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

морские террасы Северо-Западного Кавказа, сведения о ко­ торых проводятся и в работе В. М. Муратова (1964).

Бакинские террасы на обоих побережьях Каспийского мо­ ря развиты на абсолютной высоте 220—250 м (250—280 м над уровнем Каспия) и являются абразионными. В пределах ЮгоВосточного Кавказа они были приподняты на 300—400 м, а в западных предгорьях Копетдага — на 30—100 м абсолютной высоты. Эти террасы на берегах Красноводского полуострова

отложений опущена до —100—300 м (соответственно до —128—328 м над уровнем Каспийского моря). Таким обра­ зом, амплитуда между абсолютным поднятием и опусканием достигает 600—700 м на берегу Каспийского моря.

Следы чаудинской береговой линии в северной части Чер­ ного моря опущены ниже уровня моря: на юге Керченского полуострова она имеет высоту 25, на северо-западном берегу Таманского полуострова и Северо-Западном Кавказе — 40, а на остальных Кавказских побережьях— 100 ж. В Колхидской низменности кровля чаудинских отложений погружается ниже уровня моря.

На Северо-Западном Кавказе абразионные чаудинские террасы прекрасно развиты от Сочи до Архипо-Осиповки. Редко где встречаются конгломераты. В районе г. Сочи ши­ рина этой террасы достигает 1,5, а в районе Джубги даже 7 км. В районе мыса Идукопас на 40-ж террасе обнаружен комплекс чаудинской морской фауны, а в нескольких кило­ метрах к западу от нее у с. Бетта на той же (40 м) высоте — нижнедревнеэвксинские террасы с узунларскими осадками. По мнению П. В. Федорова (1963), сближение этих террас связано с региональным блоковым движениям.

Большое сходство чаудинской и бакинской фауны дает основание считать, что Каспийское и Черное моря имели сво­ бодный водообмен и одинаковые уровни. Следовательно, большая разница высот бакинских (250—300 м) и чаудинских (100 м) террас объясняется новейшими тектоническими дви­ жениями различной интенсивности (П. В. Федоров, 1961). Как видно из изложенного, на Восточном Кавказе темп новейших тектонических движений был в 2,5—3 раза больше, чем на Западном. Эти данные хорошо увязываются с данными, полу­ ченными при анализе поднятий речных террас (1 :2,5) обеих периклиналей Большого Кавказа.

Сравнение высот чаудинских морских террас в пределах Таманского полуострова и на Северо-Западном Кавказе (40 м абсолютной высоты) и бакинской террасы на Юго-Восточном Кавказе и Апшеронском полуострове (300 м абсолютной вы­

220

соты) показывает, что в пределах последних темп новейших тектонических движений был еще больше— 1 : 7,5 раза.

Береговая линия нижнего хазара на кавказских побережь­ ях имеет три уровня: 160, 125 и 85 м (абсолютной высоты) и прослеживается вдоль предгорий и низкогорий прибрежной полосы Восточного Кавказа, включая и северный борт Куринской низменности. В пределах Апшеронского полуострова в сводовых частях отдельных антиклиналей эта терраса при­ поднята на 200,250,300 м абсолютной высоты. Эти же террасы в Западной Туркмении имеют абсолютные высоты 10—15, на побережьях Мангышлака — 5—10, а в Северном Прикаспии

0—10 ж (П. Ф. Федоров, 1961).

Нижнехазарские отложения в пределах Терско-Кумской, Куринской и Западно-Туркменской депрессиях погружены до 100—200 ж (абсолютная высота), а в Чикишлярском районе (Западная Туркмения) — до 300 ж. Следовательно, деформа­ ция нижнехазарской береговой линии достигает 450—600 ж (П. В. Федоров, 1961). Верхнехазарские террасы на побережь­ ях Кавказа имеют абсолютные высоты 40—50 ж на Мангыш­ лаке, а в Северном Прикаспии опущены до минус 10—15 м (П. В. Федоров, 1961).

Древнезвксинские отложения являются одновозрастными с нижнехазарскими. Древнезвксинские террасы в пределах по­ бережья Западного Кавказа имеют два абразионных уровня (38—45 и 60—70 м). На Северо-Западном Кавказе они хоро­ шо сохранились в рельефе между г. Сочи и устьем р. Джанхот (на западе). Ширина этой террасы — от нескольких сот метров до 1—2 км.

Древнезвксинские террасы погребены под более поздними образованиями (на северо-западном берегу Черного моря, на северном берегу Азовского моря, Керченском и Таманском полуострове, П. В. Федоров, 1961). Учитывая стратиграфиче­ ское единство древнеэвксинских и узунларских отложений, П. В. Федоров считает целесообразным 40-ж террасу Черного моря называть эвксино-узунларской.

Карангатская (тирренская) терраса в восточной части Крыма и на берегах Керченского и Таманского полуострова находится на высоте 8—10 м, а на Кавказских берегах не­ сколько приподнята и имеет два уровня — 25 (в основном абразионная) и 12—14 ж (аккумулятивная). Мощность по­ кровных галечников на Северо-Западном Кавказе достигает 2—3 ж. В пределах Северо-Западного Кавказа плохо сохра­ нившиеся карангатские террасы встречаются в районе городов Туапсе и Геленджик, на отдельных участках между Сочи и Джубга. Но они почти полностью отсутствуют между Ново­ михайловской и Геленджиком.

Два уровня карангатской террасы свидетельствуют о но­ вейших тектонических движениях побережий Восточного Кав­

221

каза, с одной стороны, и двух фазах развития Карангатской трансгрессии, с другой (П. В. Федоров, 1961).

Нижнехазарские террасы в пределах кавказского побере­ жья Каспийского моря имеют три уровня (160; 125 и 85 м), а аналогичные древнеэвксинские террасы кавказского побере­ жья Черного моря два уровня (60 и 40 м).

Верхнехазарские террасы кавказского побережья Каспий­ ского моря имеют один уровень (40—50 м), а кавказского побережья Черного моря — два уровня (25 и 10—12 м). Сле­ довательно, в пределах прибрежной полосы восточной периклинали Большого Кавказа за нижнехазарское время число ритмов новейших тектонических движений достигает трех, а в северо-западном его погружении за древнеэвксинское вре­ м я — двух. В период формирования карангатских террас чис­ ло ритмов новейших тектонических движений в пределах чер­ номорского побережья Западного Кавказа доходит до двух, а на востоке представлено одним. Следовательно, ритмов новей­ ших тектонических движений в нижнехазарское время было на одно больше на Восточном Кавказе, чем на западном, а в верхнехазарское время наоборот, на западном побережье на одно было больше, чем на восточном. Необходимо отметить, что в период всего хазарского времени на обоих берегах Кав­ каза общее число ритмов было одинаковы — четыре.

В хазарское время продолжается поднятие на Юго-Во­ сточном Кавказе. В это время поднятие морских террас на Юго-Восточном Кавказе колебалось от 40—50 до 300 м, а на Северо-Западном Кавказе — от 10—12 до 60 м. Итак, общее соотношение темпа новейших тектонических поднятий было­ высоким на Юго-Восточном Кавказе, превышая в 5 раз темп движения Северо-Западного Кавказа. В период нижнего ха­ зара в пределах Юго-Восточного Кавказа морские террасы на максимально деформированных участках Апшеронского полу­ острова приподняты на высоты, в пять раз превышающие уровни аналогичных террас Северо-Западного Кавказа. Это соотношение заметно уменьшается в верхнем хазаре, состав­ ляя уже 1 : 2, что объясняется общим уменьшением темпа и

скорости новейших тектонических движений от нижнего ха­ зара к верхнему.

Береговые линии нижнехвалынских террас расположены на 48, 35 и 25 ж абсолютной высоты. Редко, где можно про­ следить 14—15-м террасу, которая на Восточном Кавказе при­ поднята до 24—30 м абсолютной высоты.

Верхнехвалынские террасы имеют три уровня (минус 2, 12, 16 м абсолютной высоты), распространены также широко, как и нижнехвалынские морские террасы. Хвалынские террасы развиты на кавказском побережье Каспия, на южном склоне общего Сырта, на Мангышлаке, в Западной Туркмении, на правом берегу р. Волги — ниже Камышина и в других местах.

222

48-м нижнехвалынские террасы развиты и в долинах Восточ­ ного Маныча. Широкое распространение хвалынской берего­ вой линии связано с самой крупной трансгрессией этого моря за весь четвертичный период (П. В. Федоров, 1957, 1961).

Новочерноморские террасы, развитые на Черноморском по­ бережье Кавказа, имеют абсолютную высоту 3—5 м (восточ­ ный берег Керченского полуострова, севернее г. Анапы, и Гу­ рия). Местами на берегах Черного моря М. В. Федоров (1961, 1963) выделяет еще одну—• нимфейскую террасу (1,5—2 м), которая относится к концу I тысячелетия нашей эры.

Эта терраса на Северо-Западном Кавказе сохранилась в виде небольших аккумулятивных равнин, установленных в устьях рек Дагомыс, Шахе, Озерейки, Псезуапсе и др. (В. М. Муратов, 1964).

Новокаспийские террасы развиты на —22 м (на 6 м выше современного уровня Каспийского моря) абсолютной высоты и образованы трансгрессией того периода. Береговые линии поздней новокаспийской трансгрессии имеют абсолютную вы­ соту — 24—25 м, т. е. на 2—4 м выше уровня современного Каспия. Но на участках отдельных антиклинальных складок Апшеронского полуострова новокаспийские террасы припод­ няты до абсолютной высоты — 16 м, или на 12 м над Каспием.

Максимальная новокаспийская береговая линия относится примерно к середине первого тысячелетия до н. э., а более поздняя новокаспийская береговая линия — к XIV—XVI в.

н. з. (П. В. Федоров, 1961).

Вдоль прибрежной части Каспийского моря имеется ряд волноприбойных ниш и галечниковых береговых валов. Они находятся на глубине (под уровнем) Каспийского моря 3—4, 8, 12, 20—22 и 40—60 м.

«Геологические и исторические материалы позволяют пред­ полагать, что уровень минус 50 м (на глубине 20—22 м) отно­ сится к регрессии Каспия между нижне- и верхнехвалынскими трансгрессиями, уровень минус 40 м (на глубине 12 м ) —к послехвалынской (Мангышлакской) регрессии, уровень минус 36 м (на глубине 8 ж) — регрессии между ранней и макси­ мальной стадиями трансгрессии (челекенская стадии) и уро­ вень минус 32 м (на глубине 4 м) — к регрессии между мак­ симальной и поздней стадиями новокаспийской трансгрессии (дербентская стадия)» (П. В. Федоров, 1961).

Подведем итоги:

1. На обоих периклинальных окончаниях Кавказа мор­ ские террасы приподняты и резко погружены в районах меж­ горных и предгорных прогибов, ограниченных разломами.

2.Самые древние и высоко приподнятые морские террасы обеих периклиналей деформированы более интенсивно, чем молодые (хвалынские и голоценовые).

3.Самые высокие морские террасы Черного и Каспийского

223

морей на берегах Большого и Малого Кавказа имеют почти одинаковые максимальные высоты, что свидетельствует об одинаковой амплитуде поднятий на берегах обоих морей и обоих погружений Кавказа за четвертичное время.

4.Морские террасы вдоль побережья Каспийского моря Юго-Восточного Кавказа приподняты на значительно боль­ шую относительную и абсолютную высоты и деформированы почти повсеместно.

5.Общее число ритмов новейших тектонических поднятий

на Юго-Восточном Кавказе было большим, чем на СевероЗападном, что связано не только с новейшими тектоническими движениями, но и с трансгрессиями, регрессиями и их отдель­ ными фазами.

Выводы и заключение

1. Рельеф азербайджанской части Большого Кавказа про­ шел сложный путь развития. Широкое распространение фаунистически охарактеризованных морских террас, непо­ средственная возможность сопоставления их с речными, а последних — с моренами облегчает установление возраста этих форм и восстановление палеогеографических условий новейшего этапа развития территории. Неотектонические дви­ жения, общее сводовое поднятие, формирование на его фоне локальных деформированных морфоструктур, наличие попе­ речных тектонических поднятий — обусловили сложность раз­ вития рельефа. Большая роль в формировании рельефа при­ надлежит и современным тектоническим движениям, которые нашли свое отражение в интенсивном проявлении землетрясе­ ний (до 8—9 баллов), извержении грязевых вулканов, ак­ тивном росте погребенных структур, поднятиях и опусканиях отдельных частей территории.

Резкая контрастность рельефа, обусловленная дифферен­ цированным характером неотектонических движений, опреде­ лила смену его типов и форм, а также его высотную поясность с ясно выраженным ярусным расположением зон.

2.Найденная нами в 1956 г. в районе г. Шахдаг на вы­ соте 3550 м верхнесарматская фауна позволила более досто­ верно датировать концом верхнего миоцена нижний рубеж неотектонического этапа развития рельефа не только ЮгоВосточного Кавказа, но и всего Кавказа в целом.

3.Проведенные исследования позволяют выделить в исто­ рии развития рельефа азербайджанской части Большого Кав­

каза пять крупных этапов развития1. В доверхнемиоценовом этапе рельеф был представлен архипелагами островов и гря­

1 См. Б. А. Будагов 1969 «Геоморфология южного склона Большого Кавказа» Из-во «Элм» Баку (стр. 104—143).

224

дами. В миоплиоцене на месте водораздельной полосы совре­ менного Главного Кавказского хребта обособляется узкая полоса суши, окруженная морями, граничащая на севере с отдельными плато (Шалбуздаг, Шахдаг, Кызылкая). Эта полоса постепенно расширялась в ходе поднятия. В нижнем и среднем плиоцене (понт-продуктивная толща) границы суши раздвигаются, рельеф приобретает высокогорный характер. Поднятия и дифференциация рельефа еще более усиливаются в течение верхнего плиоцена и нижнечетвертичного периода. Современный облик был создан в средневерхнечетвертичное время.

4. Установлено четыре зоны поперечных ступеней, отлича­ ющихся по режиму и интенсивности проявления неотектонических движений и комплексам форм рельефа. Зона наиболее активных поднятий располагается к западу от меридиана г. Тфан, умеренных — к западу от меридиана г. Бабадаг, отно­ сительно слабых — к западу от г. Дибрар и исключительно медленных — к востоку от нее.

5. Новейшие тектонические движения в азербайджанской части Большого Кавказа, начиная с верхнего сармата, носили сводовый характер. Максимальная величина неотектонических воздыманий в осевой зоне сводового поднятия достигала 3600—4000 м, а максимальное погружение в пределах приле­ гающих депрессий — 6000 м. Общая амплитуда неотектони­ ческих движений, таким образом, составляет величину по­ рядка 10.000 м.

6. Сопоставление поверхностей выравнивания альпийской зоны юга СССР (Карпаты, Крым, Кавказ, Копетдаг) дало возможность установить, что новейшие тектонические движе­ ния в этих горных странах протекали резко дифференциро­ вано. Наиболее интенсивно они проявлялись на Большом и Малом Кавказе, умеренно — в Копетдаге и Талыше и слабо—

вУкраинских Карпатах и Крыму.

7.Комплексный геоморфологический анализ условий раз­ вития оползней и аридно-денудационных форм рельефа раз­ личного возраста дал возможность высказать некоторые

соображения об изменениях климата, особенно условий увлажнения в Юго-Восточном Кавказе и об усилении аридных процессов в течение позднечетвертичного времени и в совре­ менную эпоху.

8. Проведенные исследования геоморфологических условий селеносных рек и наблюдение за селевыми потоками (особен­ но структурными) позволили генетически классифицировать селеобразующие очаги и формы рельефа, образованные селе­ выми потоками1.

1 См. Б. А. Будагов 1969 «Геоморфология южного склона Большого Кавказа» Издательство «Элм» Баку.

9.Установлены следы двукраткого оледенения юго-восточ­ ной части Большого Кавказа. Апшеронское оледенение уста­ новлено на основании особенностей положения Кямской морены, обнаруженной в верховьях р. Кишчай. Возраст вто­ рого— Шахнабадского оледенения — устанавливается на осно­ вании сопоставления морен с речными террасами, а послед­ них — с морскими. Шахнабадское оледенение делится на три стадии охватывающие средневерхиечетвертичное время. Со­ временное оледенение унаследовано от последней (Шахюрдской) стадии отступания средневерхнечетвертичных ледников.

10.Подробная сравнительная геоморфологическая харак­ теристика северо-западной и юго-восточной периклиналей Большого Кавказа показывает, что в плиоцен-четвертичное время частота и размах новейших тектонических поднятий в пределах северо-западной периклинали Кавказа заметно усту­ пали поднятиям на юго-восточной, что нашло свое отражение

вменьшем (почти в два раза) количестве морских и речных террас на западе.

11.В азербайджанской части Большого Кавказа установ­ лены элементы откопанного рельефа, возникшего в результате размыва покрывавших его отложений. Примером подобного рельефа являются откопанные поверхности меловых извест­ няков на северном склоне Шахдагского и Кызылкаинского плато, на которых в виде отдельных «эрозионных» останцев сохранились верхнесарматские морские отложения и апше-

ронскиегалечники.

12. Рельеф азербайджанской части Большого Кавказа, вовлеченного в плиоцен-четвертичное время в общее сводовое поднятие Большого Кавказа, прешел сложный путь развития. Формирование его проходило в зависимости от общего темпа неотектонических движений, а также от интенсивности разви­ тия экзогенных процессов, обусловленных преимущественно климатическими факторами.

Вистории рельефа азербайджанской части Большого Кав­ каза выделено пять основных этапов.

Вдоверхнемиоценовом этапе геологическая история азер­ байджанской части Большого Кавказа восстанавливается,

начиная с юрского периода, так как доюрские морские осад­ ки в пределах ее не выведены на дневную поверхность. В на­ чале юры широкая трансгрессия охватила Большой Кавказ, где в это время существовала обширная геосинклиналь. В начале средней юры осевая полоса геосинклинали испытывает поднятие и складчатость. В конце средней юры в пределах Фго-Восточного Кавказа возникло три крупных архипелага (Тенгинско-Бешбармакский, Нуха-Вандамский и Главный Кавказский). Сводовое поднятие на Юго-Восточном Кавказе началось в конце мела (В. В, Хайн, 1962).

В верхней юре в Дибрарской геосинклинали накопился

226

мощный терригенный флиш. В пределах Шахдагской зоны и Нуха-Вандамского поднятия в титоне накапливались извест­ няки и доломиты, которые в геоморфологическом облике со­ временного рельефа играют большую роль. Глыбы верхне­ юрских известняков Шахдагского типа широко развиты в готерив-баррем-нижнеаптсхих отложениях, рельефно выделя­ ются в виде так называемых «дибрарских утесов».

Огромная трансгрессия верхнего мела, охватывавшая большую часть территории Восточного Кавказа, за исключе­ нием ряда архипелагов, сложенных плотными юрскими отло­ жениями, обусловила накопление мощных известняков в зоне Бокового хребта, которые играют доминирующую роль в со­ временном рельефе.

В палеоцене и эоцене увеличение суши было небольшим. Рельеф был плоским и невысоким. Большую часть современ­ ной суши занимали моря.

Вдоль северного контура Бешбармакского поднятия в на­ чале миоцена происходит накопление осадков, в которых пески играют существенную роль; кроме того, здесь происхо­ дит накопление глин и конгломератобрекчий, что свидетель­ ствует об интенсивном воздымании названного поднятия.

Вмиоплиоценовое время (сармат-мэотис) заметно усили­ вается поднятие и расширение суши.

Впределах Тфанско-Дибрарской суши низкие и частично средние горы интенсивно расчленены под действием эрозион­ но-денудационных процессов. Воздымание положительных структурных элементов (поднятий) происходило активно. В результате грубообломочный материал выносился за их пре­

делы— к северо-западному заливу сарматского моря. Нали­ чие конгломератов говорит о том, что в частности в верхнем течении р. Самур уже существовали средние горы. Они, оче-' видно, были расчленены и суживались в юго-восточном на­ правлении.

В районе г. Шахдаг рельеф был невысоким. Абсолютная высота его над уровнем верхнесарматского моря не превы­ шала 500—600 м, поскольку остатки этих отложений найдены нами на современной высоте '3550 м (К. М. Султанов, Б. А. Будагов, 1958; Б. А. Будагов, 1964). Район к юго-востоку от Кызылкаинского плато был более низким. Будугс.кая мульда соответствовала морскому заливу. Следовательно, водораз­ дельная линия Бокового хребта омывалась и частично вырав­ нивалась сарматским морем. Суша, возможно, состояла из' отдельных островов или гряд, отвечающих современным плато

и хребтам. Горы Главного Кавказского хребта, по сравнению

сБоковым, в районе гор Малкамуд—Тфан были более высо­ кими. Абсолютная высота рельефа достигла 500—1000 м. К юго-востоку от г. Тфан и северо-западу от г. Малкамуд горы понижались.

227

На южном склоне Главного Кавказского хребта горы в виде узкой полосы протягивались до г. Гяды и были низкими. В мэотическом веке, по сравнению с сарматским, суша еще больше расширяется.

Рельеф и климатические условия сарматского века не были благоприятными для оледенения, как наоборот предпо­ лагал С. А. Ковалевский (1936).

Одновременно в пределах Тфанско-Дибрарской суши, гор Судурских яйлагов, в районе г. Шахдаг, на плато Будуг и т. д. в результате эрозионно-денудационных, отчасти и абразион­ ных процессов происходило выравнивание рельефа. Река палео-Самур в сармате уже существовала и были перенесены валуны, которые впоследствии образовали конгломераты, развитые в северо-западной части Кусарской наклонной рав­ нины. Палео-реки, вероятно, существовали на южном склоне Главного Кавказского хребта (палео-Писагат и др.).

В нижнем и среднем плиоцене (понт-продуктивная толща) границы суши раздвигаются. В век продуктивной толщи рель­ еф в районе г. Базар-Дюзи принимает высокогорный характер.

Характер и мощность отложений продуктивной толщи сви­ детельствуют о большом размахе тектонических движений — активном воздымании суши и интенсивном погружении отдельных участков дна бассейна. Можно поэтому говорить о том, что начавшееся еще в среднем понте интенсивное воздымание осевой области размыва еще более усилилось в век продуктивной толщи. Ряд исследователей считает, что климат в среднем плиоцене был умеренно жарким. Учитывая грубый характер пород лонгуздыкской фации, охватывавшей юго-во­ сточную часть Тфанско-Дибрарской суши, и климатические условия века продуктивной толщи, мы считаем допустимым наличие в прибрежной зоне средних и низких расчлененных апилно-ленудашюнных гор. Низкие горы, а частично и на­ клонные раинины были распространены в пределах АлазаньАвторанской впадины.

В нижнем и среднем плиоцене рельеф интенсивно эроди­ ровался реками палео-Самур, пялео-Гильгильчай, палео-Пир- с а г я т , палео-Мазымчай, палео-Мухахчай и др.

Резкое понижение уровня моря в век продуктивной толщи, я также значительный вертикальный рост гор вызвали резкое изменение базиса эрозии и интенсивное расчленение рельефа, развитие глубинной эрозии. Поэтому в отличие от предыду­ щих геологических периодов в век продуктивной толщи осо­ бенно интенсивно протекали эрозионные процессы и пере­ стройка гидрографической сети.

В среднем плиоцене на водораздельном пространстве со­ временного Главного Кавказского, частично и Бокового хреб­ тов в век продуктивной толщи продолжала формироваться Салаватская поверхность выравнивания,

228