книги из ГПНТБ / Будагов Б.А. Геоморфология и новейшая тектоника Юго-Восточного Кавказа

Ферганской впадины глинистые карсты распространены край­ не редко. Это, по-видимому, с одной стороны объясняется климатическими условиями и с другой — большей уплотнен­ ностью глин, имеющих коренное залегание. Возраст глин ука­ занных территорий относится к верхнему миоцену (сармат). В аридно-денудационной зоне Нахичеванской АССР наблю­ даются климаты холодных полупустынь и сухих степей с су­ хим летом, тогда как в аналогичной зоне Юго-Восточного Кавказа —климаты умеренно теплых полупустынь, сухих сте­ пей с сухой зимой и климаты умеренно теплые с сухим летом.

ЭОЛОВЫЙ РЕЛЬЕФ

Вдоль берега Каспийского моря в виде узкой полосы про­ тягиваются эоловые отложения. На северо-западе они разви­ ты южнее рыбного промысла Худат-2. Между ними и Худатбазой песчаные дюны покрывают низкую (7—9 м) морскую террасу. Южнее Худат-базы количество песчаных гряд уве­ личивается до трех.

Ксеверу от рыбного промысла Худат-3 между морем и новокаспийской террасой (6—7 м) протягиваются две песча­ ные гряды. Одна из них слабо закреплена и покрывает бровку террасы.

Кюгу от с. Низовая в основном протягиваются две песча­

ные гряды. В районе рыбного промысла Хачмас-4 количество песчаных гряд увеличивается до четырех. Две из них закреп­ лены, одна полузакреплена и одна развивается. Южнее с. Чайкаракашлы песчаные гряды и дюны переместились от бровки (7—8 м) морской террасы. В восточной части лимана Агзыбирчала песчаные гряды занимают обширную полосу шири­ ною до 1,5 км. Отдельные закрепленные дюны удалены от береговой полосы на значительные расстояния. Начиная от рыбного промысла Дивичи-2 до Чандагарского маяка, песча­ ная полоса, постепенно расширяясь, достигает своего макси­ мума. К юго-востоку от с. Чандагар вдоль берега моря песча­ ные полосы имеют небольшую ширину, что обусловлено сужением песчаного пляжа и появлением абразионных бере­ гов. Полоса песков расширяется в районе пос. Насосный у г. Сумгаита к северу от с. Пиршага. Песчаные дюны и гряды снова расширяются между пос. Бузовны и к северу от пос. Мардакян, в районе Шаховой косы. На юго-востоке песчащле гряды и дюны наблюдаются у мыса Сангачалы, к юго-восто­ ку от пос. Кобыстан и т. д. (рис. 14).

В пределах Апшеронского полуострова эоловые формы рельефа распространены, начиная от мыса Яшма (на северозападе) и кончая Шаховой косой (на юго-востоке). Ширина

90

Г л а в а IV

н о в е й ш и е и с о в р е м е н н ы е т е кт о н ич ес к ие

ДВИЖЕНИЯ

НОВЕЙШИЕ ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ

Прежде, чем приступить к анализу неотектонических дви­ жений исследуемого региона, необходимо отметить, что под неотектоническими движениями мы понимаем движения от­ резка времени плиоцен (меотис) — четвертичный период, ко­ торыми был создан рельеф этого горного сооружения. Име­ ющиеся в нашем распоряжении материалы не оставляют сомнений в том, что еще в верхнем сармате значительная часть исследуемой территории, за исключением современной водораздельной полосы с вершинами гор Шахдаг и БазарДюзи на востоке, находилась ниже уровня моря. В верхнем сармате абсолютные высоты названных вершин достигали в абсолютном выражении 800 и 600 м соответственно (Б. А. Бу­ дагов, 1964). Естественно поэтому говорить, что основные движения, которым обязан современный рельеф Восточного Кавказа и которые носили несомненно весьма интенсивный характер, имели место уже в послесарматское время.

Основные черты новейшей структуры

Воздействие новейших тектонических движений на домеотическкй структурный план нашло свое отражение в обособ­ лении унаследованных структурных элементов и формирова­ нии новообразованных. Унаследованные неотектонические структуры определяют собой древний тектонический план, существовавший уже в миоцене. К числу таких структур отно­ сятся Тфанский антиклинорий, Шахдагско-Хызинский и Зака- тало-Ковдагский синклинорий, включая в восточный отрезок последнего Ковдаг-Сумгаитский синклинорий, и, наконец, Вандамский антиклинорий. Тот факт, что унаследованные поднятия отделены друг от друга зонами относительного опускания или зонами, в пределах которых воздымание от­ ставало от смежных структур, говорит о явно дифференциро­ ванном характере неотектонических движений. А это значит, что неотектонические движения могут быть разделены по

степени интенсивности на ряд групп: интенсивные с амплиту-

93

Рис. 15. Карта-схема неотектонических деформаций азербайджанской части

1—интенсивные поднятия (до 1200—1000 м); 2—умеренные поднятия (от 200 до 1200 иг); 3—слабые поднятия (до 200 м)

И. Позднеальпийские сводовые (отчасти и сводово-глыбозые) горные со­ оружения 4—интенсивные воздымання (от 2000 до 4000 м)\ 5—умеренные воздымания

(от 1000 до 2000 иг); 6—слабые воздымания (от 200 до 1000 иг)

III. Позднеальпийские межгорные и периклинальные прогибы, втянутые в поднятия 7—участок прогиба, наложенный в новейшем этапе на сводовое сооруже­

ние (до 300—500 иг); 8—участок прогиба, втянутый в воздымание в начале новейшего этапа (от 500 до 1000 м) \ 9—участок прогиба, втянутый в воз­ дымание к концу новейшего этапа (до 500 м)

IV. Складчатые деформации новейшего этапа

10—районы проявлений линейно-прерывистой (промежуточной) складчато­ сти в краевых прогибах; 11—районы проявлений линейно-прерывистой и куполовидной (промежуточной) складчатости с элементами диапиризма и

Новообразованные неотектонические структуры террито­ риально приурочены к периферийным частям депрессионных зон. К ним относятся отдельные структуры Кобыстана, Апшеронского полуострова, Кусарской наклонной равнины и др. Воздыманием в неотектоническом этапе были охвачены позднеальпийские межгорные и переклинальные прогибы. Их воздымание было явно дифференцированным во времени. Если основная часть Шемахинско-Кобыстанской зоны проги­

94

бания была вовлечена в поднятие в начале, то Юго-Восточный Кобыстан, где преобладает инверсия рельефа, и Апшеронский полуостров были подвержены воздыманию в конце неотектонического этапа. Величина их поднятия составила в пер­ вом случае 500—1000 м, а для Юго-Восточного Кобыстана и Апшеронского полуострова до 500 м (рис. 15).

Алазань-Авторанская депрессия наложена в новейшем этапе на южное крыло сводового мегантиклинория Большого Кавказа (Вандамский антиклинорий). Это — отчетливо вы­ раженная новообразованная структура, испытавшая с конца неотектонического этапа относительный подъем (300—500 м) на фоне общего погружения. К концу новейшего этапа был втянут в поднятие и позднеальпийский Кусарско-Дивичинский прогиб.

Позднеальпийские горные сооружения вовлечены в новей­ шее время в сводовое поднятие явно дифференцированного характера. Интенсивное воздымание отмечается вдоль осевой полосы горного сооружения Восточного Кавказа, тогда как периферийные части резко деформированы. Но при этом ха­ рактер деформации находится в полном соответствии с обще­ кавказским простиранием горного сооружения, имея на севере северо-восточный, на юге — юго-западный и на востоке — юговосточный уклон. В пределах Юго-Восточного Кавказа сводо­ вое поднятие ограничено по периферии крупными разрывами, разломами, надвигами и флексурами. На фоне общего сводо­ вого поднятия выделяется складчато-глыбовое сооружение Шахдагской морфоструктуры, ограниченной с севера Казмакрызским надвигом.

По периферии сводового поднятия в пределах позднеаль­ пийского краевого (предгорного) и позднеальпийского меж­ горных и периклинальных прогибов поднятия носят линейный, линейно-прерывистый и куполовидный характер, что в целом находится в соответствии с условиями формирования склад­ чатой структуры.

Геологические и геоморфологические выражения новейших тектонических движений

А. Геологические выражения

Складчатость и ее типы. В проявлении новейших тектонических движений важную роль играет складчатость и ее типы. В этом отношении определенный интерес представляют рабо­ ты И. В. Кирилловой и А. А. Сорского (1956), Е. Е. Милановского и В. Е. Хайна (1963), в которых на основании типов складчатости проведено тектоническое районирование. Пер­ вые из названных авторов выделяют в пределах исследуемой

95

герритории шесть зон со своеобразным типом складчатости. Первая зона характеризуется развитием интенсивно сжа­ тых, изоклинальных, веерообразно-опрокинутых, нередко дис­ гармоничных складок, осложненных многочисленными над­

вигами.

Складки эти сложены метаморфизованными, разлинзованными, раскливажированными аспидными и глинистыми слан­ цами. Эти зоны складчатости развиты в пределах приосевой части Главного Кавказского хребта.

Во второй зоне развиты сильно сжатые дисгармоничные с к л а д к и , часто с тенденцией к опрокидыванию и образованию серии чешуйчатых надвигов. Здесь нередко встречается кливажирование. На их крыльях наблюдаются разрывы.

Эта зона охватывает южный склон Главного Кавказского хребта. В зоне развития этих складок отчетливо выражена ярусность рельефа, связанная с дифференцированными неотектоническими движениями, живучесть и активизация ряда разломов и надвигов, усиление воздымания в пределах по­ перечных поднятий и т. д.

В третьей зоне наблюдаются более или менее симметрич­ ные, нередко прямые складки со средними углами падения. К этой зоне относится Шахдаг-Бешбармакская полоса, где рас­ пространены грубослоистые осадочные отложения. Здесь тек­ тонические движения протекали крайне интенсивно на севе­ ро-западе, постепенно убывая в юго-восточном направлении.

Четвертая зона1, охватывающая районы коробчатых (сун­ дучных) складок с редкими разрывами, занимает в пределах Юго-Восточного Кавказа небольшую территорию. Этот тип складок развит в пределах судурской тектонической зоны, которая особенно хорошо выражена в районе с. Лаза.

Пятая зона охватывает гребневидный тип складок. Они, как правило, состоят из узких, сжатых антиклиналей, разде­ ленных широкими и плоскими синклиналями. Такие складки сложены в основном грубослоистыми терригенными отложе­ ниями с крыльями, осложненными надвигами. Они развиты в пределах Кусарско-Дивичинского синклинория, в районе внутренней части низких гор Юго-Восточного Кавказа, в Аджиноурских предгорьях и т. д. Для этой зоны характерны интенсивные тектонические движения, усиление которых про­ исходит в конце плиоцена.

Шестая зона представлена брахискладками, осложненны­ ми грязевыми вулканами. Последние нередко выражены в рельефе коническими вершинами среди покровов сопочной брекчии, зачастую протягивающихся цепочками. Здесь разви­ ты рыхлые, слабосцементированные терригенные отложения.

1 Зона коробчатых складок в пределах азербайджанской части Боль­ шого Кавказа не показана И. В. Кирилловой и А. А. Сорским (1956).

96

Эта зона охватывает весь Апшеронский полуостров, Кобыстан и частично Аджиноурские предгорья. Новейшие тектонические движения здесь резко контрастны. Относительно высоко при­ поднятые складки окружены опущенными котловинами и обширными широкодонными долинами. К юго-западу от Лянгябизских гор, т. е. в пределах Ширванской равнины, развиты погребенные поднятия, которые слабо выражены в рельефе.

Начало и окончательное поднятие вышеназванных складча­ тых зон не совпадало по времени. Так, например, первый и второй типы зон складчатости начали подниматься в верхней юре, а окончательно поднялись в верхнем мелу. К среднеаль­ пийской структуре по времени своего формирования относит­ ся узкая полоса Тенги-Бешбармакского антиклинория. Окон­ чательное его поднятие произошло в палеогене. Но основную территорию охватывают зоны, представляющие позднеаль­ пийские структуры. Мы имеем в виду четыре последних типа складчатости, распространение которых связано со всеми низменными, низкогорными и отчасти средиегорными (северовосточный Азербайджан) поясами исследуемой территории.

Складкообразование в пределах Азербайджанской части Большого Кавказа протекает последовательно во времени и пространстве. Начавшись в юре, оно продолжалось и в верх­ нем мелу (Кахетинское и Вандамское поднятия). Переход от мела к палеогену, являющийся одним из переломных момен­ тов в геологическом строении Кавказа, сопровождался за­ метным оживлением складчатых движений в пределах подня­ тий, окаймляющих Куринскую впадину (В. Е. Хайн, А. Н. Шарданов, 1952, стр. 259). Миоплиоценовая складчатость охватила Шемахинско-Кобыстанскую зону, Апшеронский по­ луостров и др. Складчатость перед меотисом и перед понтом протекает в основном в Шемахинско-Маразинской зоне, а складчатость перед продуктивной толщей — на территории южного и центрального Кобыстана и Апшеронского полу­ острова. Более молодое, т. е. верхнеплиоцен-четвертичное складкообразование получает распространение на периферии юго-восточного Кавказа.

В период каждой из трех вышеназванных эпох складко­ образования (палеогеновая, миоплиоценовая и верхнеплиоце- ново-четвертичная эпохи) формировались определенные струк­ туры. В формировании новейших структур наибольшее значение имели миоплиоценовая и верхнеплиоценово-четвер- тичная эпохи.

Но последние две эпохи создали неотектоническую струк­ туру и способствовали интенсивности ее развития. Формиро­ вание их началось в центральной части Юго-Восточного Кавказа и постепенно распространялось к периферии. Напри­ мер, на территории Кобыстана складкообразование в палео­ гене протекало лишь в Северном Кобыстане, в миоцене — в

Центральном, в плиоцене —- в Южном Кобыстане и, наконец, в антропогене оно распространилось на Алятско-Сальянскую зону Нижнекуринской впадины (В. Е. Хайн, А. Н. Шарданов,

1952).

Самые древние типы складчатости соответствуют отдель­ ным морфоструктурам лишь в общих чертах, тогда как более молодые типы имеют прямое отражение в морфоструктурах.

В юго-восточном направлении элементы антиклиналей су­ живаются и выклиниваются, а синклинали напротив — рас­ ширяются. Причем нижний структурный этаж отвечает по простиранию глубиной, имеет общекавказское, а верхний, структурный этаж, отвечающий поверхностной, имеет каспий­ ское (близмеридиональное) простирание (В. Е. Хайн и др.). Но степень перестройки для неотектонического этапа не везде одинакова. В пределах предгорий Юго-Восточного Кавказа Ф. С. Ахмедбейли (1964) выделяет «несколько зон с различ­ ной степенью несоответствия плана складчатости плиоценчетвертичнон толщи и нижележащих комплексов».

К зоне субмеридиональной ориентировки новейших скла­ док относится северная часть Кусарского передового прогиба, Апшеронский полуостров, часть Кобыстана; к зоне общекав­ казской ориентировки (ЮВ) относятся части Аджиноура и Шемахинско-Кобыстанской области. Южная часть КусарскоДивичинского синклинория и восточная часть Аджиноурских предгорий имеют субширотную (ВЮВ) ориентировку.

По данным Ф. С. Ахмедбейли (1964), смещение сводовых частей складок в северных предгорьях Юго-Восточного Кав­ каза и в Аджиноурских предгорьях колеблется в пределах от 100 до 400—450 м. Причем в обоих случаях это смещение про­ изошло в течение неотектонического этапа от мезозойской складчатости к смежным депрессиям.

Разрывные нарушения. Надвиги и разломы, связанные со складчатыми движениями, играют большую роль в развитии отдельных тектонических структур и способствуют увеличе­ нию контрастности новейших тектонических движений.

Разрывы, приуроченные к пограничной полосе прогибов и поднятий, способствуют формированию отдельных тектониче­ ских структур.

Разломы имеют двоякое направление: продольное (обще­ кавказское) и поперечное — близдолготное. Продольные раз­ ломы нередко бывают глубинного происхождения и имеют региональное простирание.

Кахетинско-Лечхумская шовная зона в пределах азербай­ джанской части Большого Кавказа проходит южнее Вандамского поднятия и относится к глубинным. Эта шовная зона отделяет геосинклиналь Большого Кавказа от Закавказской межгорной зоны (Е. Е. Милановский, В. Е. Хайн, 1963). Она имеет восток-юго-восточное простирание. На границе южной

98

части горного хребта Большого Кавказа и Алазань-Авторан' ской депрессии проходит глубинный разлом.

Кроме указанного главного тектонического шва, одним из важных продольных швов является надвиг Большого Кавказа, который отделяет «осевую зону геосинклинали Большого Кавказа от приподнятой северной краевой зоны (зоны Глав­ ного хребта)» (Е. Е. Милановский, В. Е. Хайн, 1963).

На северо-западе у Военно-Грузинской дороги этот над­ виг В. П. Ренгартеном был назван Кавказским, а на террито­ рии северной Осетии Л. А. Варданянцем-Адайским. Главный Кавказский надвиг выражен в современном рельефе крутым обрывом, имеющим денудационно-тектонический характер.

Вдоль южной границы Тфанского антиклинория и север­ ной границы Закатальско-Ковдагского синклинория протяги­ вается крупный Малкамудский надвиг, который приводит в тектонический контакт отложения аалена с байосом (хыналыкские песчаники). Этот крупный надвиг имеет амплитуду в несколько километров, а плоскость его падает с юго-запада на северо-восток. На южном склоне Главного Кавказского хребта он протягивается от верховьев р. Вандамчай до г. Большой Губах (р. Мазымчай), где сочленяется с Главным Кавказским надвигом. На отрезке между реками Мазымчай и Мухахчай он является пологопадающим, а в остальной сво­ ей части, т. е. на расстоянии около 160—170 км — крутопада­ ющим. Малкамудский надвиг срезает Базар-Дюзинский антиклинорий с юго-запада. По данным Э. Ш. Шихалибейли (1956), он является продолжением Квенамтского и Тибского надвигов, наличие которых было установлено В. П. Ренгарте­ ном и Л. А. Варданянцем. К зоне этого надвига приурочены Илисуйские, Джимджимахские термальные источники и ряд месторождений металлических полезных ископаемых (реки Белоканчай, Мазымчай) (Э. Ш. Шихалибейли, 1956).

На северном крыле, а также в прилегающих к Тфанскому антиклинорию тектонических структурах имеется ряд текто­ нических разрывов, которые способствовали разделению тек­ тонических структур на отдельные блоки. Одним из них является Халтанский надвиг, который срезает с юга Каджинское поднятие и вдоль которого мальм надвинут на валанжин Халтанского синклинория. Его юго-восточным продолжением является Гермианский надвиг, который протягивается в юговосточном направлении, т. е. до Каспийского моря (район ст. Ситалчай), Халтан-Гермианский разрыв на северо-западе является границей между Дибрарской и Тфанской зонами, а на юго-востоке границей между Хызинским и ДибрарскоЯшминским синклинорием. К халданскому разрыву приуро­ чены термальные источники Джими, Хаши и Халтан.

Казмакрызский надвиг, установленный В. Е. Хаиным в 1935 г., является границей двух тектонических зон — Шахдаг-

99