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

900 и 700—550 м1. Как видно, по высоте она очень близка к одновозрастной поверхности выравнивания советских Карпат (1000—900 м). Сравнивая эти данные с Восточным Кавка­ зом, можно отметить, что Восточные Карпаты и Главная гря­ да горного Крыма по темпу поднятий отстали от Восточного Кавказа на 3000—3200 м.

Аналогичная картина наблюдается при сопоставлении 500—650 м поверхности выравнивания Карпат с 3500—3600 м поверхностью выравнивания Кавказа. Обе они относятся к верхнему сармату, но разрыв между их высотными отметками велик (3000 м).

Впределах Копетдага самой высокой поверхностью вы­ равнивания является Ризакская (2700—2900 м), имеющая нижнесреднемиоценовый возраст (И. А. Резанов, 1959). В пре­ делах Малого Кавказа к этой поверхности выравнивания, по-видимому, относится Мыхтокянская (Досарматская)) по­ верхность, расположенная на высоте 2000—2200 м. Как видно, одновозрастные поверхности выравнивания на Копетдаге на 700—800 м подняты выше, чем на Малом Кавказе, что сви­ детельствует о более активных новейших тектонических под­ нятиях, происходивших в пределах Копетдага.

ВКопетдаге к послесарматскому времени относится Коштамырская поверхность выравнивания (1600—1900 м). В пре­ делах Юго-Восточного Кавказа ннжнеплиоценовая Салаватская поверхность выравнивания поднята на высоту 2800— 3000 м, т. е. на 1200—1100 м выше.

Если за весь плиоцен в пределах Карпат и в Копетдаге формировалось только по одной поверхности выравнивания, то

впределах Восточного Кавказа за этот же период формирова­ лось четыре, на Малом Кавказе и в Талыше—по две поверх­

ности. Следовательно, ритм новейших тектонических поднятий в пределах Большого Кавказа был более сложным, чем в дру­ гих соседних районах альпийской зоны.

Интенсивность новейших тектонических поднятий и их ритм в пределах названных гор альпийской зоны были неоди­ наковыми. Если в пределах Карпат и в Копетдаге за неотектонический этап было три крупных периода нланации п столь­ ко же этапов поднятий, то происходили они с различной интенсивностью, а амплитуда новейших движений в пределах Копетдага была гораздо большей, чем в пределах Карпат. Самая высокая и древняя поверхность выравнивания в Ко­ петдаге (2700—2900 м), относящаяся к нижнему-среднему миоцену, поднята на 1700—1900 м выше, чем наиболее высо­ кая поверхность выравнивания Карпат (нижний сармат). Об

1 По Н. С. Благоволину (1-965), эта поверхность выравнивания имеет раннемеловой (готерив-апт) возраст.

41

этом свидетельствует также разница высот или интервалов, наблюдаемых между двумя поверхностями выравнивания (в Копетдаге— 1000 м, в Карпатах — 400—300 м).

Новейшие тектонические поднятия в пределах Копетдага были более активными, чем в горах Талыша. Так, например самая древняя поверхность выравнивания в Талыше (олиго- цен-миоцен) поднята на высоту 2300—2400 м, тогда как в Ко­ петдаге нижнесреднемиоценовая поверхность имеет высоту 2700—2900 м. Несмотря на относительно раннее формирова­ ние самого рельефа Талышских гор, поверхности вырав­ нивания его расположены на 400—500 м ниже, чем в горах Копетдага. Талышские горы, являющиеся непосредственным продолжением Малого Кавказа и находящиеся в непосред­ ственной близости от него, характеризуются шестью ритмами поднятий и в своем развитии они соответствуют горам Малого Кавказа, хотя одновозрастные поверхности выравнивания в Талыше расположены ниже, чем на Малом Кавказе. Копетдаг, по сравнению с Талышом, характеризовался меньшим числом ритмов поднятий и планаций.

Рельеф Малого Кавказа по сравнению с рельефом Карпат, Крыма, Большого Кавказа и Копетдага более древний. Ана­ логи его первых двух поверхностей выравнивания (Гиналдагской 3000—3300 м и Севанской — 2400—2800 м) не встреча­ ются в пределах гор Восточных Карпат, Крыма, Восточного Кавказа и Копетдага. Однако наиболее высокую поверхность выравнивания Копетдага (Ризакскую — нижнесреднемиоцен) можно сопоставить с Мыхтокянской поверхностью выравни­ вания Малого Кавказа (Досарматская). Судя по абсолютным высотам этих поверхностей выравнивания, Копетдаг по ин­ тенсивности поднятия не только не отставал от Малого Кав­ каза, но и заметно (на 600—700 м) превосходил его.

В зависимости от интенсивности новейших тектонических движений в отдельных участках одновозрастные уровни по­ верхностей выравнивания подняты на различную высоту. В качестве примера можно указать на поверхности выравнива­ ния Восточного Кавказа и Центрального Предкавказья. В последнем Е. Н. Покрасс (1954) выделяет два уровня поверх­ ностей выравнивания: верхний (600—650 м) и нижний (400— 500 м), имеющие соответственно нижнеплиоценовый (меотический) и верхнеплиоценовый (акчагыл) возраст. В пределах Восточного Кавказа этим поверхностям выравнивания могут соответствовать Шахюрдская (3500—3600 м) и Тахтаяйлагская (1500—1600 м), но они занимают более высокие отметки (2900—2950 и 1100 м), чем соответствующие им по возрасту поверхности выравнивания Центрального Предкавказья.

Такую большую разницу в размахе новейших тектониче­ ских движений можно объяснить различием тектонического строения этих двух областей Кавказа. Центральная часть

42

Предкавказья входит в Скифскую эпигердинскую платформу и является приподнятым участком мезокайназойского плат­ форменного чехла.

Судя по величине новейших поднятий, Большой Кавказ за новейший этап пережил наибольшее воздымание, равное

4000—5000 м (Е. Е. Милановский, 1964).

Менее интенсивные поднятия характерны для Малого Кав­ каза, Копетдага и Талыша, а слабые поднятия пережили Кар­ паты и Крым. Результатом этого является наличие высоко­ горного рельефа на Большом Кавказе, среднегорного — в Копетдаге и Талыше и низкогорного — в Крыму и Карпатах.

Анализ возраста поверхностей выравнивания гор Альпий­ ской зоны складчатости юга СССР показывает, что здесь можно выделить крупные этапы планадии (выравнивания) рельефа, на что уже указывалось в литературе (Н. И. Нико­ лаев, 1862; Н. В. Думитрашко, 1962 и др.). Такими этапами были верхний миоцен, средний и верхний плиоцен и средне­ четвертичный период. Необходимо подчеркнуть, что в преде­ лах единого горного сооружения темпы поднятия могут быть разными, следовательно, одновозрастные поверхности вырав­ нивания могут иметь разные высоты.

Кроме перечисленных особенностей поверхностей вырав­ нивания названных горных сооружений, имеются и другие характерные черты.

И. А. Резанов (1959) указывает на резкую деформированность поверхностей выравнивания Копетдага. Особенно от­ четливо выражена она в пределах наиболее высокой — Ризакскон поверхности. Следующие Коштамырская и Ходжакалинская поверхности выравнивания деформированы в мень­ шей степени.

Ризакская поверхность выравнивания в центральной своей части имеет высоту 2900 м, а на юго-востоке понижается до

ность выравнивания на западе имеет абсолютную высоту 300—400 м, а в восточной части Ходжакалинской долины по­ вышается до 600—800 м.

Описанные деформации полностью отражают сводовое поднятие Копетдага. Аналогичная картина отмечается и в пределах Ковдагского хребта протяженностью более 20 км. Деформация поверхностей выравнивания на хребтах большей протяженности выражена менее четко, и это несколько за­ трудняет ее изучение. Резкой деформации подвергалась по­ верхность выравнивания Главной гряды Крыма, которая в виде моноклинали понижается от 1100 до 550 м (и более), а верхнеплиоценовая— от 300 до 1500 м (Н. С. Благоволин, 1965).

43

Судя по работам Б. Л. Личкова (1959, 1960), уровни по­ верхностей выравнивания высоких гор одинаковой (или близ­ е й ) высоты.

Как уже отмечалось выше, в пределах азербайджанской части Большого Кавказа выявлено 8 поверхностей выравни­ вания, возраст которых и их высоты принимаются в настоя­ щее время более или менее согласованно всеми исследовате­ лями этой территории. Эти данные нашли отражение у Б. Л Личкова (1960), составившего таблице уровней денудацион­ ных поверхностей высоких гор Земли. Попытку Б. Л. Личкова сопоставить уоовнч поверхностей выравнивания и выявить общие закономерности развития горных стран следует при­ ветствовать.

В таблице Б. Л. Личкова к верхнему сармату отнесены поверхности выравнивания высоких гор (Западная Европа. Понто-Каспийская область, Средняя Ази и Юг Сибири!, рас­ положенные в пределах абсолютных высот от 3100 до 3600 иг. На Восточном Кавказе верхнесарматские поверхности вырав­ нивания также приподняты на высоту 3500—3600 м. В других горных областях в зависимости от интенсивности новейших тектонических поднятий они могут быть приподняты на высо­ ты, различающиеся до 1500 м. Следовательно, Б. Л. Лишков при отнесении разновозрастных поверхностей выравнивания г. одновозрастному исходит не только из гипсометрических дан­ ных, но и учитывает историю развития тех или других горных областей в отдельности. Как видно, верхнесарматские поверх­ ности выравнивания, развитые в Альпах, имеют абсолютны0'

с данными по всем высоким горам. Однако, в таблице D. Л. Личкова имеются и некоторые неточности, касающиеся высот расположения поверхностей выравнивания Восточного Кав­ каза и их возрастов. Так, к продуктивной толще (Балаханский век) им отнесены поверхности выравнивания, расположенные на абсолютной высоте 1100—12800 м. Это же относится и к меотическим и понтическим поверхностям выравнивания, ко­ торые вряд ли формировались в это время.

ГРЯЗЕВЫЕ ВУЛКАНЫ И ФОРМЫ РЕЛЬЕФА, ОБРАЗОВАННЫЕ ИМИ

На Юго-Восточном Кавказе грязевые вулканы широко распространены и по интенсивности своего проявления поль­ зуются мировой известностью.

Широкое распространение и активное проявление грязевнх вулканов, приуроченных к нефтеносным районам Юго-

44

Восточного Кавказа, привлекло внимание ряда исследовате- лей-геологов. В связи с расширением геологоразведочных работ на нефть и благодаря установленной связи грязевых вулканов с газонефтеносностью, их изучению стали уделять особое внимание. В результате появился ряд морфологиче­ ских работ, посвященных их генезису, морфологии, истории развития, географическому распространению.

В геологической литературе образование грязевых вул­ канов Крымско-Кавказской нефтеносной области объясня­ ется двояко.

Одна группа геологов (Г. Абих, 1873; С. А. Ковалевский, 1940) считала, что проявление грязевых вулканов связано с магмой, которая является основным поставщиком тепла и газа. Другая (причем основная) группа геологов во главе с И. М. Губкиным отрицает связь грязевых вулканов с магма­ тическими очагами. Однако подавляющее большинство гео­ логов обеих групп считало, что грязевые вулканы приурочены к сводовым частям брахискладок, осложненных разломами. В настоящее время принято считать, что «образование гря­ зевых вулканов тесно связано с геотектоническим развитием района их распространения, при наличии в недрах скопления нефтяных газов и пластичных пород» (М. М. Зейналов, 1960).

Все перечисленные исследователи основное внимание

•обращали на геологию грязевых вулканов и связь их с неф­ теносностью.

Присутствие пластовой брекчии среди нормальных пород продуктивной толщи дало основание А. А. Якубову (1948) говорить о том, что деятельность грязевых вулканов началась в период Восточно-Кавказской ореогенной фазы, т. е. с акчагыльского и апшеронского веков.

Грязевые вулканы в пределах Юго-Восточного Кавказа занимают площадь в 12 тыс. км2, а вместе с подводными вул­ канами Каспия— 18 тыс. км2 (А. Б. Ронов, 1949). Общее число грязевых вулканов исчисляется от 220 (Г. П. Тамразян, 1958) до 250 (А. Б. Ронов, 1949). Грязевые Еулканы распространены, в основном, в пределах Кобыстана, Апшерокекого полуострова, западной, примыкающей к Юго-Вос­ точному Кобыстану части Каспийского моря. На юго-западе граница их распространения проходит по линии залива

ная мелководная часть Каспийского моря, огибая равнину Богаз и Апшеронский полуостров. На северном склоне ЮгоВосточного Кавказа эти вулканы занимают лишь небольшую полосу и встречаются вдоль внешних склонов и водоразделов низких гор по линии Ситалчай—Тахтакерпи. На самой северной границе этой территории расположен грязевый вул­

45

кан Кайнарджа, впервые описанный А. А. Ализаде, Б. Я- Ясневым (1935), а позднее нами (1957).

Грязевые вулканы, связанные с газонефтеносными место­ рождениями, имеют наиболее широкое распространение. На Кавказе и в Крыму они развиты в пределах предгорий ЮгоВосточного Кавказа, в прибрежной полосе Каспийского моря, на низкогорьях Таманского и Керчинского полуостро­ вов.

Грязевые вулканы, распространенные в полосе развития магматических вулканов, встречаются в Центральной Аме­ рике, в Исландии, на Новой Зеландии, на о. Целебес, на Камчатке и в других районах.

Грязевые вулканы сейсмотектонического происхождения, на Юго-Восточном Кавказе встречаются крайне редко. Активная сейсмичность Юго-Восточного Кавказа, наличие высокобалльных землетрясений способствуют оживлению, а зачастую и извержению грязевых вулканов, которые неодно­ кратно наблюдались в Кобыстане.

Величина грязевых вулканов Юго-Восточного Кавказа

Д. А. Лилиенберг (1955, 1962) в пределах предгорий ЮгоВосточного Кавказа выделяет два основных морфогенетиче­ ских типа грязевых вулканов, куда входят: 1) конусовидных грязевых вулканы и 2) плоские сопочные поля (рис. 7).

кратер, 8—уступы в брекчиях.

Конусовидные грязевые вулканы резко выражены в рель­ ефе и напоминают конусы магматических вулканов. Обычно вершины их являются плоскими, так как на них расположен кратер вулкана. Вершинная часть конуса грязевого вулкана постепенно вниз по склону, т. е. к подошвам расширяется.

46

Склоны их, как правило расчленены оврагами. На склонах кратеров грязевых вулканов, помимо оврагов и балок широ­ ко развиты глинистый карст и бедленд.

Кратеры ряда грязевых вулканов окаймлены (в основном с трех сторон) уступами, высотой до 10—15 и более метров относительной высоты, которые образовались благодаря оседанию брекчий. На кратере имеются многочисленные кольцевые валы, густая сеть трещин, образующих такыро­ видные поверхности. На кратерах грязевых вулканов после извержения вследствие оседания или вспучивания образуют­ ся столбчатые отдельности. На пониженных участках часто образуются озера, имеющие дугообразную форму. Глубина их колеблется от одного до нескольких метров.

Диаметр кратеров — до 300—500 м, а диаметр основания нередко — до 3—4 км (иногда и более). Самыми крупными конусами грязевых вулканов являются: Тоурагай, Большой и Малый Кянизадаг, Котурдаг, Отманбоздаг, Боздаг Гюздекский, Дазалидаг и др.

Сопочные поля в отличие от конусов грязевых вулканов образуют уваловидные возвышенности относительной высо­ той в 30—50 м. Они занимают территррию от нескольких сот квадратных метров до нескольких квадратных километ­ ров с небольших грифонов и конусов.

Образование конусообразных грязевых вулканов, приуро­ ченных, как правило к брахискладчатым структурам, связа­ но с частотой извержения и составом сопочной брекчии. Частые извержения и большие конусы выноса грязевых вул­ канов наблюдаются тогда, когда в недрах имеются мощные пластичные породы (М. М. Зейналов, 1960). Конусообразные вулканы хорошо выражены при наличии ундуляции осей антиклиналей и образовании обособленных, хорошо выра­ женных в рельефе брахиантиклиналей или на участках ко­ ленчатых изгибов антиклиналей (Д. А. Лилиенберг, 1962).

Сопочные поля образуются на поверхности слабовыраженных в рельефе структур, в которых отсутствуют благоприят­ ные условия для накопления значительных нефтяных газов. Слабо выраженные в рельефе структуры, на которых развиты сопочные поля, создают условия для растекания продуктов извержений по территории (Д. А. Лилиенберг, 1962).

На поверхности кратера и сопочных полей имеется ряд форм грязевулканического рельефа. Таковыми являются гря­ зевые нефтяные сопки, сальзы и грифоны.

Извержение грязевых вулканов за верхнетретичное и чет­ вертичное время способствовало излиянию огромной массы брекчии, которая занимает обширную территорию. Так, на­ пример, только на территории Южного Кобыстана брекчия покрывает площадь более 250 км2, что составляет более 15% всей территории (М. М. Зейналов, 1960).

47

Деятельность грязевых вулканов делится на две стадии: эксплозионную и грифонную (А. Б. Ронов, 1949). При эксплозионной деятельности происходят мощные извержения, нося­ щие кратковременный характер. При этом иногда выносятся миллионы кубометров грязи. Грифоиное извержение носит длительный характер. При этом выделяется небольшое коли­

стана и учет периодичности их извержения как во времени, так и по площади, дали ему основание считать, что деятель­ ность их усиливается через каждые 12—14 лет.

СОВРЕМЕННОЕ ОЛЕДЕНЕНИЕ И ФОРМИРОВАНИЕ ЛЕДНИКОВОЕО РЕЛЬЕФА

Шахдагский массив и прилегающие к нему участки ЮгоВосточного Кавказа превышают местную снеговую границу, благодаря чему создаются благоприятные условия для обра­ зования отдельных небольших ледников, приуроченных, глав­ ным образом, к северной экспозиции гор (Б. А. Будагов, 1965).

Общие климатические условия не благоприятны для раз­ вития и расширения площади этих ледников. Ледники сохра­ нились на гг. Базар-Дюзи, Базарюрд, Тфан и Шахдаг.

Почти все ледники исследуемой территории отступают. Это установлено на основании сопоставления литературных дан­ ных предыдущих исследователей с новыми данными с одной стороны и следов отступающих ледников, сохранившихся в рельефе — с другой.

Общая площадь почти всех современных ледников иссле­ дуемой территории (6,4 км2) за 20 лет сократилась свыше, чем на 2 км2. Недалеко от оконечности языков современных ледников расположены морены (ледники Базар-Дюзи, Шах­ даг, Тфан), которые свидетельствуют об их отступании за последние несколько сот лет (Б. А. Будагов, И. М. Кисин, 1958).

На основании анализа следов древнего оледенения, со­ хранившихся в пределах бассейна р. Кусарчай, автор пришел к заключению, что современные ледники являются реликтами последнего, т. е. средневерхнечетвертичного оледенения (Б. А. Будагов, 1958). Эта мысль подтверждается данными Э. М. Шихлинского (1963).

На южном склоне Юго-Восточного Кавказа снеговая гра­ ница лежит на абсолютной высоте 3800 м, а на северном скло­ не— 3750 м (Б. А. Будагов, 1958).

Абсолютная высота снеговой границы для всего Кавказа составляет 3375 м (П. А. Иваньков, 1959), а Юго-Восточного

48

Кавказа — 3720 м (Б. А. Будагов, 1965). Разница между ними составляет 345 м, что связано с увеличением аридности кли­ мата на Юго-Восточном Кавказе, по сравнению с остальной территорией Большого Кавказа.

К долинным относятся ледники Тфан и Муркар. Запад­ ная часть ледника Базар-Дюзи является типичным висячим ледником. Ледник Шахдаг является характерным плосковер­ шинным, ледник Арагикам относится к каровым; Муркар яв­ ляется долинным.

Сохранность современных ледников обязана большим абсолютным высотам (4000—4500 м), орфографическим усло­ виям, экспозициям и уклонам склонов, расчлененности, нали­ чию плоских вершин и моренных отложений перекрывающих поверхность их.

Молодые морены сохранились у языка Тфанского ледни­ ка, у языка юго-западного ледника Базарюрд; у мертвого ледника Муркар (г. Базар-Дюзи), на поверхности Шахдагского плато и т. д.

Современные ледники играют определенную роль в фор­ мировании современного рельефа. В ложе Тфанского ледни­ ка формируются два небольших кара. Базар-Дюзинский лед­ ник помимо формирования молодых каров, принимает также активное участие в разрушении склонов благодаря крупным обвальным висячим ледникам. В формировании склонов при­ нимает участие и ледник Шахдаг. Два его языка активно сглаживают склоны горы.

ДРЕВНЕЕ ОЛЕДЕНЕНИЕ И СОЗДАННЫЕ ИМИ ФОРМЫ РЕЛЬЕФА

Изучение следов древнего оледенения в Альпах, северной части Европы, а также России дало во второй половине XIX и в начале XX в. определенный толчок к изучению следов древнего оледенения и на Кавказе, в том числе в юго-восточ­ ной его части (Б. А. Будагов, 1958; 1963; 1965).

Из наших данных десяти лет и из анализов литературных материалов можно заключить, что в азербайджанской части Большого Кавказа сохранились следы двухкратного оледене­ ния: Кусарского и Шахнабадского (Б. А. Будагов, 1965).

Кусарское (Апшеронское или Шахдагское) оледенение.

Основным доводом для признания Апшеронского оледенения были мощные аккумулятивные отложения, окаймляющие предгорные полосы и представленные галечниками, редкими вулканами, глинами и т. д. Сюда относились отложения Кусарской наклонной равнины, Аджиноурских предгорий (на Восточном Кавказе), Нафталанской, Акеринской и других на­ клонных равнин (на Малом Кавказе).

В пользу признания Кусарского оледенения говорит ин­ тенсивное воздымание Кавказа в апшероне. Интенсивное под-