоистыми и массивными песчаниками
с включением конгломератов и гравелитов, а также тонкоритмичного
песчано-глинистого (стрыйская свита) флиша. Общая мощность ком
илекса от 10 до 400 м (табл. 5).
В Черногорской свите встречаются прослои гравелитов и конгломе-
ратов, состоящие из обломков гнейсов и известняков флишевых пород.
Песчаники относятся к наиболее устойчивым к выветриванию породам.
Самую высокую прочность (1100-10s—2280-105 Па) имеют разности
мелкозернистых песчаников. С увеличением крупности зерен у песчани-
ков Скибовой зоны количество цементирующего вещества заметно сни-
жается, в результате чего прочность грубозернистых песчаников лежит
в пределах от 920-105 до 1230-105 Па. Промежуточное место по прочно-
сти (378-105—700-105 Па) занимают алевролиты с карбонатным цемен-
том и присутствием среди глинистой фракции минералов типа гидро-
слюды и монтмориллонита.
Как показали результаты полевых опытных испытаний, выполнен-
ных Укргипроводхозом, величина общего модуля деформации повышает-
ся с увеличением числа и мощности прослоев песчаника в массиве. При
этом отмечается анизотропность деформационных свойств для песчани-
ково-аргиллитовой толщи. Так, при приложении давления перпендикуляр-
но слоистости модуль общей деформации изменяется от 1000- 10s до
2600-105 Па, а при приложении давления параллельно слоистости —
от 2500-105 до 4000-105 Па.
Параметры прочности угла внутреннего трения и сцепления, опре-
деленные в полевых условиях Укргипроводхозом при различных давле-
ниях и различном направлении сдвигающего усилия относительно сло-
истости, показали, с одной стороны, незначительную изменчивость угла
внутреннего трения (от 26 до 31°) и, с другой — существенное колеба-
ние величины сцепления не только в зависимости от различного соотно-
шения аргиллитов и песчаников в толще, но и от направления действия
сдвигающего усилия по отношению к слоистости (табл. 6).
Подземные воды, приуроченные к прослоям трещиноватых песчани-
ков и конгломератов, залегают на глубине от 10 до 100 м. Расходы ис-
точников в среднем 0,05—2 л/с, но в случаях приуроченности к тектони-
ческим нарушениям составляют 3,5, а иногда до 20 л/с. По химическому
составу воды комплекса преимущественно гидрокарбонатно-натриевыс
с минерализацией от 0,05 до 27 г/л. Для них типичны пресные и мине-
ральные воды со свободной углекислотой в количестве от 0,3 до 1,3 г/л.
Комплекс «дикого» песчаного и песчано-глинистого пестроцветного
флиша палеоцена и эоцена встречается в Магурской, Дуклянской, Си-
лезской, Скибовой, Поркулецкой и Черногорской зонах.
Комплекс представлен чередованием пачек тонкоритмичного фли-
ша с толстослоистыми массивными песчаниками и гравелитами. К юго-
востоку в Поркулецкой и Черногорской зонах песчаный флиш содержит
344
Таблица 5
Физико-механические свойства меловых пород (стрыйская свита), развитых в долине р. Черемош
3	Показатели		Песчаники мелкозернистые	Алевролиты	Аргиллиты
	Естественная влажность, %					А 1% —	0
			0,2—0,74 '*	0,6-4,8	4 • D	о 1,0—9,5
	Объемная масса, г/см®					
			2,57—2,7 **	2,34—2,63	х"*4 2,22—2,61 °
	Плотность, г/см*			—	2,68 	=	 7 ’	2.67—2,72	2,72 2,68—2,78 8
	Пористость, %					1Л 0	О
			0,8—6,1	“	4,0-17.1	’	2,1—17,3
	Водопоглощение, %					П 7fi	И
				0,71 0,39—0,97 '	0,65—0,84
	Временное соп- ротивление сжатию, Па	в воздушно-сухом состоянии ....	I7СП IOS	-II		
			0 1100.105—750-10»	3,7-10»—7-10»	‘	8,4-10» -15,8-10»
		в еодонасыщенном состоянии ....	1340-10»	—	 11 916-10»—1934 10»	— '	—
Таблица 6
Параметры прочности средиестрыйских пород, определегиые по методике МИСИ
(данные Укргнпроводхоза)
Литологическая характе- ристика пород	Направление приложен- ного сдвигающего усилии отоситсльно слоистости	Давление, Па	Площадь штампа, м<		С. Па
Аргиллиты с прослоями песчаников мощностью до 30 см	параллельно	0,22.10»	1	0,54	0,07-10»
То же	перпендикулярно	0,22-10»	1	0,56	0,31 10»
»	под углом 45п	1-10»	1	0,52	0,17-10»
Песчаники мощностью до 10—40 см с прослоями аргиллитов	параллельно	5* 10»	1	0,60	1,09-10»
То же	перпендикулярно под углом 45°	510»	1	0,58	1,15-10»
		510»	1	0,54	1,33-10»
31	то же	0,3-10»	10	0,54	0,25-10»
Примечание. Определения проведены па основании единичных опытов.
песчано-глинистые пестроцветные прослои. Общая мощность комплекса
100—800 м.
Инженерно-геологическая характеристика песчаников, аргиллитов,
алевролитов палеоценового и эоценового возраста приводится в табл. 7.
Наиболее слабыми по прочности оказались тонкослоистые зеленовато-
серые аргиллиты и толстоплитчатые аргиллиты. Первые рассыпаются
во напластованию, а вторые показали прочность на одноосное раздав-
ливание от 115-105 до 196* 105 Па.
В табл. 8 приведены характеристики прочности флишевых пород
врн наличии ослабленных зон в виде трещин. Самые низкие параметры
прочности получены для аргиллитов при сдвиге их по зашлифованной
и увлажненной поверхности. Подобные условия могут существовать в
пределах развития тектонических и оползневых плоскостей скольжения.
Подземные воды с глубиной залегания 400—550 м приурочены к
трещинам в массивных толстослоистых песчаниках и гравелитах. Воды
напорные с величиной напора от 3 до 300 м. Дебиты скважин колеблют-
ся от 0,4 л/с при понижении 2 м до 16,6 л/с при понижении 2,9 м. Ми-
нерализация вод комплекса от 0,1 до 15 г/л. Воды гидрокарбонатно-
патриевыс и натриево-кальциевые. Воды глубоких горизонтов гидрокар-
боиатио-хлорндно-натриевые, встречаются углекислые.
Комплекс песчаного и песчано-глинистого пестроцветного флиша
эоценового возраста распространен в Мармарошской кристаллической
эоне.
Комплекс представлен гонкоритмичпым зеленовато-серым флишем:
в верхней части толщи преобладают массивные песчаники и гравелиты,
в низах встречаются конгломераты, состоящие из обломков карбонат-
ных пород, кварцитов, гранитоидов. Общая мощность комплекса колеб-
лется от 10 до 1000 м (табл. 9).
Подземные воды, приуроченные к песчаникам и гравелитам, встре-
чаются на глубинах 5—70 м. Воды напорные до 5—60 м. Породы слабо
обводнены. Дебит скважин достигает 0,08 л/с при понижении 1,2. Хими-
ческий состав подземных вод гидрокарбопатно-натрисвый, но встреча-
ются и хлоридно-гидрокарбонатно-натриевые воды с минерализацией
от 0,05 до 18,8 г/л.
346
Таблица 7
Физико-механические свойства пород палеоценового и эоценового возраста
Показатели		Песчаники серые известковистые	Известняки массивные раковистые
НадЕорняпский район			
Объемная масса, г/см3		2.55 —	. 123 2,17 2,66	
			’	2,61—2,64
Плотность, г/см8		0,2 2,67	1	 54 2,62—2,72	2,74	=	 5 2,73—2,75
Пористость, %		4,2 4,98	—-— 23 0,8—17		—	5 1,4—4,4
Водопоглощение, %		122 п	п 100 0,17—7,83	0,57	—	5 0,42-0,59 ,
ПЗ	п д	Временное сопротивление «	сжатию, Па 3	—	в воздушно-сухом со- стоянии	2,20-10* 11,37-10’	—	—- 100 4,6-10’—18-10’	—
	в водонасыщепном со- стоянии	2,1-10» 10,6-10»	1	100 4,39-10’—14,48-Ю’	—
	после замораживания (25 циклов) Песчаник вённая влажность, %	2,08-10’ 9,44-10»	1	 69 3,07-10»—12,07-10’ и и аргиллиты ^долины р. Чсремош 2.17 '•87 0,2—10,5 90	ЗЛ 2,1 -4.0 ”
Объемная масса, г /см3		—	2,57 2,46—2,76 5
Плотность, г/см8		2ДИ ME 2,62—2,68	—
Пористость, %		3,65 12,5		 2,65—18,45	—
Временное сопротив- ление сжатию, Па	в воздушно-сухом со- стоянии	4,9-10»	
		IВ.о. I(К*	1 ’	2,9-10»—23,4-10’	*w 1,15—10’
	в водонасыщенном со- стоянии	3,62-10’ 8’8‘107 12,4-10’-16,6-10» 24	—
347
Таблица 8
Xарат ер прочности флишевых пород в условиях одноплоскостного сдвига
(при Р- 0,15" 10е Па)
Литологиче- ская хорак тернсгика пород	Характеристика поверхно- стей сдвига	Временное сопротивление сжатию				Количест- во опре- делений
		В воздушвО-сухом состоянии		в подонасыщеином состоннии		
			С. Па	<Р°	С, Па	
Песчаники	естественная трещина с шероховатой поверхно- стью 		41—47	0	36—45	0	3
Песчаники	поверхность трещины гладкая 		31	0	28	0	1
Алевролиты	естественная трещина с шероховатой поверхно- стью 		47	0	47	0	1
Алевролиты	поверхность трещины гладкая 		32—39	0	23—30	0	2
Алевролиты,	контакт гладкий ....	31	0	30	0	1
песчаники Аргиллиты	сдвиг по напластованию.	32	7-10»	11	2,6-10»*	1
* Поверхность сдвига сглажена и увлажнена.
Таблица 9
Физико-механические свойства песчаников серых кварцевых снл»ноизвестковистых
эоценового возраста (Надворнянский район)
Объемная масса, г/см*	Плотность, г/см*	Пористость, %	Водопоглощение, %
о.оэ 2,57 „ „ . _ 155 2,08—2,7	0,03 2,7 2,18-2,74 64	2,8 5 06 	 32 0,74-12,69	1,06 0,32—5,92 156
____________________________________Продолжение табл. 9
Временное сопротивление сжатию, Па
в воздушно-сухом состоннии	в водоиасищсином состоянии	после замораживания (25 циклов)
2,65-10’	210-10’	1,96-10’
4,0-Ю’-Ю,10 10’ l5u	J,8/-lu' з,8|.|0»_|2.27-10’ 1эи	3,7-10*—12,1-10’ 155
Комплекс глинистого «черного» флиша (менилитовая свита) низов
олигоцена распространен в Скибовой, Дуклянской и Силезской зонах,
а также па северо-западной окраине Мармарошской зоны.
Комплекс состоит из некарбонатных черных аргиллитов, в верхней
части обогащенных органическим веществом. Мощность комплекса ко-
леблется от 50 до 250 м. Менилитовые аргиллиты в певыветрелом со-
стоянии представляют собой массивную однородную породу пелитового
состава шоколадного, темно-серого и черного цветов, с тонкими прослой-
348
ками и линзами алевритистого состава. В процессе выветривания поро-
ды приобретают тонкослоистую или листоватую («сланцеватую») тек-
стуру. Процессы выветривания в долинах рек проникают по трещинам
на большие глубины. Это, в свою очередь, отражается как па фильтра-
ционных, так и иа деформационных свойствах флишевых пород (Осад-
чий и др., 1974). Самые низкие параметры прочности получены для ар-
гиллитов при сдвиге их по зашлифованной и увлажненной поверхности.
Подобные условия могут существовать в пределах развития тектониче-
ских и оползневых плоскостей скольжения.
Наибольшей деформируемостью обладают переслаивающиеся ар-
1 иллиты и песчаники (от450000-105—120000-105Па), а такжесильно-
.выветрелые и разуплотненные песчаники (от 60000-105 до200000-105)
(табл. 10).
Таблица 10
Деформационно-прочностные свойства флишевых пород палеогенового возраста		
Литологическая характеристика пород	Статистический модуль упру- гости, Па	Временное сопротивле- ние сжатию, Па
Выветрелые породы	 Песчаники		л л 0,6-10*—2-10*	680-10»—1485-10*
	Ц—“ IU 1,02-10** 0,7-10*—3,0-10*	1100-10» 900-10»—2000-10»
	1,210* г^-ЯО 1’,1-10*-2-2-10*	1240-10» 1060-10»—2140-10»
Песчаники и аргиллиты		35-80	1,64-10* 0,8-10» 0,45-10»—1,2-10»	1650-10» 300-10»—1480-10» 810-10»
* Среднеарифметические значения.
Подземные воды приурочены к маломощным прослоям и линзам
песчаников. Они имеют незначительные дебиты (от 0,04 до 2,5 л/с при
понижении уровня до 97 м, локально до 2,5 л/с при понижении 6 м).
Воды гидрокарбонатные, реже гидрокарбонатно-хлоридные с минерали-
зацией вод от 0,03 до 1,2 г/л. Породы нижней части комплекса являют-
ся водоупором.
Комплекс сероцветного глинисто-песчаного флиша (кросненская
свита) верхов олигоцена в верхней толще приобретает флишоидный ха-
рактер (поляницкая свита). Комплекс широко развит в Силезской, или
Кроспепской, зоне и менее в Дуклянской и Скибовой.
Комплекс представлен сероцветными глинисто-песчаным, слабоиз-
вестковистым флишем в верхней части с преобладанием аргиллитов. Об-
щая мощность до 1000 м.
Песчаники и алевролиты голубовато-серые известковистые с много-
численными прожилками кальцита, косослоистые. Песчаники мелко-
зернистые тол стоил итчатые, имеют объемную массу 2,55—2,7 г/см3,
плотность 2,64—2,75 г/см3, пористость 1,2—4,8%, водопоглощеиие
0,36—1,67%, временное сопротивление сжатию в воздушно-сухом со-
стоянии 735-10*—1081-105 Па, в водонасыщенном — 320-105—990Х
ХЮ5 Па. Прочность наиболее выветрелых песчаников находится в пре-
делах 680-105—1485-105 Па, в то время как для невыветрелых оиа пре-
вышает 1060-10s—2140-10’ Па. Прочность песчаников и алевролитов бо-
349
лее 500-Ю5 Па. К этим породам приурочены широко развитые осыпи
и обвалы (табл. 11).
Таблица 11
Физнко-механичеекяе свойства песчаников мелкозернистых толстоплитчатых
(район г. Турка) илигоценовиго возраста (кросненская свита)
Объемная масса, г/см*	Плотность, г/см*	Пористость, %	Водопоглощение, %
0,03	2 0	°’°17	42	9 ОО 1,15	91	0.2.3
iijV —	—А _ 1 2,55—2,7	"’Э 2,64—2,75	1,2-4,8	If. i £ ’	0,36-1,67
Продолжение табл. 11 Временное сопротивление сжатию, Па		
в воздушно сухом состояния	в водонасыщевном состоянии	после замораживания (25 циклов)
0,96- Л Й1 1 Л? —	’	*	pf>	1.08-107	7 7 10>	83
7,35-10’—10,8-10’w	6,3-10’—10,3-10’	’	6,1-10’—9,5-10’
Наиболее слабыми по прочности оказались тонкослоистые зелено-
вато-серые аргиллиты и толстоплитчатые аргиллиты. Первые рассыпа-
ются по напластованию, а вторые показали прочность на одноосное раз-
давливание от 115-105 до 196-105 Па.
Подземные воды приурочены к тектоническим трещинам ма-
ловодоносных песчаников. Водообильность комплекса неравномерная.
Дебиты скважин составляют от 1 до 35 л/с. Удельные дебиты от 0,2 до-
1,5 л/с. Расходы источников изменяются от тысячных долей до 2,5—
3 л/с. Воды гидрокарбонатные с минерализацией от 0,03 до 2 г/л.
Кайнозойский структурный этаж. Регион Закарпатского внутрен-
него прогиба характеризуется орогенной стадией развития с преимуще-
ственным распространением неогеновых пород молассовой, соленосной
и вулканогенной формаций.
Молассовая формация в верхней части представлена кон-
тинентальными, угленосными отложениями, а в нижней — мелководны-
ми морскими отложениями. По характеру отложений молассовая фор-
мация делится на четыре комплекса горных пород: песчано-глинистый
комплекс континентальных отложений плиоцен-нижпечетвертичного воз-
раста (чопская свита); песчано-глипистый комплекс угленосных отложе-
ний левантинского яруса верхнего плиоцена; песчано-глинистый комп-
лекс пресноводно-континентальных отложений паннонского яруса сар-
мат-плиоцепа; глинистый комплекс морских отложений сарматского
яруса.
Песчано-глинистый комплекс континентальных отложений плиоцен-
нижнечетвертичного возраста развит в Чоп-Мукачевской впадине. Комп-
лекс представлен пестроцветными глинами с прослоями галечников и
350
песчаников. Мощность комплекса изменяется от 60—70 м на востоке до
150—200 м на западе, достигая местами 400 м.
Глины слоистые с тонкими прослоями лигнита, окрашены в серые,
фиолетовые, зеленые, красные, желтые и черные цвета. Гальки состоят
из вулканических пород: песчаников, сланцев, кварцитов, известняков.
Породы комплекса несогласно залегают на миоценовых и плиоценовых
отложениях. Благодаря слабой литификации и выветриванию эти поро-
ды мало отличаются по физико-механическим свойствам от четвертич-
ных пород.
Подземные воды плиоцен-нижнечетвертичных отложений приуроче-
ны к прослоям песчаников и галечникам. Они залегают на глубине 60—
100 м и лишь местами — на глубине 8—10 м. Дебиты скважин изменя-
ются в пределах 0,7—8,5 л/с, удельные дебиты 0,05—1,3 л/с. Состав вод
гидрокарбонатно-кальциево-магниевый с минерализацией до 3 г/л.
Песчано-глинистый комплекс угленосных отложений левантинского
яруса (нльницкая свита) протягивается узкой полосой вдоль западного
склона Выгорлат-Гутинского хребта и западной части Чоп-Мукачевской
впадины.
Комплекс мощностью 500 м представлен глинами с прослоями алев-
ролитов, песчаников, углей, а также пропластками и конкрециями сиде-
ритов. Глины зеленовато-серые некарбонатные, в районе ст. Королева
характеризуются объемной массой до 1,85 г/см3, высокими величинами
естественной влажности (до 56%) и очень высокой пластичностью (чис-
ло пластичности в среднем равно 46). Это объясняется высоким содер-
жанием глинистых частиц, а также их бейделлит-монтмориллонитовым
составом. При увлажнении глинистых пород происходят оползневые
процессы. Прослои бурых углей снижают прочностные свойства комп-
лекса вследствие их быстрого выветривания.
Подземные воды левантинских пород приурочены к прослоям пес-
ков, песчаников и туфов. Глубина залегания водоносного горизонта из-
меняется от 10 до 30 м в предгорье и увеличивается до 250 м в цент-
ральной части Чоп-Мукачевской впадины. Дебиты скважин от 0,02 до
11 л/с, удельные дебиты от 0,001 до 3—4 л/с. Подземные воды слабо
минерализованы (от 0,5 до 1 г/л). По химическому составу воды отно-
сятся к гидрокарбонатно-натриевым и натриево-кальциевым.
Песчано-глинистый комплекс пресноводно-континентальных отложе-
ний паннонского яруса развит в Закарпатской впадине. К паннонскому
ярусу относятся верхняя часть среднего сармата, верхний сармат, ниж-
ний и средний плиоцен (изовская, кошелевская свиты).
Комплекс представлен глинами серыми песчанистыми слюдистыми
тонкослоистыми и песчаниками рыхлыми косослоистымн. В верхней ча-
сти комплекса встречаются прослои и линзы углей, в нижней — прослои
алевролитов, туфов, реже мергелей, известняков и лигнита. Мощность
изменяется от 30 до 350 м.
Подземные воды паннонских отложений приурочены к прослоям
песчаников и развиты в юго-западной части Солотвинской впадины на
глубине 100—150 м. В восточной Чоп-Мукачевской впадины воды встре-
чены на глубине 300—450 м. Дебиты скважин от 0,1 до 1,2 л/с. Мине-
рализация вол невысокая (0,1—0,5 г/л). По химическому составу воды
относятся к гидрокарбонатно-кальциевым и кальциево-натриевым, реже
встречаются карбонатно-хлоридно-натриевые.
Глинистый комплекс морских отложений сарматского яруса (ниж-
него н среднего сармата) включает трн евнты: доробратовскую, луков-
скую, алмашскую. Эти отложения распространены на северной окраине
351
Чоп-Мукачевской впадины и обнажаются вблизи подножия Вы^орлат-
Гутинского хребта.
Комплекс представлен глинами серыми слюдистыми с прослоями
алевролитов, песчаников, мергелей и туффитов мощностью от 50 да
300 м.
Инженерно-геологические свойства глин: содержание отдельных
фракций — песчаных 3,41—50%, пылеватых 39,18 -55,28% и глипгетых
12,72—61,6%; плотность 2,65—2,83 г/см3; объемная масса 1,9—2,14 г/см3,
пористость 27—47%, предел текучести 29,2—67,8%; нижний предел
пластичности 16,4—38,1%, угол внутреннего трения 13°40'—16°45', сцеп-
ление 0,30—0,45 кг/см2.
Физико-механические свойства аргиллитов доробратовской свиты
нижнесарматского яруса Береговского района: естественная влажность
от 0,4 до 20,6, объемная масса от 1,94 до 2,52 г/см3, плотность 2,65—
2,88 г/см3, пористость 21—36%, временное сопротивление сжатию в воз-
дупшо-сухом состоянии 72 Ю5 Па.
Подземные напорные воды сарматских отложений приурочены к
прослоям песков, песчаников, туфов и туффитов. Оии вскрыты па глу-
бинах от нескольких десятков метров до 700 м. Дебиты скважин со-
ставляют 0,1—1 л/с, местами до 4 л/с. Подземные воды характеризуются
высокой минерализацией (от 1,14 до 100 г/л), возрастающей с глуби-
ной. Химический состав вод хлоридно-натриевый и хлоридно-кальцнево-
магниевый. В воде присутствуют бром и йод.
Породы соленосной формации представлены комплексом со-
леносных пород тортонского яруса (солотвннская, шапдровская, тячев-
ская, перссницкая, даролипская свиты), распространенным в Солотвин-
ской впадине, с выходами на поверхность в ядрах диапировых складок
в центральной части впадины. Эта толща формировалась в лагунпо-
коитинентальных условиях одновременно с терригенными отложениями.
Комплекс соленосных пород представлен аргиллитами и глинами се-
рыми слюдистыми, карбонатными с прослоями алевролитов и разнозер-
нистых песчаников. В нижней части комплекса залегает каменная соль
белого и серого цветов, местами с глинистым материалом, с прослоями
и линзами гипсов и ангидритов.
Инженерно-геологическая характеристика пород тортонского комп-
лекса приведена в табл. 12.
Таблица 12"
Физико-механические свойства полускалынях пород тортонского яруса (солотвннская свита),
развитых в Тячевским районе
Показатели
Алевролиты темно-серые Песчаники светлые ела-
известковистые слюдистые боизвестковистые
Мергели серые тонко-
слоистые
Естественная влаж-
ность, %
Объемная масса, i/cm*
2,5 2,3—2,69 36
2,18 2.44—2,56
Плотность, г/см*
Пористость. %
Временное сопротив-
ление сжатию. 11а
(в воздушно-сухом
состоянии)
2,67—2,78 36
3б310’ 133-10*—511-10* 36
2,74 2,73-2,75 6
4S I°* 42-10»—49-10» ®
2,7 2,65-2,75 20
10810‘ 45-10»—180-10» 2*
Подземные воды комплекса соленосных отложений тортонского воз-
раста встречаются в Чоп-Мукачевской и Солотвинской впадинах. Они
352
приурочены к песчаникам, алевролитам, туфам и залегают в Чоп-Му-
качевской впадине па глубине от 4 до 500 м, а в Солотвинской вскры-
ваются скважинами на глубинах 420—2036 м. Воды напорные (до
250—500 м). Дебиты скважин изменяются от 0,05 до 4 л/с. Минерализа-
ция подземных вол в Солотвинской впадине при глубине 100 м равна
20—30 г/л, а на контакте с соляными штоками она составляет 300—
350 г/л. По химическому составу воды хлоридно-натриевые и натриево-
кальциевые с содержанием в них брома и йода.
Породы вулканогенной формации, слагающие Выгорлат-
Гутинский хребет, формировались в результате активного вулканизма в
неогеновое время, на границе Горных Карпат с Закарпатской впадиной.
Отдельные массивы вулканогенных пород встречаются в пределах этой
впадины. Вулканогенная формация представлена следующими комплек-
сами пород: базальтовым — неоген-четвертичного возраста, андезито-
базальтовым — гутипская свита верхнею плиоцена и дацит-липарито-
вым — сарматскою и тортонского ярусов.
Наибольшим распространением пользуется андезито-базальтовый
комплекс гутинской свиты, который слагает Выгорлат-Гутипский хребет,
с локальными небольшими площадями распространения базальтов.
Комплекс представлен андезитами, андезито-базальтамн, дацитами, ли-
паритами и их туфами. Мощность комплекса более 500 м (табл. 13).
В южной части Закарпатской впадины располагаются также небольшие
массивы, сложенные дацит-липаритовым комплексом.
Базальтовый комплекс бужарской свиты состоит из базальтов, ан-
дезито-базальтов и микродолеритов обшей мощностью около 100 м.
Андезиты темно-серые ильницкой свиты левантинского яруса имеют
следующие инженерно-геологические показатели: объемная масса (г/см8) —
2,55 .	145; плотность (г/см8) — 2,81-—62; пористость (%)
* л	2,69 — 2,98
3 5
31; водопоглощение (%) — 1,79 0 18 * 20 g 154; времен-
ежат ию (Па) в водонасыщенном состоянии —
63-10®.
1,65 — 2,77
— 8,61 ----
2,9 — 42,4
ное сопротивление
1197-105 -----217-ЦР
640.10*—1589-10s
Дсщит-липаритовый комплекс представлен туфами алевро-псамми-
товыми светло-зелеными риолит-дацитового состава с прослоями ту-
фов — новоселецкая и панковская свиты (мощность 30—700 м) и туфа-
ми линаритовыми каолинизированными — доробратовская свита.
Среди широко представленных в Закарпатской впадине туфовых по-
род наиболее прочными являются туфы смешанных структур: псефито-
псаммитовой, пелито-алевролито-псаммитовой, алеврито-псаммитовой.
Величины объемных весов у них сравнительно невысокие (1,82
2,64 г/см3); по величинам пористости они относятся в основном к поро-
дам со средней пористостью, а по величинам прочности колеблются в
широких пределах — от пород со средней прочностью до прочных. Про-
цессы выветривания практически не изменяют физико-механические
свойства туфов.
В Ужгородском и Хустском районах залегают туфы гутипской сви-
ты, которые обладают очень низкими величинами объемного веса (1,11—
1,77 г/см3), высокой пористостью (до 55,5%) и водопоглощением (до
28—35%), а по величинам прочности (25-—160- 10s Па) относятся в ос-
новном к группе весьма слабых пород. Андезиты и дациты по сравне-
нию с туфами имеют большие объемные веса и меньшую пористость, а
по предельным величинам прочности (1466—2245-105 Па) превышают
прочность туфов со смешанными структурами.
353-
Таблица 13
4*изнко-мехаиические свойства вулканогенных псфод (Закарпатский прогиб)
Показатели		Дациты серые, Чершавский район	Андезиты темно серые трещиноватые, Мукачевский район	Туфы голубовато-зеленые (N,). Тячевский район
Объемная масса, г/см8		2,41 ——	 5 2.38—2,44	0,08 2,62 			 98 2,22—2,72	2'“ ,95-2.71 85
Плотность, г/см8		2,67 	—	 2 2,66—2,68	0,06 2,78	1	 38 2,52—2,83	2J9 2,23-2,72 83
Пористость, %		9,8 	=			2,4 5,65 	—	 19 '	3,58-11,68	14,6 	—	 83 4,96-22,7
Водопоглощение, %		1,3	—	 5 1,2-1,5	0,52 0,5	~	94 0,11—4,26	4,06	_ ~	 19 2,5—6
Временное сопротивление сжатию, Па	в воздушно-сухом состоянии		220-10»	
		914-10»—1097-10»	‘ w‘ ‘v 926 10»—2245-10» ~ *v	0 J ( ' 1U	лая» ал» I ч/ * I U 711-10»—1095-10»
	в водонасьпценном состоянии		210-10»	
		724-10»—844-10» '	laJV* Ila®	.	_	_ xl * Iv® 714-10»—207-10»	336-10»—797-10»
	после замораживания (25 цик- лов)		182 10»	
		673-10»—840-10»	1 ID*IU®	" ZI•JU* 413-10»-1794 10’	336 10» -461 10»
Подземные воды приурочены в основном к трещинам выветривания-
вулканогенных пород. Дебиты скважин изменяются от 1 до 5—10 л/с
при понижениях на 3—23 м. Воды гидрокарбонатно-кальциево-натрие-
вые с минерализацией не выше 0,5 г/л.
Четвертичные отложения Закарпатского прогиба представлены сле-
дующими генетическими типами пород: делювиальными, элювиальными,
аллювиальными, озерными, пролювиальными и моренными (табл. 14).
Физические	Таблица 14 свойства пород четвертичного возраста (Ужгородский район)		
Показатели	Суглинки с обломками песчаников к аргиллн* 10В	Суглинки бурые темно- желтые макропористые	Глины синевато-серые
Естественная влаж- ность, % Объемная масса,	3,5 21 		54 10—27 1 96	°>03	54	19 !^27 20 1 9	°’°4	20	38 ——- 10 37—40 1 ЧТ —	1Л-
г/см8 Плотность, г/см3 Объемная масса сне-	*	1,81—2,09 2,7 1 62	°J	54	,Э 1,78—2,06 * 2,7 1 57	°’°8	20	’ ' 1,73—1,81 2,75
лета, г/см8 Пористость, %	’ " 1,54—1,82 П	1,48—1,63 ° 3	'29 1.73-1,81 10
Пластичность верхний предел нижний предел число Степень водонасы-	°	41-46	36 38 —	 54 28—45 25	— 54 19—30 2,9 13 	~	54 9—17 л	0,085	35—45 39 —20 27—47 “.Л20 13 i^29	4,44	1,0—1,25 И 51-55 '° 35 30-37 10 19 17—23 W
{ценности	0,Ь—1	U • о 0,53-0,92	V • <• 1	-	-	1 0,88—0 >95
Делювиальные породы включают различные литологические типы,
отложений от щебнисто-глыбовых с дресвяно-суглинистым заполнителем
на границе со складчатой областью до суглинистых пород в самой впа-
дине. При этом суглинистые породы темно-серых окрасок по некоторым
физическим свойствам отличаются от суглинистых пород буроватых ок-
расок. Так, величины естественной влажности у первых по среднеариф-
метическим значениям достигают 29%, а у вторых — не более 21—25%.
По числу пластичности первые зачастую могут быть отнесены к высоко-
пластичным породам, а вторые — к среднепластичным. И, наконец, тем-
но-серые суглинистые породы при дополнительном увлажнении набуха-
ют до 9,8%.
Различные свойства могут быть объяснены тем, что у темно-серых
суглинистых пород в составе глинистых фракций содержатся гидрослю-
дистые минералы с большой примесью монтмориллонита, но несмотря
на это величины естественной влажности, пластичности и набухания у
них невысокие, что объясняется большим содержанием пылевато-песча-
ных фракций. По величинам пористости темно-серые разности относят-
355-
<я к породам со средней плотностью, а бурые — чаще к породам с ма-
лой плотностью, что, ио-видимому, обусловило различную степень де-
формирования: модуль общей деформации (по лабораторным опытам)
для темно-серых изменяется от 130-10* до 192-105 Па, а для бурова-
тых — от 60-10* до 131- 10s Па (15 определений), коэффициент уплот-
нения 0,012-10s—0,048-105 Па. Эти породы обладают повышенной сжи-
маемостью. Характеристики прочности для последних разностей пород,
испытанных в условиях медленного одноплоскостного сдвига, при интер-
вале нормальных нагрузок 0—3-105 Па изменяются в следующих преде-
лах: величина сцепления от 0,450-105 до 0,860- 10б Па и угол внутреннего
трения от 17 до 25’.
Элювиальные образования приурочены к выходам коренных пород
впадин. Как было показано выше, магматические породы района суще-
ственных изменений физико-механических свойств при выветривании не
показали, вместе с тем миоценовые глины подвергаются значительным
изменениям, ухудшая при этом свои физико-механические показатели.
Аллювиальные породы развиты по долинам рек Латорица, Уж,
Боржава, Рика, Тересва, Теребля и др. Аллювий рек охватывает широ-
кий комплекс отложений — от гравийио-галечниковых до глин. Гравий-
ио-галечниковые отложения с суглинистым заполнителем имеют объем-
ную массу до 2,33 г/см’, влажность суглинистого заполнителя колеблет-
ся в широких пределах (от 11 до 78%), по числу пластичности запол-
нитель средне- и слабопластичиый. Прочностные характеристики таких
пород при одноплоскостном сдвиге в воздушно-сухом состоянии показа-
ли угол внутреннего трения 37—43°, а в условиях полного водонасыще-
ния — 34—39’, величина сцепления в том и другом случае была равна 0.
Наиболее «слабыми» в общем комплексе аллювиальных пород являются
•суглинисто-глинистые породы, которые имеют низкие прочностные и де-
формационные характеристики.
Озерные отложения рассматриваемого района представлены глина-
ми и суглинками малой плотности (пористость изменяется от 36 до 48),
средне- и высокопластичными, слабонабухаемыми, с коэффициентом уп-
лотнения 0,009-10б—0,21 -105 Па. Единичные испытания на сдвиг озер-
ных суглинков в условиях полного водонасыщения показали величину
-сцепления 0,2-105 Па, а угол внутреннего трения — 18°.
Гранулометрический состав делювиальных суглинков с щебнем, пес-
чаников и алевролитов средне- и верхнечетвертичного возраста харак-
теризуются следующими величинами: фракции более 2—0,05 мм —
14,2—47,0%, 0,05—0,005 мм — 23,7—61,4% и менее 0,005 мм — 4,3—
30% при количестве определений, равном 14.
РАЗДЕЛ III
ОПЫТ СТРОИТЕЛЬСТВА
И ИЗМЕНЕНИЕ ПРИРОДНЫХ УСЛОВИИ
ПОД ВЛИЯНИЕМ ДЕЯТЕЛЬНОСТИ
ЧЕЛОВЕКА
ГЛАВА 7
АНАЛИЗ ОПЫТА СТРОИТЕЛЬСТВА
И ВОЗНИКНОВЕНИЕ ИНЖЕНЕРНО-
ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ
Территория Горных Карпат с Закарпатской впадиной характеризуется
разнообразными и в целом сложными инженерно-геологическими ус-
ловиями. Особенности природной обстановки в сочетании с наклады-
вающейся на нее инженерной деятельностью человека в совокупности
определяют условия строительства и эксплуатации инженерных соору-
жений в Восточных Карпатах.
Промышленное и гражданское строительство большей частью тя-
готеет к долинам рек и выровненным территориям в горной части Кар-
пат. Строительство в Закарпатье и Горных Карпатах осуществляется
на террасах, сложенных преимущественно гравийно-галечниковыми от-
ложениями с суглинистым заполнителем. Гравийно-галечниковые отло-
жения карпатских рек являются надежным основанием для современ-
ных зданий, но особенно благоприятные условия определяются наличи-
-ем песчаного аллювия, обладающего слабой сжимаемостью.
Одним из недостатков при проектировании и строительстве граж-
данских и промышленных сооружений в Карпатах до сих пор является
недоучет современных геологических процессов. При строительстве на
террасах речных долин необходимо учитывать возможную затопляе-
мость в период паводков, так как уровень горных рек поднимается до
7 м выше межени. В результате этого разрушаются дома, дороги и
-особенно часто мосты, которые затопляются водой, несущей большое
количество крупнообломочного материала в виде глыб размером более
1 м в диаметре.
Для Горных Карпат типична повторяемость обычных паводков
10—20 раз в год. Катастрофические паводки повторяются один раз в
несколько лет, например в 1941, 1947, 1957, 1964, 1969, 1973, 1974 гг.
Они обычно сопровождаются буреломами, уничтожающими большие
массивы леса, дороги, мосты, дома, и способствуют возникновению
оползней, селей, обвалов и оплывин.
Линейное строительство, железные и автомобильные дороги. Тру-
бопроводы. За последние годы через Карпатские горы проложен ряд
-международных газовых и нефтяных магистралей и осуществляется ши-
рокое строительство автомобильных и железных дорог. В процессе их
357
проложения были встречены различные ин жен ер но-геологические усло-
вия. Особенно сложным оказалось строительство автомобильных и же-
лезных дорог в горных районах Карпат, так как оно связано с возведе-
нием дорогостоящих тоннелей и мостов. Эти сооружения в своем боль-
шинстве вписываются в рельеф и следуют вдоль склонов речных долин.
Во многих случаях дороги прокладываются па участках развития древ-
них и современных оползней. Сооружение магистралей, как правило,,
способствует активизации оползневых процессов, которые происходят
из-за нарушения устойчивости склона, ухудшения поверхностного стока
атмосферных вод, перегрузки склонов насыпями и т. д.
В Горных Карпатах оползневая деятельность проходит интенсивно-
в связи с глубокой расчлененностью местности, наличием крутых скло-
нов, а также подрезкой, которая обычно приводит к нарушению их ус-
тойчивости. Оползневые явления и оплывания в Карпатах отмечены не-
многих участках автомобильных и железных дорог. На автодорогах
Коломыя — Ярсмча, Всрховина — Косов, Львов — Ужгород, Черновн-
цы — Путила, Черновицы — госграница современные оползни разви-
ваются па древних оползневых склонах. Дороги проложены в основном,
через оползневые участки, границы отрыва которых проходят выше по
склону. В движение вовлечены, как правило, элювиально-делювиальные
отложения, на которых размещено основание дороги.
Всем видам магистралей большой ущерб приносят селевые потоки^
Для защиты автомобильных и железных дорог в местах выхода селе-
вых оврагов сооружаются железобетонные каскады перепадов, многие"
из которых полностью или частично разрушены. Следовательно, по та.-
ким трассам, где зафиксированы прохождения селевых потоков, необхо-
димо предусматривать селеуловители и железобетонные каскады уси-
ленных конструкций, исключающих их разрушение.
Большое значение имеет боковая эрозия рек, в долинах которых
располагаются в основном все автомобильные и железные дороги. В це-
лях защиты дорог от боковой эрозии рек сооружаются дорогостоящие-
берегоукрепительные сооружения.
При строительстве дорог и сооружений в Карпатах не всегда учи-
тывались возможные места схода снежных лавин, селей и оползней, что-
в результате активизации этих процессов приводило к разрушению ин-
женерных сооружений. Иногда осыпание обломочного материала на скло-
нах ниже шоссейных дорог или прокладка полотна по толще делювиаль-
ных отложений без учета эрозионной деятельности приводит к возник-
новению оползней.
Гидротехническое строительство. Большой размах в Карпатах по-
лучило гидротехническое строительство. На горных реках строятся гид-
роэлектростанции мощностью от 186 до 2700 кВт (Теребля-Рикская).
На Днестре насчитывается 12 ГЭС; в бассейне р. Тисы — 17 ГЭС, а в.
бассейнах рек Прут и Ссрст — 25 ГЭС. Кроме того, в пределах Горных
Карпат построены сотни гидромеханических установок для выработки-
электроэнергии.
Узкие глубокие речные долины, прорезанные во флишевых породах,
создают благоприятные условия для строительства гидротехнических
сооружений. Однако сильновыветрелые, трещиноватые, смятые в склад-
ки с большими углами падения, флишевые отложения требуют тщатель-
ного изучения и больших работ по цементации трещин. Зна-
чительные работы проводятся по сбросу твердого стока, приносимого в
водохранилища паводками и селевыми потоками.
Для выяснения условий заиления водохранилищ и изучения твердо-
го стока в 1966—1968 гг. проводились натурные исследования условий
358
заиления ряда водохранилищ начальным объемом 50+540-103 м3 в до-
линах рек Тиса и Чсрсмош. Ежегодное заиление обследованных водо-
хранилищ в бассейне Тисы составляло 0,33—2,02%' начального их объ-
ема, а именно: водохранилище на р. Росток заилилось на 36% за 77 лет,
на р. Строговец — на 20 % за 35 лет, на р. Довжин — на 64% за 31 год
эксплуатации. Еще больше ежегодное заиление водохранилищ отмече-
но в бассейне Черемоша (0,78—3,58), что позволяет сделать вывод о
возможном заилении 50% их объема за 50—150 лет. Данные подтверди-
ли, что смена заиленности в бассейне реки значительно влияет на вели-
чину твердого стока.
Теребля-Рнкская бетонная плотина в Восточных Карпатах является
примером гидротехнического строительства в очень сложных инженер-
но-геологических условиях па карпатском флише со значительным мас-
штабом оползневых проявлений. Плотина высотой 50 м создает водохра-
нилище с объемом 23,6 млн. м3, воды которого по тоннельной деривации
длиной 3,6 км перебрасываются в соседнюю долину р. Рика, где распо-
ложен напорно-силовой узел. Напор, получаемый на гидростанции, со-
ставляет около 210 м.
Ииженерно-геологичсскнс изыскания для проекта были связаны с
-большими трудностями. Многочисленные разведочные выработки (преи-
мущественно скважины) не дали возможности определить глубину зо-
лы выветривания и устойчивость склонов. Как показал опыт строитель-
ства, больше всего неприятностей доставила неустойчивость склонов до-
лин рек Теребля и Рика на участках всех основных вспомогательных со-
оружений. Первый серьезный оползень имел место осенью 1950 г. На
правом берегу р. Теребля, на автодороге, построенной над водоприем-
ником тоннеля, после сильных дождей произошло оплывание глинисто-
щебнистой массы на протяжении 52 м. Смещающаяся со склона земля-
ная масса объемом около 1000 м3 разместилась по склону, уположив
откос с 30—32 до 20—25°. Основными причинами оползания послужи-
ли: более глубокая в отступление от проекта подрезка склона выемкой
и обильное промачивание склона продолжительными дождями. Для ста-
билизации оползня были выполнены специальные мероприятия по ук-
реплению склона: возведены подпорные стенки н сделаны канавы и дре-
нажи для отвода поверхностных и подземных вод.
Некоторые осложнения при строительстве вызвали оползневые сме-
щения при подрезке склона левобережного примыкания, захватившие
как делювий, так и подстилающий его мощный элювий. Для предупреж-
дения оползней было решено возводить плотину начиная от поймы вверх
по склону. Подведя глухие части плотины на пойме к подошве склона,
строители затем вскрывали в склоне котлованы шириной 9 м и тотчас
укладывали бетон, постепенно поднимаясь по склону. Недопущение раз-
рыва во времени между вскрытием котлована л его бетонированием* ис-
ключало также возможность выветривания коренных пород в основании
плотины. Даже при всех принятых противооползневых мероприятиях де-
формации откосов выемки в котловане помещения затворов па рикском
склоне не удалось избежать. После сильных дождей в сентябре 1954 г.
в котловане глубиной до 20 м откосы частично оползли и разрушили
•опалубку и арматуру.
В процессе изысканий и проектирования предполагалось, что толща
флиша практически безводная, за исключением некоторых зон дислока-
ций и повышенной трещиноватости. Однако при строительстве оказа-
лось, что наибольшие трудности при проходке деривационного тоннсл’я
€ыли связаны с притоком воды в выработку. Общий приток воды в топ-
«ель достигал 1200 м3/ч (330 л/с), по его трассе встречены участки прак-
359
тически безводные, слабообводненные и с обильным притоком воды.
Безводные участки приурочены к интервалам развития толстослоистых
песчаников с тонкими прослоями аргиллитов. Наибольшие притоки водьь
наблюдались на участках чередования тонкослоистых песчаников мощ-
ностью 0,1—0,5 м со слоями аргиллитов 0,1—0,3 м, при этом выходы
подземных вод часто были приурочены к контактам песчаников и ар-
гиллитов либо к слоям аргиллитов и тяготели к замкам складок или
участкам тектонически раздробленных пород.
Неверным оказался и прогноз притока воды в котлован (до*
500 м3/ч), в действительности приток был в 4—5 раз меньше. Оказалось,
что отложения с высокой водопроницаемостью в аллювии Теребли за-
легают в виде разобщенных линз.
Опыт строительства Теребля-Рикской ГЭС в условиях карпатского
флиша показывает, что главными задачами при инженерно-геологиче-
ских исследованиях для гидротехнического и дорожного строительства'
должны являться: определение глубины зоны выветривания пород, их
состава и состояния; изучение водопроницаемости толщи флиша на уча-
стках проектируемых напорных сооружений; прогноз состава и состоя-
ния пород по трассам подземного строительства и притока воды в него;
выявление и разведка месторождений естественных строительных мате-
риалов. Мелиорация переувлажненных и заболоченных земель в Закар-
патье осуществляется дренажной сеткой с устройством водозащитных
дамб, предохраняющих сельскохозяйственные угодья от затопления па-
водковыми водами. Гончарный дренаж в условиях Закарпатья признан
наиболее эффективным методом осушения.
ЛИТЕРАТУРА
Айзенберг М. М. О роли природных и антропогенных факторов в гелеобра-
зовании Украинских Карпат. — «Труды Укр. н.-и. ин-та гидрогеологии», 1972, вып. 119.
Л й з е и бе р г М. М. и др О влиянии снежных лавин иа процессы селеобразо-
ваиня в Карпатах. — «Труды Укр. п.-и. ин-та гидрогеологии», 1971, вып 101.
Богданов А. А. Основные черты истории развития взглядов на тектонику Во-
сточных Карпат. — «Труды Моск. геол, развел, нп-та», 1954.
Вялов О. С. Некоторые вопросы тектоники Карпат. Киев, 1966.
Геологическое строение и горючие ископаемые Украинских Карпат. — «Труды.
Укр НИГРИ», вып Ж. М„ «Недра», 1971.
Геология СССР, т. 48, ч. 1. Карпаты. Геологическое описание. Ред. II. П. Семе-
ненко и др. М, «Недра», 1966
Гидрогеология СССР, т. 5. Украинская ССР. М., «Недра», 1971.
Г'офштейи И. Д. Сейсмотектоника Закарпатья. — ДАН СССР, 1964, т. 148,
№ 3.
Гофштейи И. Д. Современный этап развития рельефа Карпат. — «Геоморфо-
логия». 1970, № 4.
Дуб л янский В. Н. Генезис и гидрогеологическое значение крупных карстовых
Полостей Украины. Автореф. докт. дис. Пермь, 1971.
Золотарев Г. С. Генетические типы оползней, их развитие и изучение. —
«Мат-лы совеш. по вопр. изучения оползней и мер борьбы с ними». Киев, 1964.
Иванов Б. Н. О некоторых региональных закономерностях карста в Карпат-
ской зоне — «Мат-лы VI съезда Карпато-Балканской геологической ассоциации (докл.
сов. геологов)». Киев, 1965.
Клюкни А. А Очаги шитания селевого стока Украинских Карпат — В сб •
Основные проблемы изучения и использования производительных сил Украинских Кар-
пат. Львов, 1967
Кореневский С. М. Соляной карст Верхнетисеиской котловины. — В ки.:
Региональное карстоведение. М., Изд-во АН СССР, 1961.
Корженевский Б. А. Глубинный карст Утесовой зоны Внутренних Карпат. —
Мат-лы респ. науч.-техн. совет. «Закономерности распределения подземных вод, карет-
и сели Карпатской зоны». Киев, 1972.
Короткевич Г. В. Соляной карст. Л., «Недра», 1970.
360
Муратове М. Тектоника и история развития альпийской геосиклииальной
области юга европейской части СССР и сопредельных стран. — В ки: Тектоника
•СССР, т. 2. М., Изд-во АН СССР, 1949.
Николишин В. П. Влияние разработок Солотвинского соляного рудника иа
развитие карста. — «Труды ВНИИГ», 1967, вып. 58
Н о в и к о в Б. И. К вопросу лавинной опасности Черногорского хребта (Украин-
ские Карпаты). — «Сборник работ по гидрологии», 1970, № 10
Олифе ров А. Н. Конусы выноса селевых потоков в Горном Крыму и Украин-
ских Карпатах. — «Бюл. НТИ. Сер. гидрогеол. и инж. геология», 1969, № 4.
Осадчий Р. М. и др. Комплексна вивчеиыя флшовых вйиклад в Карпат для
пдротехшчиого будовнинтва. — «Унж. геолопч оц!нка вивйреиих та розуццльиеных
порш». Киев, 1974.
П а с у л ь к о И. И., Наумов М. И. Современные овражно-эрозиониые явления
в Закарпатье и некоторые мероприятия по борьбе с ними. — «Географический сбор-
ник», вып. 7. Львов, 1963.
Пиотровская Т. Ю. Характер выражения в рельефе горной области Закар-
патья новейших структур. «Новейшая тектоника, новейшие отложения и человек»,
«сб. 2. М., Изд-во Моск, уи-та, 1969.
Поляков А. Ф. О причинах интенсификации селевых явлений в Карпатах. —
«Метеорология и гидрология», 1959, № 8
Попов И. В. Инженерная геология СССР, ч. 2. Европейская часть. М., Изд-во
Моск, ун-та, 1963.
Раскатов Г. И. Основные этапы формирования рельефа и новейшая текто-
ника Восточных Карпат в пределах СССР. — В сб.: Землеведение, иов. сер., 1957,
т. 4(44).
Справочник по инженерной геологии. Под общ. ред. М. В. Чурииова. М., «Нед-
ра», 1974.
Татаринов К. А, Бачинский Г. А. Пещерные захоронения плиоценовых
и антропогенных позвоночных в западных областях Украины. — «Бюл. МОИП. Отд.
«биол.», 1968, г 73/5.
Тащи В. М. Гидрогеологические условия Солотвинского месторождения камен-
ной соли и некоторые рекомендации по вопросу дальнейшей его эксплуатации. —
«Труды ВНИИ соляной промышленности», 1970, вып. 10/18.
Цысь П. Н. О влиянии госструктуры и новейших движений на эрозионные
.расчленения. Советских Карпат. — «Географический сборник», вып. 7. Львов, 1963.
ОГЛАВЛЕНИЕ
Часть I. КАВКАЗ
Введение (И. М. Буачидзе, К. И. Джанджгава)................................. 7
Раздел I
Основные закономерности инженерно-геологических условий Кавказа и история
их формирования........................................................ 9
Глава 1. История формирования инженерно-геологических условий в доплио-
целовое время (К. И. Джанджгава, А. Е. Солопова, А. Н. Шабанов,
Г. Д. Саакян)............................................................... 9
Глава 2. История формирования пнженерпо-геологических условий в плиоцен-
.плейстоценовое время (К И. Джанджгава, А. Е. Солопова,
А. Н. Шабанов, Г. Д. Саакян)................................................23
Глава 3. История формирования ипженерио-геологических условий в голоцене
и их региональные закономерности (К. И. Джанджгава, А. Е. Со-
лопова, А. Н. Шабапов, Г. Д. Саакян)........................................37
Современный геологический облик Кавказа (К. И. Джанджгава) .	40
Сейсмичность Кавказа (К. И. Джанджгава)..........................42
Основные закономерности строения рельефа и ландшафтно-клпмати-
ческая зональность (К. И. Джанджгава)............................45
Общие закономерности гидрогеологических условий (И. М. Буачидзе,
К. И. Джанджгава, А. Е. Солопова)................................49
Инженерно-геологическое районирование Кавказа (И. М. Буачидзе,
К. И. Джанджгава)................................................51
Раздел II
Инженерно-геологическое оиисаине Кавказа....................................54
Глава 4. Пояс Прсдкавказских передовых прогибов (Терско-Каспийский и
Куеаро-Дивичинский — 1Ь Индоло-Кубанский —Ц) (А. И. Клименко,
П. В. Царев, Д. М Сулейманов, А. С. Шахсуваров, Н. С. Хаймов) 54
Глава 5. Мегантиклинорий Большого Кавказа (II) (К. И. Джанджгава,
А, И. Клименко, П. В. Царев, Э. А. Джавахишвили, А. Б. Остров-
ский, Н. И. Дубровин, Э. Д. Церетели. А. К. Мастицкий, В. Ш. Чум-
бурндзе, Д. Ш. Габечава, Д. М, Сулеймапов, А. С. Шахсуваров,
HL С. Хаймов, Д. Д. Церетели, М. Э. Ониани).................................69
Глава 6. Закавказский межгорный прогиб (III)................................85
Illi. Дзирульско-Окрибская зона поднятий (Г. М. Арешидзе,
Э. А. Джавахишвили, К- И. Джанджгава)............................85
IIIj. Предгорные прогибы Западной Грузии (К. И. Джанджгава,
Г М Аре1нндзе, Л. А. Церцвадзе, Г. В Гвелеснани, Б.Д. Квиркве-
лия, Л. Г. Гоготишвилн, А. П. Махарадзе).........................90
363
1П3. Колхидский прогиб (И. М. Буачидзе, К. И. Джанджгава,
Г. И. Чохонелидзс, Л. И. Варазашвили, Л. Г. Мельникова) . .	99
III*. Куринская впадииа (Л. И. Варазашвили, Г. И. Чохоислидзе,
Э. Д. Церетели, А. II. Шабанов, А. С. Шахсу паров, С. II. Кязимова,
К. И. Джанджгава, Д. В Чхеидзе)	...	105
1П5 Апгпероно-Кобыстанский прогиб (Т. У. Багиров, А. С. Шахсу-
варов, А. Г. Алиев)............................................114
Глава 7. Мегантиклииорий Малого Кавказа (IV)...............................119
IVi. Аджаро-Триалетская складчатая зона (И. М. Буачидзе,
Д. В. Чхеидзе, К. И. Джанджгава)...............................119
IVa. Сомхето-Карабахский	аптиклннорин	(К. И. Джанджгава,
Э. А. Джавахишвили, Т. Г. Лордкипанидзе. Л. И. Варазашвили,
Г. Д. Саакяи, Д. М. Сулейманов, А. С. Шахсуваров, Н.С. Хаймов) 127
IVs. Севанский сипклииорий (Г. Д. Саакяп).......................132
IVi. Заигезур-Ордубадская зона (Г. Д. Саакян, Д. М. Сулейманов,
А. С. Шахсуваров) .	..................................138
IVs- Армяпо-Ахалкалакский вулканический щит (Г. Д. Саакян,
Т. X. Лазарашвили).............................................141
1V«. Араксииская впадина (Г. Д. Саакян, А. С. Шахсуваров,
Н. С. Хаймов)..................................................147
IV7. Талышский антиклинорий (А. С. Шахсуваров, Н. С. Хаймов) 152
Глава 8. Шельфы Черного. Азовского и Каспийского морей (И. М. Буачидзе,
К- И. Джанджгава, А. М. Мопюшко, Б. Д. Квнрквслия, Ф. С. Алиев,
Я. Ф. Хачапуридзе, Г. Е. Яшвили, А. Б. Островский, Н. А. Кацадзе)	155
Раздел III
Опыт строительства и изменение природных условий под влиянием деятельности
человека..............................................................165
Глава 9, Гидроэнергетическое строительство (И. М. Буачидзе, Д. В. Чхеидзе,
К. И. Джапджгава, Г. Д Саакян)............................................166
Глава 10 Ирригационное и мелиоративное строительство (И. М. Буачидзе,
Д. В. Чхеидзе, К. И. Джанджгава, Л. В. Царев, А. И. Клименко,
А. А. Мустафаев, Е. С. Кропгольд, Г. Д Саакян) ...	181
Глава 11. Городское строительство (Г. В. Джапаридзе, Д. В. Чхеидзе,
К И Джанджгава, Н. И. Комарпицкии. Т. У. Багиров. А. А Муста-
фаев, F.. С. Крои гольд, А. М. Мопюшко, П. В. Царев, А. И. Климен-
ко, Г. Д. Саакяп).........................................................188
Глава 12. Линейное строительство (К. И. Джанджгава, Д. В. Чхеидзе,
К. Ш. Шадуиц, Н. И. Дубровин, О. В. Куинашвили) ....	195
Глава 13. Строительство горнорудных предприятий, добыча пефти и газа
(Д. В. Чхеидзе, П. В. Царев)..............................................201
Глава 14. Строительство морских портов, берегоукрепительных сооружений,
нефтепромыслов (К- И. Джанджгава, А. М. Мопюшко, Ф. С. Алиев,
А. Б.	Островский, Н. И. Комарницкий)...........................203
Литература.................................................................209
Часть II. КРЫМ
Введение...................................................................215
Раздел I
Основные закономерности ннженсрно-гсологнческих условий Горного Крыма
и история их формирования.............................................217
Глава I. История развития Горпого Крыма в мезокайпозойское время и ее
влияние иа современные инженерно-геологические условия
(И. М. Цыпина).............................................................217
364
Глава 2 Формирование, инженерно-геологических условий в голоцене и их ре-
гиональные закономерности (В. И. Дублянский, И. Ф. Ерыш,
Б. Н. Иванов, И. Б. Корженевскнй, А. А. Коджеспиров, О. Г. Сиден-
ко, В. II. Суловский, И. М. Цыпина).................................... 223-
Глав а 3. Инженерно-геологическое районирование Горного Крыма
(К. И. Джаиджгава, И. М. Цыпина).........................................250
Раздел II
Инженерно-геологическое описание Горного Крыма......................... 255-
Глава 4. Инженерно-геологическая характеристика Горного Крыма (В. Л. Го-
лумбиевский, И. Ф. Ерыш, А. А. Коджеспиров, И. М. Цыпина) . 255
Раздел III
Опыт строительства и изменение природных условий под влиянием деятельнос-
ти человека..........................................................286
Глава 5. Анализ опыта строительства и возникновение инженерно-геологиче-
ских процессов (А. М. Марков. А. Т. Рыбалка, А. А. Чужмир) . . 286-
Литература. .	.	.	.	.	.............................296
Часть III. КАРПАТЫ
Введение.................................................................301
Раздел I
Основные закономерности'* ипжеиерпо-геологических условий Восточных Карпат
и история их формирования............................................303
Глава 1. История развития Восточных Карпат в палеозойское время и ее
влияние на современные иижеиерно-геологические условия (В. П. Ла-
зарева) .................................................................303
Глава 2. История развития Восточных Карпат в мезозойское время (триасово-
юрский период) и ее влияние па современные иижеиерио-геологические
условия (В. П. Лазарева).................................................304
Глава 3. История развития Восточных Карпат в мезозойско-кайнозойское
время и ее влияние на инженерно-геологические условия (В. П. Лаза-
рева) ..................................................................306-
Глава 4 Формирование инженерно-геологических условий в'голоцене и их
региональные закономерности (В. Н. Дублянский, В. П. Лазарева,
Ф. А. Новосельский, Д. Н. Радецкий, Ф. И. Яворский) .... 317
Глава 5. Инженерно-геологическое районирование Восточных Карпат (В.П.Ла-
зарева) .................................................................331
Раздел II
Инженерно-геологическое описание Восточных Карпат........................336
Г л а в а 6. Ипжеиерио-гсологическая характеристика Восточных Карпат
(В. Л. Голумбиевский, И. Ф Ерыпт, В. П. Лазарева) ....	336-
Раздел III
Опыт строительства и изменение природных условий под влиянием деятельности
человека.............................................................357
Глава 7. Анализ опыта строительства и возникновение инженерно-геологических
процессов (В. Н. Дублянский, Ф. А. Новосельский, Д. Н. Радецкий,
Ф. И. Яворский)..........................................................357
Литература................................................................360
ИНЖЕНЕРНАЯ
ГЕОЛОГИЯ СССР
Том восьмой
КАВКАЗ. КРЫМ, КАРПАТЫ
Подписное издание
Зав. редакцией И. И. Щехура
Редактор Н В., Баринова
Технический редактор
Г. Д. Дегтярева
Художник Е. А. Михельсон
Корректор Л. А. Костылева
ИБ № 374
Сдано в набор 4/11 1977 г.
Подписано к печати 22/11 1978 г.
Л-78240 Формат 70X108'/»
Бумага тип. № I
Физ печ. л 23,0
Уел. печ л. 32,20
Уч.-изд л 29,28 Изд № 2934
Зак. 138 Тиране 6813 экз.
Цена 2 р. 40 к
Издательство
Московского университета.
Москва. К-9, ул. Герчспа, 5/7.
Tuhoi рафия Изд-на МГУ.
Москва. Ленинские горы