Файл: Будагов Б.А. Геоморфология и новейшая тектоника Юго-Восточного Кавказа.pdf

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