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

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-

В пределах азербайджанской части Большого Кавказа возраст Салаватской поверхности выравнивания почти всеми исследователями определяется как средний плиоцен (низы продуктивной толщи). Участок поверхности выравнивания, который расположен в пределах морены Кям, тоже относится к Салаватской поверхности. Морена Кям врезалась в эту по­ верхность. Следовательно, долина, а также и морена, запол­ нившая ее, образовались после среднего плиоцена. Эти по­ следние данные тоже (хотя и косвенно) говорят в пользу верхнеплиоценового (апшеронского) возраста морены Кям.

Нахождение моренных отложений верхнеплиоценового оледенения на Центральном и Восточном Кавказе, наличие мощных слоев галечников с прослоями глин, окаймляющих предгорья и низкогорья в этих районах, являются неоспори­ мым фактом существования апшеронского оледенения.

Сохранность следов апшеронского оледенения в пределах азербайджанской части Большого Кавказа показывает, что кары и троговые долины не опускались ниже 2200—2300 м и удаленность их от Главной водораздельной линии не превы­ шала 3—4 км в верховьях бассейна рек, истоки которых рас­ положены в области наиболее высоких частей исследуемой территории (гг. Шахдаг, Базар-Дюзи, Тфан и т. д.). Общая площадь верхнеплиоценового оледенения была немного боль­ ше, чем площадь Лезинского оледенения (см. ниже).

Шахнабадское (средневерхнечетвертичное) оледенение. В

наших работах (Б. А. Будагов, 1957, 1965) по древнему оле­ денению Юго-Восточного Кавказа говорилось о наличии последнего—Шахнабадского оледенения. На основании имев­ шихся материалов мы выделили три стадии отступания последнего Шахнабадского оледенения — Лезинскую (верх­ нехазарскую), Шахдюзинскую (верхнехвалынскую) и Шахюрдскую (иижненовокаспийскую).

Как видно из сказанного, между каждой стадией Шахна­ бадского оледенения достаточно большие интервалы, т. е. они различны но возрасту (верхний хазар, верхний хвалын и нижненовокаспийская). Поэтому, на первый взгляд, можно было бы их разделить на отдельные самостоятельные оле­ денения. Но следы отдельных стадий Шахнабадского оледе­ нения прослеживаются очень последовательно. Поэтому мы так же, как и раньше, не считали целесообразным делить еди­ ное оледенение, имеющее разные стадии продолжительности.

Последнее оледенение, названное нами Шахнабадским, устанавливается на основании экзарационных (кары и тро­ говые долины) и аккумулятивных форм рельефа (Б. А. Буда­ гов, 1965).

Проведенное сопоставление морен с речными террасами, а последних с морскими террасами дает основание считать, что лезгинская стадия Шахнабадского оледенения может co­

s t